Природные минеральные соединения разного генезиса имеют разнообразный минеральный состав. Выделяются они не одновременно, а отдельными сообществами. Например, на свинцово-цинковых месторождениях Рудного Алтая главные минералы галенит (PbS) и сфалерит (ZnS) возникают одновременно с халькопиритом (СuFeS2), блеклой рудой (Cu12[Sb,As,Pb,Ag]4S13) и аргентитом (AgS). Такие сообщества минералов, образовавшиеся в близких физико-химических условиях, обычно называют парагенетической минеральной ассоциацией. Период образования сопряженных в пространстве и времени минеральных ассоциаций в сходных физико-химических условий, называют стадией минерализации. Обычно каждая стадия минерализации отделена от предыдущих и последующих стадий периодом трещинообразования и деформации ранее отложившихся минералов. В результате ранее образованное минеральное вещество пересекается или его обломки цементируются, коррозируются агрегатами поздних ассоциаций.

Руды большинства месторождений образуются в несколько стадий минерализации. Отдельные ассоциации могут быть развиты не во всех рудных телах месторождения. Часто та или иная минеральная ассоциация избирательно тяготеет к кровле или подошве рудного тела, его флангам, верхним или нижним горизонтам месторождения, а в других частях отсутствует или представлена скудно. Таким образом, оруденение развивается зонально. Различают вертикальную (в разрезе) и горизонтальную (в плане) зональность. Кроме того, зональность оруденения может проявляться локально (в пределах рудного тела, рудного поля) и регионально (в пределах рудного узла, металлогенической зоны).

Кратко коснемся элементов региональной рудной зональности. Месторождения разных минеральных типов оруденения одного металла расположены в пределах одного рудного поля или рудного узла. Месторождения разных металлов слагают зональный узор рудных узлов и рудоносных зон. Совокупность рудоносных зон с месторождениями разного состава образует металлогенические зоны (металлогенические провинции), а те в свою очередь - планетарные металлогенические пояса.

Ранее причиной зонального отложения рудного вещества в гидротермальных месторождениях почти безоговорочно считалось осаждение минералов из непрерывного потока горячих растворов, выделяемых остывающими интрузиями (гипотеза Эммонса и ее аналоги). Согласно этой гипотезе высокотемпературные руды Sn, Mo, W, Be обязаны локализоваться внутри рудоматеринского массива. В породах обрамления интрузий образуются среднетемпературные руды Cu, Pb, Zn, Au. На максимальном удалении от интрузий расположены низкотемпературные минералы Au, руды Ag, Sb, Hg. Если зональность рассматривать в пределах значительной территории (рудоносной зоны, металлогенической зоны), то такая закономерность в целом соблюдается. Примером являются полные ряды металлогенической зональности в Яно-Колымском и Восточно-Уральском поясах, на Памиро-Алайском, Тянь-шаньском, Курамино-Чаткальском хребтах в Средней Азии. Но для конкретных интрузивных массивов полный зональный ряд месторождений не наблюдается.

Объяснения этому факту различны. С. С. Смирнов объяснил это прерывисто-пульсационным поступлением порций растворов разного состава из остывающего магматического очага, по его мнению, эти разновозрастные порции используют для дренажа разные системы трещин.

Слабость гипотезы Эммонса и её вариаций заключается в том, что не существует интрузий, геохимически специализированных на все металлы, слагающие зональные ряды месторождений в конкретных рудоносных зонах. Кроме того, крайне сомнительна возможность концентрированной транспортировки того или иного металла от рудоматеринского плутона на большие расстояния сквозь сложную геологическую среду, насыщенную многочисленными барьерами для растворов. Эти противоречия снимаются, если допустить, что источником металлов являются их надкларковые концентрации во вмещающих геологических толщах, а интрузиям отводится роль прогревающих и поляризующих энергетических очагов, что приводит к мобилизации, переносу и концентрированному отложению металлов. Во многих рудных районах (Северо-Восток, Дальний Восток, Восточная Сибирь, Средняя Азия и др.) изучение петрографического состава терригенных пород близ месторождений разных металлов, пространственно удаленных от ближайших интрузий, показало, что оруденение закономерно приурочено к границам фаций контактового или регионально-контактового зонального метаморфизма. Например, золотые месторождения сконцентрированы на границе биотитовой и серицит-хлоритовой зон метаморфизма алевролитов и песчаников, т.е. на границе палеотемпературных полей примерно 350-400°. При этом данные месторождения обнаружены только в тех толщах (насыщенных пиритом, карбонатами, туфогенным материалом), где установлена специализация на золото и его геохимические спутники (органический и неорганический углерод, S, As, Ag, Cu, Zn, Pb, Sb, Ti, Ni, Co и др.).

Зональность оруденения обусловлена также изменениями (часто ритмичными) давления, концентрации растворов, химизма среды, еН, рН, полярности и напряженности естественного электрического поля и других физико-химических показателей среды рудоотложения. Ранее зональность гидротермальных месторождений безоговорочно связывалась с глубиной рудоотложения. Линдгрен выделил катазону, мезозону и эпизону оруденения, что соответствует месторождениям больших, средних и малых глубин. Сейчас накоплено большое число наблюдений, доказывающих, что эта схема условна, и в пределах одного и того же интервала глубин, в зависимости от соотношения температуры и давления и их эволюции, могут проявляться месторождения с признаками всех названных зон.

Наиболее ярко и локально зональность оруденения проявлена в близповерхностных гидротермальных, гидротермально-осадочных и некоторых экзогенных месторождениях. Пример – залежи колчеданных руд, отложенных «черными курильщиками» на дне моря. В пределах рудных тел от подошвы к кровле выделяются минеральные зоны пирита, халькопирита, сфалерита, галенита, барита. В вулканогенно-гидротермальных месторождениях по падению рудных тел часто наблюдается быстрая смена низкотемпературных минералов (марказит, киноварь, станнин, антимонит, реальгар, теллуриды золота, электрум, минералы серебра и др.) среднетемпературными (галенит, сфалерит, халькопирит, пирит, самородное золото и др.), а затем и высокотемпературными (касситерит, леллингит, шеелит, вольфрамит, молибденит и др.). Одновременно с рудными минералами быстро меняется и состав жильных минералов. На верхних горизонтах преобладает сероватый тонкозернистый, скрытозернистый халцедоновидный кварц с кокардовой, почковидной, крустификационной текстурой в ассоциации с баритом; с увеличением глубины кварц становится белым, зернистым, с ним ассоциируют хлорит, слюда, полевые шпаты, а барит исчезает; на глубоких горизонтах кварц становится «льдистым», часто дымчатым, морионовидным, с ним ассоциирует турмалин.

С другой стороны, в месторождениях, образованных в так называемых термостатированных условиях (то есть в условиях длительной, устойчивой тепловой активности) минеральный состав может быть поразительно устойчив в весьма значительном интервале глубин (месторождение Колар в Индии, где состав золото-кварцевых жил практически не меняется до глубины 3,5 км).