10803

Геология полезных ископаемых

Книга

География, геология и геодезия

Семинский Ж.В. Геология полезных ископаемых Учебное пособие для геологических специальностей вузов Иркутск: Издво ИрГТУ 2009. 104 с. В первой части пособия рассматриваются общие вопросы строения состава и образования месторождений полезных ископаемых. Вторая часть со

Русский

2013-04-02

6.07 MB

298 чел.

Семинский Ж.В. Геология полезных ископаемых (Учебное пособие для геологических специальностей вузов) - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2009.- 104 с.

В первой части пособия рассматриваются общие вопросы строения, состава и образования месторождений полезных ископаемых. Вторая часть содержит описание генетических серий, классов и типов месторождений. При этом схема описания по возможности унифицирована и включает  определение каждого типа, его промышленное значение, особенности геологического строения, процессы образования и главные рудные формации. Пособие составлено на основе курсов лекций «Основы учения о месторождениях полезных ископаемых» и «Генетические проблемы рудообразования», которые автор читает более 35 лет в Иркутском государственном техническом университете (политехническом институте).  

Пособие может использоваться для студентов, обучающихся по программе специалистов и бакалавров.               

                    Табл. 10,  ил. 72, список лит. 8 названий.

                 Рецензенты:  профессор кафедры геологической съемки, поисков и разведки ИрГТУ,  доктор геолого-минералогических наук В.А. Филонюк;

                      и.о. профессора кафедры геологии и геохимии полезных ископаемых ИрГТУ, кандидат геолого-минералогических наук Г.Д. Мальцева

© Ж.В. Семинский, 2009

© Иркутский государственный

   технический университет, 2009

ОГЛАВЛЕНИЕ

                                                                                                         Стр.

Введение……………………………………………………………………… .     4

Часть 1. Общие сведения о месторождениях полезных ископаемых

  1.  История освоения минеральных богатств России……………….      5
  2.  Понятия о площадях распространения полезных ископаемых…      9
  3.  Формы рудных тел полезных ископаемых……………………….     10
  4.  Вещественный состав руд, их текстуры и структуры……………     15
  5.  Процессы образования месторождений полезных ископаемых и

      их классификация………………………………………………….      22

Часть 2.   Генетические типы месторождений полезных ископаемых

ЭНДОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ…………………………………    24

  1.  Общие сведения об эндогенном рудообразовании………………..    24
  2.  Магматические месторождения………………………………….    30
  3.  Кристаллизационные месторождения ……………………………     31
  4.  Ликвационные месторождения…………………………………….    33
  5.  Пегматитовые месторождения……………………………………   35
  6.  Карбонатитовые месторождения…………………………………   40
  7.  Альбититовые и грейзеновые месторождения………………….   45
  8.  Скарновые (контактово-метасоматические) месторождения…  49
  9.  Гидротермальные месторождения………………………………… 56
  10.  Высокотемпературные гидротермальные месторождения………… 62
  11.  Среднетемпературные гидротермальные месторождения…………. 64
  12.  Низкотемпературные гидротермальные месторождения…………. . 66
  13.  Месторождения сложного генезиса………………………………… 67
  14.  Стратиформные месторождения ……………………… . …………..  67

      Вулканогенно-осадочные месторождения ………………………….  69

ЭКЗОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ  …………………………………..  72

  1.  Общие сведения об экзогенном рудообразовании………………. …  72
  2.  Месторождения выветривания …………………………………….  74

     Остаточные месторождения (коры выветривания)………………….  75

     Инфильтрационные месторождения………………………………….  80

  1.     Осадочные месторождения ……………………………………….   83

      Механические осадочные месторождения – россыпи……………...   85

  1.   Хемогенные осадочные месторождения……………………………   90

       Биогенные и биогеохимические месторождения ………………….   94

МЕТАМОРФОГЕННЫЕ  МЕСТОРОЖДЕНИЯ…………………………  96

  1.  Общие сведения о метаморфогенном рудообразовании……………   97
  2.  13.  Метаморфизованные месторождения …………………………….  99

14. Метаморфические месторождения………………………………...102

Библиографический список……………………………………………...104

ВВЕДЕНИЕ

В предлагаемом учебном пособии излагаются в краткой форме основные положения курса лекций по генетической части учения о месторождениях полезных ископаемых, который автор читает в Иркутском государственном техническом университете (политехническом институте) с 1968 года. Пособие предназначено для студентов-геологов, изучающих дисциплины «Основы учения о полезных ископаемых» и «Генетические проблемы рудообразования». Кроме того, оно может быть использовано студентами негеологических специальностей по курсу «Геология и полезные ископаемые».

В первой части пособия рассматриваются общие вопросы строения, состава и образования месторождений полезных ископаемых. Вторая, большая по объему часть содержит описание генетических серий, классов и типов месторождений. При этом схема описания по возможности унифицирована и включает  определение каждого типа, его промышленное значение, особенности геологического строения, процессы образования и главные рудные формации.

Необходимо отметить традиционную дискуссионность генетической классификации месторождений полезных ископаемых, поскольку далеко не все процессы рудообразования являются понятыми до конца. В предлагаемой нами классификации  отражаются те типы МПИ, которые признаются подавляющим большинством геологов. В то же время введены месторождения сложного (а может быть неясного) генезиса, формировавшиеся при воздействии эндогенных и экзогенных рудообразующих процессов (полигенные и полихронные). Генетическая классификация МПИ безусловно будет совершенствоваться еще многие годы.

При написании настоящей работы использовались учебники и учебные пособия, которые были созданы известными профессорами вузов – специалистами по геологии месторождений полезных ископаемых и изданные в период с 1970 по 2007 годы, а также методические работы автора, что отражено в библиографическом списке. Наиболее ценный материал учебно-методического характера, обеспечивающий, как нам кажется, преемственность научной школы отечественных геологов в области учения о полезных ископаемых, мы нашли в классических трудах  В.Н. Котляра, В.И. Смирнова, С.А. Вахромеева, Ф.И. Вольфсона, П.М. Татаринова, В.М. Крейтера, В.И. Синякова, В.И. Старостина. Из этих и других работ взяты в частности примеры (рисунки) типичных месторождений полезных ископаемых, отдельные определения генетических типов МПИ и другие данные.

Учитывая назначение предлагаемого пособия, автор старался сделать его максимально кратким, доступным для студентов – геологов и горняков, в том числе обучающихся по программе бакалавров.

Часть 1. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О МЕСТОРОЖДЕНИЯХ

ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ

Полезные ископаемые имеют первостепенное значение в жизнедеятельности человеческого общества. Успешное развитие и процветание большинства государств в значительной степени определяется использованием собственной минерально-сырьевой базы или возможностью приобретения минерального сырья за рубежом. Энергетическое сырье: нефть, уголь, газ, а в последние десятилетия и уран; металлы: железо, марганец, никель, свинец, цинк, медь, молибден, вольфрам, олово, золото, серебро, платина; нерудное  сырье: соли, асбест, флюорит, графит  – это далеко неполный перечень необходимых и наиболее широко используемых полезных ископаемых.

1. История освоения минеральных богатств России

Первыми полезными ископаемыми, которые использовались первобытными людьми, были неметаллические: вода, глина. За 20 тыс. лет до н.э. добывались кремень, кварц, роговик, соль, известняк.

Первый металл, который стал использовать человек за 7 тыс. лет до н. э., это медь, выплавлявшаяся из карбонатной руды на территории современной Турции. Примерно с пятого тысячелетия до н. э. из меди начали изготавливать орудия труда, а золото использовалось для украшения. С третьего тысячелетия до н. э. использовали бронзу – сплав меди с оловом. Железо активно начали получать и использовать в 5 – 4 в. до н.э.

В древней Руси и на близлежащих территориях археологические находки свидетельствуют о развитии горного промысла в каменном, бронзовом и железном веке в Сибири, на Урале, Алтае, Забайкалье – «чудские копи», в Ср. Азии – «китайские», на Кавказе – «греческие» древние выработки. Они датируются поздним неолитом – бронзовым веком (вторая половина У тысячелетие до н. э. – II  век н. э.). Так, в Чудской шахте на Урале найдены останки горняка с кожанной сумкой, а рядом остатки плавильных печей с боковыми поддувами и шлаком с древесным углем и каменные ступы для дробления руды. В Минусинской котловине разрабатывалось около 120 месторождений меди и полиметаллов; на Алтае велась добыча олова и россыпного золота. На Русской равнине осуществлялась добыча болотных руд железа. Найдены остатки карьеров размером 120х20м, глубиной до 18м, подземные выработки округлого сечения глубиной до 40м с целиками вдоль рудных тел с креплением каменными столбами. Орудиями труда были  медные, каменные топоры, кайлы, кинжалы, деревянные лопаты, ступы, горшки, сумки.

В средние века (III – ХУIII в.в.) разрабатывался широкий круг полезных ископаемых: каменные стройматериалы (блоки), известняк, мрамор, болотные, озерные и более глубокозалегающие лимонитовые и сидеритовые руды (Вологодская, Тульская области), руды Au, Sn, Ag, Sb, Hg, Pb. Цветные металлы привозили из Ср. Азии (Чаткальские и Кураминские горы Карамазара), где в это время был расцвет горного дела, мусковит («московское стекло») добывался в Карелии, янтарь на Днепре, соляные промыслы были в Вычегодском районе (бассейн Камы), бакинская нефть добывалась в колодцах с У1в. В «Книге большого чертежа» (ХУ1 в.)  описание Московского государства сопровождается указаниями на разработку многих полезных ископаемых. В 1584 г. при Иване Грозном был организован «Государев приказ каменных дел». В 1635 г. на р. Каме был построен первый государственный медеплавильный завод. В 20-е – 80-е годы ХУ11 в. по следам древних выработок один из охотников открыл на Алтае крупные полиметаллические месторождения с серебром (впоследствие Зыряновское, Риддеровское, Змеиногорское месторождения). В это время были организованы первые правительственные экспедиции, часто по челобитным письмам рудознатцев.

Технология горных работ была довольно высокой, особенно на месторождениях солей и железа. Скважины глубиной до 250м бурились ударно-вращательным способом деревянными трубами с железными наконечниками. Соляной раствор выкачивался и поступал в солеварни. Даже шведы обманным путем вызнали эту технологию. Железо плавили сыродувным способом при температуре 980-12000. Искали железо в болотах при помощи березовой коры, которая при наличии руды в воде разъедалась.  В Вятской волости работало более 100 домниц. Каждая из них давала 500-1600 кг железа за сезон. В это время и позже Русь вывозила его за границу, особенно в Англию, где своего железа не было.

Толчком для развития горно-геологического дела послужили походы первопроходцев на Урал, в Зауралье и Сибирь, особенно П. Бекетова, Я. Похабова, В. Пояркова, С. Дежнева и др. Через 60 лет после походов Ермака Россия «вышла» к Тихому океану. В Сибири соляные копи по рекам Куте и Илиму начали работать в 1636г. Здесь в 1639г. Ерофей Хабаров основал соляные варницы. Усольский солезавод начал функционировать с 1642г. В 1636г. кузнец Шестачка Коршунов нашел в окрестностях Илимского острога железную руду и организовал маленький железоделательный завод. В 1640г. Алексей Жилин нашел слюду по р. Тасеевой в Вост. Саяне, а в 1650г. казак Сидор Васильев открыл мусковит в Витимо-Патомском нагорье (впоследствие Мамский слюдоносный район).  Добычу организовали  в 1689г. купцы Лыткин и Творогов.

Реформирование страны, начатое Петром 1, потребовало развития промышленности, а значит, в первую очередь – горно-металлургической отрасли. Была создана Берг-коллегия, на Урале открыты горные школы, а затем Горное училище (1723г.) в Екатеринбурге, преобразованное позже в знаменитый Горный институт. В 1718 г. был принят «закон о горных привилегиях», в котором предусматривались, с одной стороны, полная свобода поиска полезных ископаемых, с другой, наказание за утаивание открытий.

В 1721- 22 г.г. были открыты угольные месторождения на Дону (Донбасс) и в Подмосковье (Подмосковный бассейн). К 1837 году Россия по выплавке чугуна обогнала Германию, Великобританию и Францию. В конце Х1Х века Россия вступила в полосу промышленного подъема, что привело и к подъему горно-добывающей промышленности. Был образован Геологический комитет, который организовал составление геологических карт и поиски полезных ископаемых, в том числе вдоль линии Транссибирской железнодорожной магистрали. С этого времени в России начало активно развиваться  учение о геологии месторождений полезных ископаемых (Е.С. Федоров, Н.К. Высоцкий, В.А. Обручев, позднее А.Е. Ферсман, А.Н. Заварицкий). Однако Россия до Октябрьской революции тратила на геологические работы меньше, чем Канада в 60 раз, чем США в 20 раз.

После революции 1917г. была поставлена задача самостоятельно снабдить страну всеми видами минерального сырья за счет собственных месторождений. Нефть и газ в промышленных масштабах добывались только на Кавказе в Грозненском и Майкопском районах. В 1918 г. нефть и газ были объявлены государственной собственностью. Начались активные поиски в Поволжье, особенно после открытия здесь нефти в 1929г. Прогноз на нефть в Волго-Уральской провинции был сделан И.М. Губкиным. Нефтяной фонтан забил в 1932 г. в районе Ишимбаево. До 1937г. были открыты Краснокамская, Туймазинская, Бугурусланская и  др. площади на больших территориях Татарии, Башкирии, Самарской, Пермской областей. В 40-60-х годах Волго-Уральская провинция стала основной нефтяной базой страны (1400 нефтяных и газов залежей). Крупнейший Западно-Сибирский нефтегазоносный район также был предсказан И.Н. Губкиным.   В 1953-61г.г. были открыты месторождения газа Березовское, Уренгойское, Ямбурское, Заполярное, нефти Мегионское, Шаимское, Самотлорское, Федоровское. Новая провинция - Восточно-Сибирская - создается начиная с 60-х годов (Марковское, Ярактинское, Ковыктинское и др. месторождения). Сейчас строится газопровода Восточная Сибирь-Дальний Восток.                   

Уголь в начале ХХ в. добывался в Донецком, Кузнецком и Иркутском бассейнах. Были расширены перспективы старых угольных бассейнов и выявлены новые: Печерский, Канско-Ачинский, Южно-Якутский и др.

Новые районы золотодобычи в ХХ в. были открыты на Северо-Востоке, на Алдане, на Дальнем Востоке, а новые месторождения золота – в Ленском районе, в Забайкалье, в Алтае-Саянской области.  Крупный рудный район – Норильский с сульфидной медно-никелевой и платиноидной минерализацией был открыт на севере Сибири. В 50-е годы была выявлена крупнейшая в мире Якутская алмазоносная провинция, а урановорудная провинция установлена в Забайкалье. Успехи в открытии новых месторождений, рудных районов и провинций были обусловлены тем, что в бывшем Советском Союзе была создана мощнейшая в мире разветвленная государственная геологическая служба, в которой в 70-е годы работало более 500 000 человек.

За советский период страна вышли на 1-3 места в мире по добыче многих полезных ископаемых.

Параллельно с открытиями месторождений и добычей полезных ископаемых развивалась геологическая наука. Первыми «учеными» в области геологии полезных ископаемых были древние рудознатцы и горщики, владевшие навыками поисков и эксплуатации полезных ископаемых. Одним из первых трудов по геологии, написанным за 2000 лет до н.э., является работа китайского ученого Сай-Хей-Дина «Древние сказания о горах и морях». Первые научные идеи появились в эпоху Возраждения, в частности, в трудах Георгия Бауэра (Агриколы), который работал в Германии, в Рудных горах. В капитальном 12-томном труде «О горном деле и металлургии» он объяснял образование рудных тел как процесс загустения в трещинах горячих растворов, насыщенных металлами. Французский ученый Рене Декарт считал, что частицы рудных минералов приносятся к поверхности из ядра Земли. Вопросы формирования месторождений полезных ископаемых отражены в трудах М.В. Ломоносова, который поддерживал эндогенную теорию рудообразования, рассмотренную в трудах «Слово о рождении металлов от трясения Земли», «О слоях земных» и др. (всего более 20 работ по геологии и горному делу).

К началу Х1Х в. относится развитие теории магматогенного рудообразования и установление связи месторождений определенных металлов с определенными типами магматических пород. Во второй половине этого столетия для объяснения геологических процессов начали привлекать законы физики и химии - Эли де Бомон, Л. Де Лонэ, В. Линдгрен. Последний предложил генетическую классификацию месторождений полезных ископаемых.

В России во второй половине Х1Х в. – первой половине ХХ в. важное значение для развития учения о полезных ископаемых имели работы В.М. Севергина, А.П. Карпинского, описавшего месторождения Урала, А.Е. Ферсмана, изучавшего пегматитовые и др. месторождения, А.Н. Заварицкого, создавшего стройную теорию магматогенного рудообразования. Большой вклад в открытие и изучение месторождений нефти внес И.М. Губкин. Основы изучения закономерностей формирования и локализации месторождений полезных ископаемых и, соответственно, новой науки металлогении, заложили С.С. Смирнов и Ю.А. Билибин. Далее учение о полезных ископаемых развивалось в России благодаря трудам известных ученых А.Г. Бетехтина, В.М. Крейтера, В.И. Смирнова, Ф.И. Вольфсона, А.Д. Щеглова, Д.В. Рундквиста и других.

В последние десятилетия к наиболее важным направлениям в изучении месторождений полезных ископаемых можно отнести установление новых генетических типов месторождений: карбонатитового, альбитит-грейзенового, стратиформного. Получила распространение концепция длительного многоэтапного развития ряда месторождений, которые рассматриваются теперь как полигенные и полихронные. Такой подход к теории рудообразования позволяет в ряде случаев примирить концепции «нептунистов» и «плутонистов».

Теория гидротермального рудообразования продвинулась благодаря изучению современных гидротермальных систем в областях вулканизма в срединно-океанических хребтах, на Камчатке, Курилах и в других районах.

Большое значение для теории и практики геолого-разведочных работ имело развитие науки о процессах формирования и закономерностях размещения месторождений полезных ископаемых - металлогении (минерагении) и составление прогнозно-металлогенических карт на территории большинства рудных районов бывшего СССР.

В настоящее время в учение о месторождениях полезных ископаемых активно «внедряется» концепция тектоники плит, отраженная примененительно к рудообразованию в трудах А. Митчелла, М. Гарсона, А.А. Ковалева, Л.П. Зоненшайна и других исследователей.

2. Понятия о площадях распространения полезных ископаемых

Полезное ископаемое – природное или техногенное минеральное образование, которое в естественном или переработанном виде используется в практической деятельности человека. Без переработки используются такие полезные ископаемые как вода, песок, глина, гравий и другие. Большинство полезных ископаемых перед использованием подвергается переработке. Так, природные скопления металлов подвергаются обогащению (концентрированию) путем применения гравитационной, магнитной сепарации, флотации и других процессов.

Полезные ископаемые разделяются на твердые (уголь, железо, медь, фосфориты и др.), жидкие (нефть, вода, рассолы) и газообразные (природные  горючие газы). Кроме того, различают металлические, неметаллические и горючие полезные ископаемые.

Руда – природное минеральное образование (горная порода, минерал), из которого при современном состоянии техники и экономики целесообразно извлекать полезное ископаемое. Руда – древнерусское название крови («кровь земли»).

Участки земной коры, содержащие руду, относятся к рудоносным площадям. В зависимости от масштабов этих площадей выделяют рудное тело, месторождение, рудное поле, рудный район, рудный пояс, рудную (металлогеническую) провинцию. Определим некоторые из них.

Рудное тело это скопление промышленной руды, имеющее общий контур, определенную форму и приуроченное к определенному геолого-структурному элементу (складке, трещине, пласту или к их комбинации).

Месторождение это участок земной коры, включающий одно или несколько рудных тел, разработка которых является экономически целесообразной по количеству, качеству и условиям залегания полезного ископаемого. Месторождение является понятием геологическим и экономическим. Имеет площадь от единиц до десятков и более квадратных километров.

Для месторождений металлов примерные запасы и содержания полезных компонентов приведены в табл. 1.

                                                                                           

                                                                                                             

 Таблица 1

Примерные запасы и содержания металлов

некоторых полезных ископаемых

Металлы

Минимальные запасы, т

Минимальные содержания металлов, %

Fe, Mn

Сотни тысяч, млн

20-25

Cu, Pb, Ni, Zn

Тысячи-десятки тысяч

0,4-1

W, Mo, Sn, Hg

Десятки-сотни тысяч

0,1-0,2

Au, Pt

Килограммы

0,0005

Часто встречаются скопления полезных ископаемых, отвечающие требованиям промышленности по качеству руды, но не имеющие необходимого для эксплуатации ее количества; они называются рудопроявлениями.

Рудное поле  это участок земной коры площадью от десятков до первых сотен квадратных километров, включающий несколько сближенных, генетически родственных и структурно связанных месторождений.

Рудным районом называется скопление месторождений, сближенных в пространстве, которые объединяются едиными тектоническими и (или) литологическими условиями локализации и генезисом. Имеет площадь от нескольких сотен до первых тысяч квадратных километров. В случае вытянутой формы может называться рудной зоной.

Более крупные рудные подразделения – минерагенические провинции - изучаются специальной наукой - минерагенией (металлогенией).

3. Формы рудных тел полезных ископаемых

Формы тел полезных ископаемых определяются тектоническими и литологическими особенностями участков земной коры, где происходит образование месторождений полезных ископаемых. На рудных полях выделяются дорудные, внутрирудные и пострудные тектонические нарушения. Дорудные разломы, складки и магматические тела, в которых локализуются руды, определяют формы залегания и размеры скоплений полезных ископаемых и, конечно, условия и способы их отработки. Внутрирудные разломы и складки развиваются в период рудообразования и также влияют на морфологию оруденения, а пострудные тектонические нарушения приводят к нарушению первичного залегания рудных тел.

Среди форм рудных тел полезных ископаемых выделяются четыре группы [7,8]: изометричные, плитообразные (уплощенные), столбообразные (вытянутые в одном направлении), сложные (рис. 1).

Рис. 1  . Схематические формы рудных тел

(по В. М. Григорьеву и др. с дополнениями):

А - изометричные (а - шток, 6 - гнездо, в - карман);

Б – уплощенные (а - пласт, б - линза, в- жила); В- вытянутые в одном направлении (а - столбообразное, б-трубообразное, в - воронковидное); 1 - рудные тела; 2- гранит; 3 — песок; 4 - гpaвий, галька и минералы тяжелой фракции; 5 - алевролит

1. Изометричные рудные тела, имеющие приблизительно одинаковые размеры в различных направлениях.

Рис. 3. Штокверк

Шток (рис. 2) – близкая к изометричной залежь сплошного минерального вещества.

Рис. 2. Шток (план)

Штокверк (рис. 3) – участок горной породы, пронизанный мелкими прожилками и насыщенный вкрапленностью рудного вещества.

Гнездо (см. рис. 1– А-б) – скопление полезного ископаемого незначительных размеров и близкого к изометричному очертания.

2. Плитообразные рудные тела, вытянутые в двух направления.

Пласт, пластообразная залежь (рис. 4, 1-Б-а)  – плитообразное тело больших размеров по падению и простиранию, но незначительное по мощности, залегающее согласно с вмещающими породами.

Рис. 4.  Геологический разрез Полуночного месторождения      марганца.  По С. Рабинович, (1971).

1 -  аллювиальные отложения; 2 - наносы; 3 -  опоковые глины; 4 -  пласты марганцевых руд; 5 – кварц-глауконитовые песчаники; 6 — туфы пироксеновых порфиритов

Жила –  плитообразное тело, вытянутое по падению и простиранию, приуроченное обычно к трещинам, секущим вмещающие породы; известны простые (рис. 5, 1-Б-в), сложные (переплетающиеся, сетчатые) (рис. 6), камерные (с раздувами), седловидные (в шарнирах складок) (рис. 7), лестничные (выполняющие поперечные трещины в дайках), типа «конского хвоста» (в виде пучков мелких жил) и другие жилы.

Рис.6. Сетчатая жила

Рис. 5. Схематический разрез рудной жилы

                                                 

Рис. 7. Седловидная кварцевая жила


Линза, линзообразная залежь (рис. 8, 1-Б-б) – переходное от изометричного тело, имеющее максимальную мощность в центре и выклинивающееся к периферии.

Рис. 8. Линзы и чечевица (план)

3. Столбообразные рудные тела, вытянутые в одном направлении.

Трубка, труба, трубообразная залежь (рис. 9, 1-В) – вытянутое в одном направлении и близкое к изометричному в поперечном сечении тело, приуроченное к вулканическим или тектоническим структурам.

4. Сложные по морфологии рудные тела представляют собой комбинации жил и пластов или других рудных тел. Часто формируются при пересечении секущих и согласных разрывных нарушений или на контактах интрузивов.

Пострудные складки, разломы и дайки магматических пород часто интенсивно нарушают рудные тела. При этом иногда месторождение становится непригодным к эксплуатации. Складки, как правило, деформируют осадочные пластичные руды (уголь, соли), превращая вытянутые протяженные пласты в сложно изгибающиеся, часто «гафрированные» залежи, усложняя их отработку. В этом случае мощность пластов в сводах складок увеличивается, уменьшаясь в крыльях.

Рис. 9. Труба

с алмазоносной брекчией

Разломы, особенно сбросы, смещают рудные жилы и пласты (рис. 10). При этом амплитуды  смещений могут достигать нескольких десятков и даже сотен метров, что часто не дает возможности отыскать смещенное крыло рудной залежи. Характерны также малоамплитудные перемещения по мелким тектоническим швам (рис. 11, а). Вблизи пострудных разрывов наблюдаются загибы рудных тел, «растаскивание» обломков руды по зоне разлома, полировка рудных минералов и другие изменения (рис. 12).

Рис. 10. Послерудные нарушения золотокварцевой жилы (разрез)

1 – рудная жила; 2 – кварцевый диорит; 3 – сбросы

Рис.11. Послерудные нарушения жил Балахчинского месторождения.

(По Т. М. Кайковой)

а — смещение жилы (черное) типа сброса по крутопадающим трещинам

1, 2 и 3; последующее перемещение по трещине;  б, в — обычный характер послерудных нарушений

Вмещающие породы — граниты

Рис. 12. Характер изменения жилы

около контакта с дорудной трещиной.

(По Т. М. Кайковой)

а — дорудная преграждающая трещина малой мощности; местами присут-ствует тончайший слой тектонической глинки; зона рассланцевания вдоль трещины мощностью не более 10 см. Тонкие прожилки кварца проникают вдоль трещины по сланцеватости пород. Тонкий прожилок (1), сопутствующий жиле, „отклоняется" дорудной трещиной; б — слой тектонической глинки достигает 10 мм мощности. В дорудную зону по сланцеватости проникает кварц и главным образом кальцит (2). Жила упирается в зону нарушения, не продолжаясь за последнюю

4. Вещественный состав руд, их текстуры и структуры

Вещественный состав месторождений полезных ископаемых

Вещественный состав руд определяется минералами и химическими элементами, из которых они состоят. В этом составе различают полезные компоненты и вредные примеси. Изучение состава руд позволяет выбрать наиболее рациональные методы обогащения, металлургической плавки и химической переработки.

В минеральном составе большинства полезных ископаемых выделяются рудные минералы, используемые в промышленности, например, магнетит, содержащий железо, галенит – минерал свинца,  сфалерит, содержащий цинк, и другие. В то же время в контуры рудных тел в большинстве случаев попадают сопутствующие минералы, называемые жильными. К ним относятся слагающие жилы кварц, кальцит, слюды, а также пироксены, амфиболы, гранат и другие.

Большинство полезных ископаемых извлекается из нескольких рудных минералов (табл. 2).

Таблица 2

Главнейшие рудные минералы

Металл

Минерал

Формула минерала

Содержание металла в минерале, %

Золото

Самородное золото

Аu

85-96

Калаверит

АuТе2

39

Электрум

AuAg

50-85

Серебро

Самородное серебро

Ag

100

Аргентит

AgaS

87

Кераргерит

AgCl

75

Железо

Магнетит

Fe304

72

Гематит

Fe2O3

70

Лимонит

Fe2O3 nH20

60

Сидерит

FeC03

48

Медь

Самородная медь

Си

100

Халькопирит

CuFeS2

34

Ковеллин

CuS

66

Халькозин

Cu2S

80

Борнит

Cu5FeS4

63

Куприт   

Cu20

89

Энаргит

Cu3AsS4

48

Малахит

CuC03 . Cu(OH)2

57

Азурит

2CuC03 . Cu(OH)2

56

Хризоколла

CuSi03 . nН20

36

Свинец

Галенит

PbS

86

Церуссит

PbC03

77

Англезит

PbS04

68

Цинк

Сфалерит

ZnS

67

Смитсонит

ZnC03

52

Каламин

Zn4 [Si207] [OH]2 . H2O

54

Олово

Касситерит

Sn02

78

Станнин

Cu2FeSnS4

27

Никель

Пентландит

(Ni, Fe)S

22

Никелин

NiAs

44

Гарниерит

n(Ni,Mg)4[Si4O10][OH]4 . 4H2O

до 46 - NiO

Аннабергит

Ni3[As04]2 . 8H20

37- NiO

Кобальт

Кобальтин

CoAsS

35

Шмальтин

CoAs2-3

28

Линнеит

Co3S4

58

Асболан

m(Co, Ni)0 . Mn02 . H20

Эритрин

Co3[As04]2 . 8H20

37

Хром

Магнохронит

(Mg, Fe)Cr204

50 - 65

Хромпикотит

(Mg, Fe)(Cr,Al)2O4

35-55

Алюмохромит

(Fe, Mg)(Cr,Al)2O4

35-50

Марганец

Пиролюзит

MnO2

63

Псилoмелан

mMnO . Mn02 . nH2O

45

Манганит

MnO2 . Mn(OH)2

62

Браунит

Mn203

     60-69

Гаусманит

Mn304

     65 - 72

Родохрозит

MnCO3

        48

Родонит

(Mn,Ca)SiO3

30 - 46

Алюминий

-

Диаспор

Бёмит

НАlO2 

А100Н

}

     85-А1203

Гидраргиллит

(гиббсит)

А1(ОН)3

      65 - А1203

Нефелин

Na[AlSi04]

34 - А1203

Сурьма

Стибнит (антимонит)

Sb2Ss

71

Ртуть

Киноварь

HgS

86

Вольфрам

Вольфрамит

(Fe, Mn)W04

75

Шеелит

CaWO4

80

Молибден

Молибденит

MoS2

60

Уран

Уранинит

U02

50 - 60 - U

Настуран

U02

45 - 65 - U

Урановые слюдки:

карнотит

K2U2[V04]204 . 3H20

63 - U03

торбернит

CuU2[P04]204  . 12H20

52- U03

Литий

Сподумен

LiAl[Si2O6]

4 - 10 - Li20

Лепидолит

KLi2Al[Si4O10][F, OH]2

2- 6 - Li20

Хризотил-асбест

Mg6[Si4011][OH]6 . H20

—    

Мусковит

KAl2[AlSi3O10][OHJ2

Флогопит

KMg3[AlSi3O10][F, OH]2

Графит

С

Сера

S

Флюорит

CaF2

Апатит

Ca5[P04l3[F, CI]

Галит

NaCl

Сильвин

KC1

Карналлит

MgCl2 . KC1 . 6H20

Каолинит

Al4[Si4O10] [OH]8

 

Многие рудные тела, например жилы гидротермального происхождения, сопровождаются изменениями боковых пород - околорудными изменениями. Эти изменения образуются в результате проникновения гидротермальных  растворов в околорудное пространство и замещения боковых пород новыми минералами. К ним относятся окварцевание, хлоритизация, пиритизация, карбонатизация и другие изменения, сопутствующие рудным телам. Мощность измененных пород колеблется от нескольких сантиметров до десятков сантиметров, а в отдельных случаях многих десятков метров, что особенно характерно для надрудных зон пологозалегающих рудных тел. Околорудные изменения являются хорошими поисковыми признаками. Кроме того, в измененных боковых породах часто бывают рассеяны рудные минералы. Если их количество значительно, то околорудные породы включаются в состав рудных тел, что расширяет масштабы месторождения. Так, на некоторых месторождениях золота его содержание в околорудных метасоматитах может достигать нескольких г/т, и такие породы включают в состав отрабатываемых контуров.

По составу рудной минерализации выделяются руды: окисные (оксиды Fe, U, Sn, Al, Mn), силикатные (слюды, асбест, тальк),  сернистые (сульфиды, арсениды Cu, Zn, Pb, Ni),  карбонатные (карбонаты Fe, Zn, Mg), галоидные (минеральные соли, флюорит),  фосфатные,  сульфатные, самородные (Au, Pt, Cu, Ag).

Руды разделяются на мономинеральные (содержащие одно полезное ископаемое) и полиминеральные (содержащие несколько полезных компонентов). Последние, являющиеся комплексными, представляют наибольшую ценность, однако при сложном составе руд могут возникать проблемы с их переработкой.

Минеральные ассоциации, возникающие в определенных геологических и тектонических условиях, называются рудными формациями.

Текстуры и структуры руд

Важной особенностью руд, влияющей на выбор способов их переработки, а иногда и эксплуатации, является их строение, которое определяется текстурами и структурами руд [2].

Текстура руды это форма, размеры и расположение агрегатов минералов, т.е. морфологической единицей текстуры является минеральный агрегат, состоящий из группы минералов. Текстурные группы и виды перечислены в табл. 3 и показаны на рис. 13.

Таблица 3

Основные типы текстур руд

Группа

Вид

Месторождения

метамор-фические

магмати-ческие

пегмати-товые

гидротер-мальные

выветри-вания

осадочные    

Массивная

Массивная (сплошная)

+

+

-

+

+

+

Пятнистая

Такситовая (пятнистая)

+

+

+

+

+

-

Вкрапленная

+

+

+

+

-

-

Полосчатая (симметричная и асимметричная)

Полосчатая

+

+

+

+

+

-

Ленточная

-

-

-

+

+

+

Слоистая

+

+

-

-

-

+

Линзовидная

+

+

+

+

+

+

Плойчатая

+

-

-

-

-

+

Гнейсовидная

+

-

-

-

-

-

Сланцеватая

+

-

-

-

-

-

Крустификационная     (гребенчатая)

-

-

-

+

-

-

Поточная (флюктуационная)

-

+

-

+

-

-

Прожилковая

Сетчатая

-

+

-

+

-

-

Пересекающихся прожилков

-

+

-

+

-

-

Параллельных прожилков

-

+

-

+

-

-

Сфероидальная

Нодулярная'

-

+

-

-

-

-

Кокардовая

-

-

-

+

-

-

Кольцевая

+

-

-

-

-

-

Друзовая (миаролитовая)

+

-

+

+

+

-

Лучистая

+

-

+

+

+

-

Конкреционная

-

-

-

-

+

+

Секреционная (жеодовая, мин-далекаменная)

-

-

-

+

+

+

Оолитовая

-

-

-

-

-

+

Бобовая, гороховая

-

-

-

-

-

+

Конгломератовая

-

-

-

-

-

+

Почковидная

Колломорфная

-

-

-

+

+

+

Корковая, скорлуповатая

-

-

-

-

+

-

Пузырчатая

-

-

-

-

+

-

Дробления

Пересечения

-

-

-

+

-

-

Брекчиевая

+

+

-

+

+

-

Брекчиевидная

+

+

-

-

+

-

Петельчатая

-

-

-

+

+

-

Пустотная

Пористая (кавернозная, пещеристая)

-

-

-

-

+

-

Пузырчатая

-

-

-

-

+

-

Сотовая

-

-

-

-

+

+

Каркасная

Ячеистая

-

-

-

-

+

-

Каркасно-губчатая

-

-

-

-

+

-

Каркасно-ящичная

-

-

-

-

+

-

Рыхлая

Обломочная

-

-

-

-

-

+

Землистая

-

-

-

-

+

+

Порошковая (мучнистая, сажистая)

-

-

-

-

+

+

Рис. 13 . Некоторые типы текстур руд

а - пятнистая, б - полосчатая (хромитовая руда), в - полосчатая, с участием гребенчатой, г - брекчиевая, д - ритмически-полосчатая; е - кокардовая, ж - губчатая; з - корковая, и - оолитовая, к - плойчатая

Часто встречающаяся массивная текстура отличается равномерным распределением сплошного рудного агрегата. Пятнистая текстура выражается вкрапленниками рудных агрегатов среди жильной массы. Полосчатая текстура представлена чередованием полос различного состава и строения (слоистая, гнейсовидная и др.). Прожилковая текстура образуется системой пересекающихся или параллельных прожилков рудных агрегатов.

Структура руды это форма, размеры и расположение зерен отдельных минералов, которые и являются ее морфологической единицей. Структуры руд бывают зернистые (равномернозернистые, неравномернозернистые), волокнистые и другие (табл. 4, рис. 14).

Таблица 4

Основные типы структур руд

Группа

Вид

Месторождения

метаморфические

магматические

пегматитовые

гидротермальные

выветривания

осадоч-ные

Равнозернистая

Гипидиоморфнозернистая

-

+

+

+

-

-

Аллотриоморфнозернистая

-

+

+

+

-

-

Панидиоморфнозернистая

-

+

+

+

-

-

Ксеноморфнозернистая

-

+

+

+

-

-

Сидеронитовая

-

+

-

-

-

-

Гранобластическая

+

-

-

-

-

-

Гомеобластическая

+

-

-

-

-

-

Роговиковая

+

-

-

+

-

+

Неравнозернистая

Интерстициальная

-

+

-

+

-

-

Порфировая

-

+

-

-

-

-

Порфировидная

-

+

-

+

-

-

Пойкилитовая

-

+

+

+

-

-

Эмульсионная

-

+

-

+

-

-

Порфиробластическая

+

-

-

-

-

-

Пластинчатая

Пластинчатая

+

+

+

+

+

-

Офитовидная

-

-

-

+

-

-

Лепидобластовая

+

-

-

-

-

+

Листоватая

+

-

-

+

-

-

Волокнистая

Волокнистая

+

+

-

+

+

-

Войлочная

+

+

-

+

-

-

Пучковидная (сноповидная)

+

-

-

+

-

-

Зональная

Зональная

-

-

+

+

+

-

Концентрически-зональная

-

-

-

+

+

+

Ритмически-зональная

-

-

+

+

-

-

Кристаллографически-ориентированная

Решетчатая

-

+

+

+

+

-

Сетчатая

-

-

-

+

+

-

Ориентированно-эмульсионная

-

+

-

+

-

-

Тесного срастания

Графическая

-

+

+

+

+

-

Субграфическая

+

+

+

+

+

-

Эвтектическая

-

+

+

+

-

-

Микропегматитовая

-

+

+

-

-

-

Микропертитовая

+

+

+

-

-

-

Окаймления

Оторочковая (каемковая)

-

-

-

+

+

-

Венчиковая

-

-

-

+

-

-

Замещения

Петельчатая

-

+

-

+

+

-

Раскрошенная

-

-

-

+

+

-

Скелетная

-

-

-

+

+

-

Реликтовая

-

-

-

+

+

-

Рис. 14 . Некоторые типы структур руд

а - зернистая, б - гипидиоморфнозернистая, в - порфировидная, г - раскрошенная замещения, д - скелетная замещения, е - петельчатая замещения, ж - эмульсионная распада твердых paствoров, з - решетчатая распада твердых растворов, и - графическая распада твердых растворов, к – колломорфная;  Si, Gn - -символы минералов.

5. Процессы образования месторождений полезных ископаемых

и их классификация

Формирование месторождений полезных ископаемых происходит в результате концентрации отдельных элементов или веществ под воздействием эндогенных, экзогенных или метаморфогенных процессов.

Во всех случаях, рассматривая процессы формирования месторождений, выделяют три области рудообразования, а именно области: 1-источника полезных ископаемых, 2-переноса и 3-отложения полезных компонентов, что более подробно будет показано при характеристике каждого типа месторождений.

В общем случае главным процессом рудообразования для твердых полезных ископаемых является переход вещества из жидкого или газообразного подвижного состояния в стабильную твердую форму. При эндогенном рудообразовании это происходит при кристаллизации магмы или отложении минералов из горячих газовых и водных растворов. В экзогенных условиях отложение происходит из холодных поверхностных водотоков, подземных вод или из воды озерных и морских бассейнов. При метаморфизме минералообразование связано с дегитратацией, перераспределением элементов, перестройкой кристаллической решетки минералов.

Полезные компоненты переносятся в истинных или коллоидных растворах. Отложение их в виде минералов обусловлено многими причинами: изменением скорости движения растворов, химическими реакциями в растворе, взаимодействием с вмещающими породами, изменением температуры и давления, смешением различных растворов и проч.

В соответствии с характером геологических процессов, которые происходят в земной коре и на ее поверхности, выделяются три серии месторождений полезных ископаемых: эндогенная, экзогенная и метаморфогенная. Эти серии, в свою очередь, разделяются на классы, типы и подтипы,  определяющиеся конкретными особенностями рудообразования. Такая классификация называется генетической; она принята в России и во многих странах мира [2,3].

Следует отметить, что наряду с генетической, правомерно существование и других классификаций месторождений полезных ископаемых. Так, для целей оценки и разведки рудных объектов используются  морфогенетические и геометрические классификации. Например, П.Ф. Иванкин предложил выделять плоские, уплощенно-конические и конические рудные поля и месторождения, отличающиеся по коэффициенту линейности - отношению длины к ширине (мощности). Эти параметры могут использоваться для выбора сети наблюдений при геологоразведочных работах. Среди зарубежных ученых, в частности американских геологов, наиболее популярно разделение месторождений полезных ископаемых на модельные типы. Эти модельные типы характеризуются формой рудных тел, вмещающими породами, минеральным составом и генезисом. Такая систематика, несмотря на ее сложность и большое разнообразие типов, удобна для практических целей, но в строгом смысле не является классификацией, т.к. не основана на едином принципе.

В настоящей работе принимается за основу генетическая классификация месторождений полезных ископаемых, которая разработана В.А. Обручевым, С.С. Смирновым, А.Н. Заварицким, П.М. Татариновым, С.А. Вахромеевым и др. [2,3,7] в прошлом веке с изменениями и дополнениями автора с учетом последних достижений геологической науки. При этом обращено внимание на установленные факты длительности формирования многих месторождений и участия в их образовании различных геологических процессов. По этой причине нами выделены месторождения сложного генезиса, образованные различным сочетанием эндогенных, экзогенных и даже метаморфогенных процессов. В упрощенном виде эта классификация приводится ниже и положена в основу описания генетических типов месторождений полезных ископаемых (табл. 5).

Таблица 5

   

Генетическая классификация месторождений полезных ископаемых

Серия

Генетический класс (тип)

ЭНДОГЕННАЯ

Магматический (кристаллизационный, ликвационный)

Пегматитовый (магматогенный, метаморфогенный)

Карбонатитовый

Скарновый

Альбитит-грейзеновый

Гидротермальный (высоко-, средне-, низкотемпературный)

Сложного генезиса (стратиформный, вулканогенно-осадочный)

ЭКЗОГЕННАЯ

Выветривания (коры выветривания, инфильтрационные, зон окисления)

Осадочный (механический-россыпи, хемогенный, биогенный и биохимический)

МЕТАМОРФОГЕННАЯ

Метаморфизованный

Метаморфический

ТЕХНОГЕННАЯ

Сухие отвалы

Гидроотвалы, хвосто- и шламохранилища

Комбинированные отвалы

Часть 2.  ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ

В этом разделе в соответствии с приведенной выше классификацией описываются генетические классы и типы, а в ряде случаев и подтипы месторождений полезных ископаемых, встречающихся в природе.

Э Н Д О Г Е Н Н ЫЕ   МЕСТОРОЖДЕНИЯ

1.Общие сведения об эндогенном рудообразовании

Рис. 15. Фации

магматических пород

и их формы

Формирование месторождений этого класса в большинстве случаев связано с процессами зарождения и преобразования магмы. Магма - огненно-жидкий силикатный расплав-раствор, образующийся в глубинных зонах Земли. При изменении внешнего давления магма устремляется к земной поверхности. Часть ее изливается в виде эффузивных пород, другая часть застывает на глубинах 1-5 км и более, образуя  интрузивные породы, т.е. различные по форме тела и фациальные разновидности пород (рис. 15 ). В глубинных условиях магма может образоваться и кристаллизоваться на месте (in sity) без внедрения.

Магма имеет сложный состав - подавляющая часть принадлежит труднолетучим окислам и силикатам (до 90 %).  Остальную часть занимают летучие компоненты (10 %):  Н2О, Н2S, HF, HСl, Co, CO2, SO4, хлориды, фториды тяжелых металлов и другие соединения. Магма взаимодействует с вмещающими породами. В магматический очаг поступают глубинные флюиды; на ее состав также может влиять состав окружающих пород, попадающих в магму.

Магма может двигаться к поверхности через толщу пород под действием разных факторов: 1-расширение под воздействием сжатых в магме газов и увеличение объема магмы; 2-уменьшение удельного веса магмы; 3-тектонические движения; 4-внедрение механическим путем с разрывом пород; 5-магматическое погружение - поглощение блоков кровли под воздействием потока тепла и минерализаторов.

При застывании магмы металлы ведут себя по-разному. Они могут оставаться в интрузивной породе в рассеянном или концентрированном виде или выноситься вместе с растворами и газами. В последнем случае они рассеиваются в породе или дают концентрированные скопления - рудные тела.

Источники металлов в магме и в связанных с ней растворах могут быть различными: 1-ювенильные магматические (металлы привносятся из верхней мантии или нижней части земной коры); 2-ассимиляционные (ассимилированные из вмещающих пород); 3-фильтрационные (заимствованные выщелачиванием из вмещающих пород в процессе прохождения через них горячих минерализованных водных и газовых растворов различного происхождения).

Химические элементы, входящие в состав магмы, разделяются на петрогенные, занимающие верхнюю часть таблицы Менделеева и имеющие малые атомные массы, и металлогенные, обладающие преимущественно высокими атомными массами. Первые, как правило, входят в состав породообразующих минералов, вторые накапливаются в виде месторождений.

В природе родственные по своим свойствам химические элементы образуют ассоциации. Эти ассоциации  отражены в преобразованной А.Н. Заварицким таблице Д.И. Менделеева (табл. 6). Выделяются 10 групп элементов, ассоциирующих в природных процессах: 1 -  благородные газы; 2 – элементы горных пород; 3 – элементы магматических эманаций; 4 – группа железа; 5 – редкие; 6 – радиоактивные; 7 – металлические; 8 – металлоидные и металлогенные; 9 – группа платины; 10 – тяжелые элементы. При концентрации элементов образуются месторождения полезных ископаемых. 

Таблица 6.

Геохимическая таблица элементов. По А.Н. Заварицкому

Таким образом, каждая группа эндогенных месторождений, также как и экзогенных, отличается своей ассоциацией полезных компонентов, но, как правило, при господстве одного или нескольких из них.

Определенные ассоциации элементов связаны с определенными по составу магматическими, а также другими породами (табл. 7).

Таблица 7

Ассоциации полезных ископаемых с горными породами

Характерные комплексы и группы пород

Состав пород и форма их проявления

Характерные ассоциации металлов и неметаллических полезных ископаемых

Типичные рудные ассоциации и месторождения

Ультраосновные интрузивные породы нормального ряда

Дуниты, перидотиты, пироксениты

Серпентины

Кимберлиты

Cr, Pt, Ir, Os

То же и асбест

Хромитовые, платиновые,

асбест,

алмазы

Ультраосновные породы щелочного ряда

 Nb, Ta, TR, Fe,

       флогопит

Карбо              Карбонатитовые

Основные интрузивные породы

Габбро, габбро-нориты, нориты, диабазы

Ti, Fe, Ni, Cu, Pt, Pd (Co, Se)

Титаномагнетитовые, ильменитовые, сульфидные медно-никелевые

Гранитоидные породы средней кислотности, преимущественно калинатровые и натровые

Диориты, кварцевые диориты, гранодиориты, монцониты, кварцевые монцониты, плагиограниты, слагающие массивы и малые интрузивы

Fe (Co, B)

Pb, Zn, Cu, Au, Ag

Mo, W

Au, As

Sn, Pb, Zn

Магнетитовые в скарнах

Свинцово-цинковые (полиметаллические)

Молибденит-шеелитовые

Золото-арсенопиритовые

Сульфидно-касситеритовые

Экструзивные, субвулканические и эффузивные породы зеленокаменных толщ

Эффузивы и субвулканические интрузивы среднего и кислого состава натрового ряда

S, Se

Cu, FeS2

Pb, Zn, Cu, Ag, Au, Cd

Ba

Серноколчеданные

Медноколчеданные

Полиметаллические

Баритовые

Граниты кислые, преимущественно калиевые

Граниты биотитовые, аляскитовые, гранофировые

Sn, W,  Mo, (Bi), Be

Кварц-касситеритовые, кварц-вольфрамитовые и кварц-молибденитовые

Щелочные интрузивные породы

Нефелиновые, лейцитовые, щелочные  сиениты

Ti, Nb, TR, Th, Zr, Hf

Лопаритовые, апатитовые

Кора выветривания гипербазитов

Латериты

Ni (Co)

Fe, Mn

Al

Силикатно-никелевые

Бурые железняки

Бокситы

Кора выветривания щелочных пород

Nb, Zr, Al

Пирохлоровые, цирконовые

Континентальные осадочные формации (речные, озерные, болотные, отчасти морские)

Песчаники, пески

Песчаники, аргиллиты, конгломераты

Глинисто-углистые сланцы, песчаники, аргиллиты, угли, лигниты

Ti, Zr, Th, Ce

U, V, Cu (Se, Re)

U, Ge

Рутиловые, ильменитовые, титаномагнетитовые, монацитовые

Ураново-ванадиевые и урановые

Соленосные формации

Глинисто-карбонатные породы, доломиты, гипс, соленосные отложения

Соли калийные, натриевые, магниевые и др.

Соли

Древние конгломератовые и аркозовые формации

Кварцевые

конгломераты

Au, U, Th, TR

Золоторуные, урановые и редкометалльные

Докембрийские железистые кварциты и сланцы

Железистые кварциты, джеспилиты

Fe, U, Zr, Ge

Железорудные мартитовые, гидрогематитовые и гематит-магнетитовые

П р и м е ч а н и е.  В скобках указаны второстепенные компоненты.

Эволюция магматического очага может происходить длительное время: от нескольких миллионов до 50 и даже 200 млн. лет. Например, оловянные месторождения Яна-Колымского района формировались 20-35 млн. лет, а месторождения Дарасунского золоторудного узла в Забайкалье – около 150 млн. лет. По этой причине в одном рудном поле можно встретить разновозрастные (разностадийные) рудные тела. Крупные отрезки времени рудообразования, связанные с деятельностью одного магматического очага, называются этапами, а более короткие периоды отложение руды – стадиями минералообразования (табл. 8).

В разрезе земной коры эндогенные месторождения образуются на различных глубинах. Различают следующие зоны глубинности от поверхности, существовавшей в период рудообразования: 1-ультраабиссальную (не менее 10-15 км); 2-абиссальную (3-10 км); 3-гипабиссальную (1,5-5 км); 4-приповерхностную (до 1,5 км).

Формирование эндогенных месторождений  связано с тектоническими процессами и созданными ими структурными формами. Крупные разломы вскрывают глубинные магматические камеры и выводят в верхние зоны земной

Таблица 8

Последовательность образования минералов

Ново-Широкинского месторождения

коры магматические расплавы и рудоносные растворы. Это рудоподводящие и рудораспределяющие разломы. Более мелкие разрывные нарушения служат полостями, в которых происходит отложение рудного вещества, и называются рудовмещающими [4]. Различные по морфологии складки также могут быть рудовмещающими. В зависимости от того, в каких тектонических условия происходит отложение рудных минералов, образуются жильные, пластовые или другие по форме рудные тела. Тектонический фактор рудообразования выражается также в том, что тектонические движения в земной коре, перемещения ее крупных блоков, способствуют разогреву горных пород и образованию магмы, а также определяют ее движение.

В соответствии с приведенной выше классификацией эндогенных месторождений рассмотрим их главные генетические типы, а в отдельных случаях и подтипы.

В общем случае модель эволюции магматического очага определяется следующими процессами (см. рис. 15): 1-магма может застывать на месте; 2-отдельные ее порции могут перемещаться вверх, застывая на разных глубинах (интрузивная фация разных глубин) или изливаясь на поверхность (эффузивная, пирокластическая фации); 3-от магмы могут отделяться газообразные или жидкие горячие растворы.  С каждым из этих этапов в разных проявлениях и вариантах может быть связано образование месторождений полезных ископаемых.

В соответствии с указанными особенностями эволюции магмы и условиями, благоприятными для образования рудных тел, выделяются следующие типы месторождений полезных ископаемых:

1 - магматические (собственно магматические), образующиеся в процессе кристаллизации в магматической камере;

2 – пегматитовые, сформировавшиеся при внедрении остаточных расплавов, обогащенных летучими компонентами;

3 – карбонатитовые, связанные с магматическим и постмагматическим процессом в магматических телах определенного состава;

4 – скарновые (контактово-метасоматические), образующиеся в контактовой зоне застывающих магматических пород;

5 – альбитит-грейзеновые, образующиеся после застывания магмы в результате деятельности флюидов в краевых частях гранитных тел;

6 - гидротермальные, формирующиеся непосредственно в интрузивном теле после его застывания или на некотором удалении под воздействием газово-жидких растворов магматического или иного происхождения.

7 -  сложного генезиса; эти месторождения отнесены к эндогенной серии, т.к. в большинстве случаев они имеют эндогенный источник; являются переходными к экзогенной серии.

2. Магматические месторождения

Магматическими называются месторождения полезных ископаемых, которые образуются в процессе кристаллизации жидкой магмы в магматической камере, реже в непосредственной близости от нее.

Промышленное значение месторождений этого типа определяется тем, что они являются основными поставщиками таких важных полезных ископаемых, как Cr, Ti, Ni, Co, Pt, V, Cu, TR, P, Se,  алмазы. Хром находится в виде хромшпинелидов. Титан встречается в виде ильменит-магнетитовых (ТiО2  до 20% Тi), титаномагнетитовых, гематит-ильменитовых, рутиловых (ТiО2 от 30 до 75% Тi) руд. Медно-никелевые месторождения дают до 80% добычи никеля. В ЮАР  запасы хромитов составляют 150 млн. т.  В таких рудах содержание Ni  0,3-7 %,  Pt  0,2-5 г/т. Cr приурочен к дунитам, реже гарцбургитам, т.е. к породам, богатым  Cr, Ti  концентрируется в габбро-анортозитах, ийолитах, уртитах, Ni  -  среди магнезиальных габброидов. Cu-Ni месторождения образуются среди пород базальтового ряда меланократового типа. Алмазы связаны с глубинной ультраосновной магмой.

Геологические особенности. Магматические месторождения образуются в эпохи значительных перестроек земной коры: 1. AR-PR1  -  месторождения Кольского полуострова  (Мончетундра), 2. PR2 - наиболее продуктивная на Ni и Сu (Южн. Африка - Бушвельд, Балтийский щит - Печенга); 3. PR3 (Канада - Седбери); 4. PZ1 (байкальская эпоха - Сев. Прибайкалье, Становой хребет); 5. Pz  (Урал, Аппалачи); 6. Mz  (Сибирь, Китай, Ю. Африка); 7. Mz-Kz    ( Турция, Балканы). Месторождения приурочены к платформенным областям или к складчатым поясам с развитием глубинных разломов.

Глубина образования таких месторождений 1-150 км. Подкоровая магма ультраосновного или основного состава, являющаяся источником полезных ископаемых, может содержать оливин, пироксен, около 30 % составляют полевые шпаты. По составу глубинная (эклогитовая) магма близка к хондриту (метеориту). Это вещество является наилучшей  химической моделью мантии.  

Рудные тела образуются в процессе кристаллизации магмы в магматической камере. Условия их образования могут быть различными, и соответственно формируются различные по форме рудные тела.

При быстром застывании магмы, образовавшиеся при кристаллизации капельки сульфидов могут не дойти до дна интрузива  -  формируются висячие залежи вкрапленных руд.  Донные залежи сплошных и вкрапленных руд возникают при медленной кристаллизации магмы, когда капельки сульфидов опускаются на дно магматической камеры. В трещинах  образуются  жилы. Сульфидно-силикатные штоки пегматоидного облика формируются в спокойной обстановке кристаллизации. Расслоенные залежи характерны для последовательного выжимания силикатной и сульфидной частей магмы.

В зависимости от условий образования и связи с процессами кристаллизации А.Н. Заварицкий, А.Г.Бетехтин и др. выделяют магматические месторождения: кристаллизационные и  ликвационные.

Во всех случаях их образование происходит в период формирования данного интрузива при определенной направленности процесса дифференциации магмы.  При этом возникают довольно сложные взаимоотношения между твердой и жидкой фазой. Ход процесса дифференциации определяется рядом факторов: химическим составом магмы, скоростью остывания, формой и размерами магматической камеры, влиянием боковых пород, тектоническими условиями, глубиной залегания, подтоком глубинного вещества и флюидов.

Минеральный состав. Минеральный состав руд разнообразен: 1-хромиты (хромшпинелиды)  с общей формулой (Mg, Fe) (Cr, Al, Fe)2 О4 - в змеевиках, дунитах, перидотитах, 2-ильменит-магнетитовые руды -  титаномагнетит, гематит, ильменит, рутил - в  габброидах, 3-пирротин, халькопирит, пентландит, миллерит, кобальтин, кубанит  -  в габбро, норитах, 4-самородная Pt - в ультраосновных горных породах, 5-апатит, нефелин, сфен, лопарит (Ce, Nb)  -  в щелочных, ультраосновных, 6-алмазы – в ультраосновных породах.

Кристаллизационные месторождения

Кристаллизационными называются месторождения, которые образуются в магматической камере непосредственно в процессе кристаллизации магмы.  Под воздействием гравитационной дифференциации более тяжелые (рудные)  минералы опускаются на дно магматического резервуара. Однако этот процесс часто нарушается конвективными течениями. Кроме того, создаются условия, при которых кристаллизация рудных минералов может происходить ранее породообразующих или после них. В соответствии с этим различают раннемагматические и позднемагматические месторождения.

Раннемагматическими называются кристаллизационные месторождения, образовавшиеся в процессе кристаллизации рудных минералов одновременно или несколько раньше породообразующих минералов, которые кристаллизуются в силикатной магме при температурах 1000-13000. Такой способностью обладают хромит, минералы платины и платиноиды, алмазы и некоторые минералы редких земель. Эти тяжелые рудные минералы в процессе кристаллизации опускаются в жидкой магме на дно магматического резервуара, образуя гнезда, штоки, обособления, шлиры. Иногда они перемещаются в магме под действием тепловых потоков.

Руды обычно вкрапленные. Встречаются шлирообразные тела (хромиты, титаномагнетиты). Для руд характерен отчетливый идиоморфизм рудных минералов, сцементированных поздними выделениями породообразующих силикатов. Среди них особенно известны месторождения алмазов (кимберлитовые трубки). Раннемагматические процессы имели место при формировании хромитов, а также платины (Бушвельд -  месторождение  Cr  и  Pt в Ю. Африке),  лопарита, монацита, циркона (Кольский п-ов). К этой же группе относятся месторождения строительных материалов - гранитов, диабазов, лабродоритов.

Наиболее важное промышленное значение имеют кимберлитовые и лампроитовые алмазоносные тела. Кимберлиты образуют  трубки (см. рис. 9

). Это вулканические тела, сложенные эруптивной брекчией ультраосновного состава - кимберлитом. Брекчия представляет собой породу, содержащую сцементированные кимберлитом обломки вмещающих пород и пород ультраосновного комплекса. Формируются на платформах. Алмазы образуют вкрапленники. Они обычно рассматриваются как породообразующие минералы трубок,  но не исключается их связь с пневматолитовыми и даже гидротермальными процессами. В сечении трубки достигают  1 и более км. Так, трубка Камафука-Камазамбо в Анголе имеет размеры 3,2х0,5 км. На глубине трубки переходят в дайки, сложенные порфиритовой ультраосновной породой. Алмазы ассоциируют с гранатом, оливином, диопсидом. Они кристаллизовались, вероятно, вместе.  Магма с алмазами зарождалась на глубинах около 100 км и поднималась по трубчатым каналам. Типичными примерами таких месторождений являются алмазоносные трубки  Южн. Африки, трубки «Мир», «Удачная» и другие, выявленные в Якутской алмазоносной провинции.

 Позднемагматическими называются кристаллизационные месторождения, образованные в результате выделения рудных минералов после кристаллизации породообразующих минералов при температуре 1000-1200о. На последних стадиях кристаллизации обособляется своеобразный рудный (остаточный) расплав, образованный из капель рудных минералов. Этот расплав застывает на месте или перемещается по трещинам почти застывшего интрузива, образуя жильные тела, штоки, пластообразные залежи, линзы. Характерны нерезкие постепенные границы с вмещающими породами. Размеры   могут быть значительными - до 15 км длиной. Эти процессы чаще происходят в основных и щелочных породах (габбро-перидотитах, сиенитах). Для позднемагматических месторождений характерны: наличие эпигенетических рудных тел (жил, линз, труб);  ксеноморфный облик рудных минералов, цементирующих ранние породообразующие минералы (сидеронитовая структура-оливин и пироксен цементируются магнетитом); крупные масштабы концентрированных руд. Необходимо отметить, что на одном месторождении часто наблюдаются скопления руд ранне- и позднемагматической кристаллизации.  При этом по общим запасам первые больше, но они менее концентрированы.

Месторождения связаны со следующими формациями магматических пород: перидотиовая  (хромиты, платиноиды); габбро-пироксенит-дунитовая (титаномагнетиты); щелочных пород (апатит-магнетитовые, апатит-нефелиновые, редкоземельные месторождения).

К этой группе относятся апатитовые месторождения Хибин на Кольском полуострове. Хибинский массив сложен нефелиновыми сиенитами и хибинитами (рис. 16). Он имеет коническое строение, обусловленное внедрением нескольких порций магмы разного состава. Залежи апатита, образующие кольцо крупных линз по периферии, связаны с внедрением ийолит-уртитов. Апатита до 30-70 %.

Рис. 16. Схема геологического строения апатитового месторождения Хибин.

По Н. Елисееву.

1 – апатит, 2 – комплекс ийолит-уртитов; 3 – нефелиновые сиениты

Рассматриваемые месторождения имеют большое промышленное значение как месторождения хромитов (крупные) -  Урал (Кемпирсай), Африка (Бушвельд), Кавказ, Вост. Сибирь, Турция, Куба. Важными являются месторождения титано-магнетитов (Урал, Швеция) и платины (Урал и другие районы).

Ликвационные месторождения

Ликвационными называются магматические месторождения, которые образуются в результате разделения (ликвации) силикатной магмы на силикатный и сульфидный расплавы. Ликвация   начинается еще до раскристаллизации, при t = 15000, застывание происходит при t=900-12000.

С падением температуры (начиная с 15000) растворимость сульфидов FeS, NiS, ZnS и др. в силикатной магме основного состава уменьшается. При температуре ниже 1170о сульфиды выделяются в жидком виде и скапливаются в глубоких зонах магматического очага. Вначале сульфиды выделяются в виде отдельных капель, затем сливаются в довольно крупные обособления. При дальнейшем охлаждении силикатная фракция кристаллизуется раньше сульфидной. Поэтому сульфидные тела часто образуют инъекции в силикатных породах (жилы, линзы). Толчком для выделения сульфидного расплава  может быть ассимиляция боковых пород.

Ликвационные месторождения залегают среди основных и ультраосновных пород.

На ликвацию сульфидного расплава влияют: концентрация  S, общий состав магмы, содержание Fe, Mg, Si, халькофильных элементов (Cu, Zn). Так, содержание Fe повышает растворимость сульфидов, и значительных месторождений не образуется. Если Fe связывается кристаллизующимся оловином, то его содержание в жидкой части системы снижается и происходит интенсивное отделение сульфидов - образуются крупные месторождения. Сера обладает разным сродством с  металлами. При небольших содержаниях S  образуются лишь сульфиды Cu, с которой S  более родственна. Fe  при этом сохранияется в расплаве и тормозит формирование оруденения. При повышенном содержании S образуется железистый расплав с растворенными сульфидами Cu, Ni и др. металлов.

В последние годы для ряда ликвационных месторождений установлено, что выделение сульфидного расплава происходит в гипабиссальной зоне внутри периферической магматической камере. Затем этот расплав, попеременно с силикатным, поступает  в приповерхностную зону, где образуются расслоенные магматические тела, которые содержат чередующиеся «слои» сульфидных руд и безрудных магматических пород.

Формы рудных тел и их положение в пределах интрузива зависят от  условий, в которых протекает процесс ликвации. При быстрой раскристаллизации капельки сульфидов могут не дойти до дна интрузии и образуют висячие залежи вкрапленных руд с  более тяжелым пирротином внизу, более легким халькопиритом вверху. При медленном остывании образуются донные залежи вкрапленных и сплошных руд.  При раскристаллизации часть сульфидного расплава может быть отжата тектоническими усилиями в центр массива, и образуются сульфидные жилы.

При спокойной обстановке кристаллизации могут формироваться крупнокристаллические пегматиодные сульфидно-силикатные штоки. При выжимании силикатных и сульфидные расплавов вверх одновременно - образуются расслоенные залежи. Сульфидный расплав может образовать эпигенетические секущие рудные тела.

Наибольшее промышленное значение имеют сульфидные медно-никелевые месторождения  -  Норильское (Сев. Сибирь), Седбери (Канада), Монче-Тундра (Кольский полуостров). Для этих месторождений характерна приуроченность к длительно развивающимся сложным массивам габбро.

Рудные тела располагаются внутри, по периферии или вблизи материнских интрузий. Они сложены пирротином (FeS), халькопиритом (CuFeS2), кубанитом (CuFe2S3), миллеритом (NiS) и другими минералами, заключающими Ni, Co, Pt, Pa. Рудные тела имеют форму пластовых залежей (рис. 17), штоков, гнезд, вкрапленных руд или жил. Контакты жильных тел с вмещающими породами четкие.

Рудные формации магматических месторождений: 1- самородной Pt в ультраосновных породах (ранне- и позднмагматические). Pt здесь в виде твердых растворов с Fe, Os, Jr, Pd, Ru – месторождения Нижне-Тагильское, Бушвельд; 2- хромитовая в змеевиках по дунитам, перидотитам позднемагматического происхождения (хромшпинелиды, магнетит) - Сарановское, Кемпирсайское, ЮАР; 3 - Ti-магнетитовая в основных породах (магнетит, ильменит, гематит - тончайшие сростания позднемагматического происхождения)  -  Кусинское (Урал), Пудожгорское (Кольский п-ов); 4 - Cu - Ni в основных и ультраосновных породах: габбро-норитах, пироксенитах (пирротин, магнетит, пентландит, миллерит, кобальтин, халькопирит, кубанит)  -  Седбери (Канада), Монче - Тундра, Норильское (Сев. Сибирь);  5 –  алмазоносная   ким берлитовая  раннемагматическая (Якутская, Южноафриканская провинции); 6 - апатит-нефелиновая позднемагматическая (апатит, нефелин, пироксены, ильменит, сфен) - Кольский п-ов; 7 - лопаритовая среди щелочных пород: ийолитов, луявритов - лопарит (минерал редких земель (Се, Nb).

Рис. 17. Поперечный разрез

Талнахского месторождения

1 - рыхлые отложения; 2 - базальты; 3 - туфы; 4 - угленосные песчано-глинистые отложения С22; 5 - карбонатные отложения D3 ; 6 - ангидрито-мергелистая толща D2; 7-9 - габбро-долериты: 7 - безоливиновые, 8 - оливиновые, 9 - пикритовые; 10-12 - никель-медные залежи: 10 – массивные руды, 11 - вкрапленные руды в интрузивных породах, 12 - вкрапленные в породах экзоконтакта; 13 - разрывные нарушения; 14-скважины разведочные

3. Пегматитовые месторождения

Пегматитовыми называются месторождения, которые образуются на поздних стадиях кристаллизации магмы из остаточных расплавов или в процессе метаморфизма при активном  воздействии летучих компонентов. Магматогенные пегматиты это переходная группа между магматическими и постмагматическими образованиями.

Характерной особенностью их являются крупнокристаллическое строение, обособление мономинеральных блоков в виде гнезд или полос, присутствие крупных по размерам и совершенных кристаллов  (“пегма” по-гречески - остов, затвердевший).

Этот тип месторождений имеет большое промышленное  значение. Наиболее важные полезное ископаемое пегматитов: слюды (Сибирь, Карелия, Кольский п-ов); керамическое сырье: кварц, полевые шпаты (Карелия, Украина); редкие и радиоактивные металлы: Li (сподумен, лепидолит) – США; Nb (Норвегия, США); U, Th (Канада, Мадагаскар); олово (Казахстан); топаз, драгоценные, полудрагоценные камни (Урал, Украина); пъезокварц, морион (Украина); корунд, изумруды (Урал).

Геологические особенности. Магматогенные  пегматиты известны для каждой группы магматических пород: встречаются гранитные, сиенитовые, диоритовые, габбровые, перидотитовые пегматиты. Однако подавляющее количество пегматитов ассоциирует с нормальными и кислыми гранитами. Приурочены к складчатым поясам, щитам платформ.

Метаморфогенные пегматиты формируются при высоких фациях регионального метаморфизма вне связи с магматическими комплексами, в гранито-гнейсовых блоках платформ, в зонах динамометаморфизма и  ультраметаморфизма.

Пегматиты часто образуют пояса протяженностью до 4000км вдоль осей поднятий (Саянский, Канадский, Мамский) или поля пегматитовых жил (рис. 18). Древние по возрасту пояса более богаты полезными ископаемыми. Так, 75 % бериллия находится в пегматитах  докембрийских поясов,   23 % - в палеозойских и только, 2 % - в мезозойских поясах. В древних пегматитах концентрируются  мусковит, редкие земли, в молодых – редкоземельная минерализация.

Пегматиты связаны с материнскими интрузиями. Такая связь отчетлива для молодых пегматитов. А.И. Гинзбург выделяет несколько видов пегматитов:

- сингенетические - образуются на месте скопления остаточного расплава;

- эпигенетические (выжатые) - за пределами магматического очага (в породах кровли, с резкими контактами), контролируются разрывными нарушениями.

Рудные тела пегматитовых месторождений образуются в различных условиях:

- согласные, во внутри- и межпластовых полостях отслоений (пластовые залежи древних пегматитов);

- согласные и секущие в мелких трещинах скола;

- секущие в постскладчатых сбросах и сбросо-сдвигах.

Рис. 18. Поле согласных пегматитовых жил.  

По А.С. Назаровой, Г.Г. Родионову и И.Н. Тимофееву

1 – линии сдвиговых нарушений; 2 – пегматитовые жилы

Для геологического строения пегматитовых месторождений наиболее характерна жильная форма рудных тел; распространены линзы, трубообразные тела, залежи неправильной формы с раздувами и пережимами; системы прожилков.

По внутреннему строению выделяют пегматитовые тела однородные с равномерным расположением минералов и неоднородное, обычно закономерно зональные. По А.Е. Ферсману, наиболее типична следующая зональность (от периферии к центру): 1 -  мелкозернистая аплитовая зона порфировидного строения, 2 - зона письменного гранита, 3 - зона крупнозернистого агрегата пегматоидной структуры, 4 - зона выполнения пустот путем наложения минерализации с друзами, 5 - зона гидротермального минералообразования с крустификационной текстурой. Сложная зональность характерна для редкометалльных пегматитов (рис. 19).

В крупнокристаллических гигантопорфировидных пегматитах кристаллы кварца достигают 2 м, амазонита - 10 м. Например, в Монголии в пределах интрузивного массива Горихо встречаются пегматиты с гигантскими кристаллами мориона весом до 17 т; в пегматитах США найден кристалл берилла весом 18 т. Хорошо выражена графическая текстура; характерно наличие занорышей.

Рис. 19 . Сечение тела

редкометалльного пегматита.

(По Н. Солодову).

1 - наносы, 2 - зона блокового кварца, 3 – зона крупноблокового микроклина II, 4 – зона мелкопластинчатого альбита, 5 - кварц-сподуменовая

зона, 6 - клевеландит-сподуменовая зона (по внешней периферии этой зоны располагается маломощная зона сахаровидного альбита, не показанная на чертеже из-за его мелкомасштабности),   7 - зона кварц-мусковитовых гнезд,        8 - зона крупноблокового микроклина I,  9 -зона гнезд мелкозернистого альбита, 10- графическая кварц-микроклиновая зона (местами сильно альбитизирована), 11 - вмещающие породы.

Минеральный состав пегматитов. Он связан с условиями образования и составом материнских пород. Выделяется ряд минералого-геохимических групп пегматитов.  

1. Гранитные пегматиты, которые делятся на:

- пегматиты чистой линии - внедрившиеся в близкие по составу породы;

- пегматиты линии скрещения  -  гибридные, внедрившиеся в породы иного состава. Их состав изменяется в результате реакции с вмещающими породами.

Главные минералы: полевые шпаты (ортоклаз, микроклин), кварц, биотит. Распространены мусковит, турмалин, гранат, топаз, берилл, лепидолит, сподумен (Li,  Al ( SiО6), флюорит, апатит, минералы редких земель, радиоактивные, редкие. Характерны: топаз, пирохлор (Nb, Се), монацит (Се, Lа), ксенотим (YPO4), ортит (Се), колумбит (Nb), танталит  (Та), лепидолит (Li); встречаются вольфрамит, касситерит, молибденит, ильменит, висмутин. Зональность: в центре кварцевое ядро, далее к периферии блоки крупнозернистого микроклина,  кварц-полевошпатовая масса письменной структуры, тонкозернистая кварц-полевошпатовая масса. Наиболее обогащены рудными минералами зональные дифференцированные пегматиты.

2. Гибридные пегматиты, образующиеся в процессе ассимиляции вмещающих пород. При реакции с вмещающей средой и захватом  глинистых сланцев или вулканитов образуются пегматиты с андалузитом, кианитом, силлиманитом; при внедрении в карбонатные породы образуются пегматиты с роговой обманкой, пироксеном,  скаполитом.

3. Десилицированные пегматиты, формирующиеся среди ультраосновных и карбонатных пород. Возникают корундовые (Al2О3) плагиоклазиты.

4. Пегматиты щелочных пород. В их составе микроклин, ортоклаз, нефелин, эгирин, содалит; минералы-примеси: апатит, минералы Nb, Ta, TR.

5. Пегматиты ультраосновных пород. Характерны: бронзит, анортит, лабрадор, оливин, амфибол, биотит. Примеси: апатит, гранат, Ti-магнетит, сульфиды.

Физико-химические условия образования и генезис. Пегматитовые месторождения образуются на различных глубинах от поверхности. Глубины образования пегматитов (по А. Гинзбургу):  пъезокварцевые  -  2-2,5 км,  редкометалльные (Be, Li, Nb, Ta и др.) - 3,5-6 км,  мусковитовые  -  6-8 км,  редкоземельные (La, Ce)  -  8-9 и более км.

Температуры образования   пегматитов варьируют в пределах 8000  - 2000. При изучении газово-жидких включений установлены следующие температуры: биотит - 760-5000; мусковит -  500-4350 ;  кварц - 540-300 (до 1500); топаз -  510-3000. Б. Шмакин для пегматитов Сибири определил температуры образования 510-4900 . Давление, при котором образуются пегматиты, достигает 300 МПа  (мегапаскалей).

Процессы образования пегматитов весьма разнообразны. Существует несколько генетических моделей.

1. Пегматиты - продукт кристаллизации остаточного расплава, обогащенного летучими (HF, H2S, Н2О, СН4, Н3РО4). Гипотеза остаточных расплавов высказана В. Бреггером в 1890 г., разработана А.Е. Ферсманом  (1932г.). После остывания и кристаллизации первых порций магмы остаточный расплав все больше обогащается летучими компонентами, которые сжижаются  в гидротермальные растворы. Эти растворы отлагают новые минералы. Увеличивается подвижность расплава. Процесс протекает при температуре 800-4000.

Весь процесс происходит в закрытой системе в полости, которую заполняет остаточный расплав. Расплав  кристаллизуется в соответствии со схемой Фогта-Ниггли при неограниченной растворимости летучих в магме.

А.Е. Ферсман выделяет несколько этапов кристаллизации гранитных пегматитов: эпимагматический, пневматолитический, гидротермальный. Они  состоят из 9 последовательных геофаз (стадий) В, С, Д, Е, F, G, Н,  J, К.

1 (В) – эпимагматическая геофаза: образование мелкозернистой зоны, переходной от гранитов к пегматитам,

2 (С) - пегматитовая: образование графической зоны (полевошпат – микроклиновой), которая кристаллизуется при t= 600-7000 ,

3-4 (Д-Е) - пегматитовые с турмалином, мусковитом, бериллом, топазом, t = 500-6000,           

5-6 (F - G)  (400-5000) - надкритические (слюды, хлорит, альбит, лепидолит),

7-8-9- (Н-J-К) (400-1000) - гидротермальные с сульфидами, карбонатами, цеолитом.

Иными словами, весь процесс пегматитообразования охватывает этапы от собственно магматического до гидротермального. Эти идеи о последовательной кристаллизации пегматитов из остаточного расплава разделяются К.А. Власовым, А.И. Гинзбургом. А.И. Гинзбург показал, что процесс происходит при изменении состава и роли щелочей: Са-Na щелочи (ортоклаз)  сменяются  К щелочами (микроклин).

Разновидность гипотезы Ферсмана это магматогенно-гидротермальная 2-х этапная схема Р. Джонса, Е. Камерона. По этим авторам  в ранние этапы система закрыта, во 2-й этап система открыта и становится пневматолито-гидротермальной. При этом простые пегматиты 1-го этапа при метасоматозе переходят в сложные.

2. Пегматиты – результат перекристаллизации и метасоматоза (А.Н. Заварицкого, 1947 г.): т.е. это промежуточные образования между изверженными породами и постмагматическими жилами. Они возникают в результате перекристаллизации интрузивной породы под воздействием летучих. Особого пегматитового расплава не существует. Летучие выделяются на последних стадиях застывания материнского очага и проникают вдоль зон трещиноватости в верхние горизонты интрузива. Под воздействием летучих породы разлагаются: полевые шпаты и другие породообразующие минералы замещаются альбитом, мусковитом и др. минералами. Учитывается ограниченное растворение летучих в магме. При превышении их концентрации выделяется газовая фаза - пегматитообразующий газовый раствор. Под его воздействием и происходит перекристаллизация интрузивных пород в пегматит (по трещинам, порам и др. полостям).

Выделяются два этапа этого процесса: 1 - горячие газово-жидкие растворы осуществляют перекристаллизацию пород в простые пегматиты, система закрытая; 2 - метасоматические процессы с проникновением растворов во вмещающие породы, система открытая; образуются слюды, рудные минералы; эти пегматиты имеют сложный состав.

3. Пегматиты представляют собой метасоматиты (Ф. Хесс, В. Шаллер,  К. Ландес,  позднее Д.С. Коржинский). По данным Д.С. Коржинского, пегматитовый остаточный расплав образует только простые пегматиты (кварц-полевошпатовые). Лишь в случае поступления летучих происходит образование других минералов. Иными словами, выделяются  две  группы пегматитов: простые кварц-полевошпатовые и метасоматические сложные  с кварцем, полевыми шпатами, слюдами, рудными минералами. Система перестает быть закрытой со 2-го этапа.

4. Пегматиты – результат метаморфизма (В.Н. Мораховский). Образуются в поле напряжения Земли в зонах динамометаморфизма. При этом из глубинных  очаговых структур  выделяются растворы (ранняя волна щелочности), затем происходит сжатие, поступление новой волны флюидов с рудными и другими полезными компонентами.

Таким образом, пегматитовые месторождения могут образоваться в результате различных геологических процессов. Но необходимо иметь в виду, что безрудные простые пегматиты формируются из остаточного расплава магматических камер или на ранних стадиях метасоматоза и перекристаллизации интрузивных пород, а рудоносные пегматиты сложного состава являются результатом длительного многостадийного гидротермального процесса с привносом полезных компонентов газово-жидкими флюидами.

Типичные рудные формации пегматитов: 1 – мусковитовые пегматиты - Вост. Сибирь, Мамский район; 2 - цериевые с ортитом и монацитом (США, Канада); 3 - пегматиты с редкими и радиоактивными элементами (Ве, Ti, Nb, Te, TR, U)  -  Россия, Финляндия, Норвегия; 4 - бор-фтористые  - Сибирь, Индия; 5 - натро-литиевые  -  Забайкалье, Канада; 6 - фтор-берилловые (с топазом) - Урал, Сев. Монголия; 7 - литиевые (сподумен, лепидолит) – США; 8 - бериллиево-тантал-ниобиевые – Норвегия, США; 9 - оловянно-вольфрамовые - Забайкалье (Шерловая Гора), Саксония; 10 - мигматитовые пегматиты -  Изумрудные копи, Березовское (Урал); 11 - графитовые и цериевые  -  Гренландия, Швеция, Южн.Урал; 12 - десилицированные с корундом, изумрудом – Урал.

4. Карбонатитовые месторождения

Карбонатитовыми называются месторождения, состоящие на 80-90% из карбонатных минералов, залегающих в пределах интрузивных массивов центрального типа, сложенных ультраосновными и щелочными горными породами. Этот генетический тип включает месторождения сложного генезиса, переходные от магматических к постмагматическим. Термин введен В. Бреггером в 1921 г. Находки карбонатитов были известны еще в первой половине ХХ в.(карбонатиты Африки  -  Ф. Дикси, 1935г.; К. Девис, 1940г.; Норвегии - Х. Эккерман, 1948г.).

Как важный промышленный тип месторождений Nb (90 % всего добываемого Nb) и Р, они получили признание в 60-е годы прошлого столетия. Сейчас это источник Nb, Р, Fe, Ti, флогопита, вермикулита, Та, циркония, редких земель, U, Th. Таким образом, карбонатитовые месторождения содержат ряд полезных ископаемых, которые стали использоваться сравнительно недавно. Крупными являются месторождения Бразилии (Араша), Сибири (Гулинкое), Кольского полуострова (Ковдор), Южной Африки (Палабора) и др.

Геологические особенности. В настоящее время во всем мире известно около 400 массивов карбонатитов кальцитового, доломитового, анкеритового, сидеритового состава. Они пространственно и генетически связаны с ультраосновными щелочными или щелочными массивами.  К 2000 году в России было более 45 массивов, в Африке - 75, Канаде - 15, Бразилии - 6, США - 5. Наиболее детально исследованы массивы  Альне (Швеция), Сёв (Норвегия), Кайзерштуль (ФРГ), массивы Африки, России (Кольский п-ов, север и юг Сибири).

Для локализации карбонатитовых массивов характерны: приуроченность к жестким глыбам ранней консолидации (террейнам, щитам платформ), связь с процессами образования перекрывающих комплексов  (тектономагматической активизации), контроль глубинными разломами, по которым магма поднималась с глубин 100-150 км.   

Геологическое строение массивов ультраосновных-щелочных пород с карбонатитами отличается наличием концентрической зональности, развитием радиальных, конических и кольцевых даек. Типы массивов по строению: округлые концентрические,  эллипсовидные эксцентрические,   эллипсовидные  поли-

Рис. 20 . Общая схема строения карбонатитового месторождения

1  - щелочные породы; 2- ультраосновные породы; 3 - гнейсы;              4 - фениты; 5 -шток карбонатитов;  6 – жил

ы карбонатитов

центрические (с 2-мя и более центрами вдоль оси), сложные  -  сочетание линейных и кольцевых структур, вытянутые в одном направлении. Строение массивов осложняется трубками взрывов - кимберлитоподобными породами - брекчиями. Реже тела имеют форму трещинных интрузий. Общая схема строения карбонатитового месторождения в плане показана В.И. Смирновым  (рис. 20).  Ядро массива выполнено карбонатитовым телом, которое окружено щелочными породами; по периферии находятся ультраосновные породы. Рудные тела: столбообразная или штокверкообразная сложная по строению рудная залежь в центре, кольцевые, радиальные жилы.

Карбонатитовые массивы разделяются на массивы открытого и закрытого типов.

1.“Открытые” массивы это вулка- но-плутонические комплексы (рис. 21а). Они образовались, когда ультраосновная-

щелочная магма достигала земной поверхности. Это трубчатые тела с некками размером до 1 км2 . В их составе  более широко распространены щелочные разности пород   эффузивного и интрузивного облика - авгититы, нефелиновые базальты, нефелиниты. Широко развиты эксплозивные образования - вулканические (жерловые) брекчии, туфы, агломераты, которые с глубиной сменяются гипербазитами и сиенитами. Центральные части сложены карбонатитами. С глубиной их количество уменьшается.

2. Массивы “закрытого” типа (“слепые”) не имеют выхода на поверхность (рис. 21 б). Формы их в плане эллипсовидные, иногда линейные. На глубине отчетливо выражено кольцевое строение;  ближе  к  поверхности –  трещинная  форма.  С глубиной  щелочные породы  (сиениты) сменяются ультраосновными (гипербазитами). Протяженность тел на глубину до 5-7 км; количество карбонатитов увеличивается с глубиной (см. рис. 21). Карбонатиты встречаются в центре и краевых частях массивов. При определенном эрозионном срезе разница между массивами открытого и закрытого типов устанавливается с трудом.

 

Рис. 21 . Схематический

разрез массива ультра-основных-щелочных пород «открытого» (а) и

«закрытого» (б) типов.

По А. И. Гинзбургу и Е. М. Эпштейн (1968).

1 - карбонатиты; 2 - породы жерловой фации;     3 - эффузивы и их туфы;  4 – нефелиновые и щелочные сиениты; 5 - ийолит-мельтейгиты; 6 - гипербазиты

Характерна горизонтальная зональность:  прямая  -  в центре молодые породы, по периферии – древние, обратная - в центре древние породы, слагающие ядро массива. Кольцевые и конические дайки иногда образуют пояса вокруг массивов. Конические дайки создают структуру типа cone in cone.  Их образование происходит при давлении магматического очага или флюида, превышающем литостатические нагрузки.

Глубина образования карбонатитовых массивов различна: поверхностные (вулканическая и субвулканическая фации)  - до 1-1,5 км; малоглубинные (гипабиссальные)  -  2,5-3 км; среднеглубинные (мезоабиссальные)  -  5-6 км; глубинные (абиссальные)  -  8-10 км. Время формирования карбонатитовых рудоносных массивов - 10-100 млн. лет.

Формы рудных тел отличаются разнообразием. Карбонаты внутри массивов образуют неправильные тела (различные по форме штоки, трубки, “пробки”, выполняющие вулканические жерла); жилы (радиальные, конические, кольцевые); штокверки, жильные зоны (линейно-вытянутые). Повсеместно карбонатиты содержат реликты ультраосновных-щелочных пород, т.к. образуются либо путем ассимиляции этих пород карбонатной магмой, либо в процессе метасоматического замещения пород под воздействием карбонатных флюидов. Отдельные участки рудных тел отличаются повышенным содержанием полезных компонентов, например, содержание Nb2О5 достигает 1-3 %.

Для карбонатитовых тел характерна полосчатость: первичная  -  чередование полос карбонатного состава с полосами, обогащенными силикатами, апатитом и магнетитом. Полосчатость ориентирована параллельно контактам карбонатитовых тел. Вторичная полосчатость  -  в зонах тектонических нарушений за счет дробления и частичной перекристаллизации карбонатитов.

Минеральный состав. Среди карбонатитов выделяется 2 группы.

1. Карбонатиты с содержащием СО2 до 35 %.

2. Карбонатитоиды карбонатно-силикатные, фосфатные, оксидные, сульфидные  -  содержащие СО2  около 5-15 %.

В составе карбонатитов отмечено более 70 разных минералов, среди которых преобладают карбонаты - кальцит СаСО3, доломит СаMg(СО3)2,  сидерит FeСО3, анкерит Са(Mg, Fe)(СО3)2,. Наиболее важные и промышленно ценные минералы: сульфиды - пирротин Fe2S, борнит Сu5FeS4,  халькопирит CuFeS2, молибденит МоS2 , пирит FeS2, окислы - магнетит Fe3О4, гематит Fe2О3, ильменит FeTiO3, рутил TiО2, бадделеит ZrО2, перовскит CaTiО3, пирохлор NaCaNb2О6F,  гатчеттолит (U-пирохлор), колумбит (Fe, Mg)(Nb, Ta)2О6 , брейнерит (Mg, Fe)СО3  , карбонаты редких земель  -  паризит (Ce, La), бастнезит (Ce, La, Pr), сульфаты  -  барит ВаSО4, целестин SrSО4 , фосфаты  -  апатит Са5(РО4)3 Cl , монацит  (Се,La)РО4, силикаты  -  циркон ZrSiО4 , сфен, нефелин, флогопит.

Физико-химические условия образования и генезис. Формирование  ультраосновных  щелочных массивов и карбонатитовых тел происходит в 2 этапа, которые разделяются на несколько стадий.

1. Раннемагматический этап включает стадии внедрения: 1- ультраосновных пород (оливиниты, дунит-перидотиты, перидотиты), 2 (главная) – пироксенитов, 3- щелочной серии пород (уртиты, ийолиты); эти породы слагают внешнюю зону и секущие тела, 4 – нефелиновых сиенитов (дайки, жилы). Температура образования этих пород 1300 – 10000.      

2. Позднемагматический этап (после формирования интрузивных пород) включает стадии образования карбонатитов разного состава: 1- кальцитовые карбонатиты с перовскитом (Nb), апатитом, пирохлором, гатчеттолитом, а также образуются диопсид, авгит, кальцит, биотит; 2-кальцит-доломитовые карбонатиты с пирохлором, а также амфибол, доломит, флогопит, апатит; 3-доломит-анкерит- сидеритовые карбонатиты с пирохлором, колумбитом, бастнезитом, молибденитом, паризитом, а также эгирин, доломит, амфибол, барит, молибденит; 4- посткарбонатитовая  -  формирование карбонатно-силикатных пород: прожилки кальцит-альбит-эпидотового состава, иногда флюорит-гематитовая порода.

По изменению состава породообразующих минералов разных стадий видно, что процесс идет по пути замены силикатов и алюмосиликатов карбонатами (смена слабых кислот более сильными). Карбонатиты развиваются независимо от состава вмещающих пород. Они сопровождаются зонами карбонатизации и вкраплено-прожилковой карбонатной минерализацией во вмещающих породах.

Рудоносность карбонатитов тесно связана со стадийностью их образования. Для ранних стадий характерны минералы титана и циркония (бадделеит и др.). Затем они сменяются минералами циркония и ниобия, далее титана и ниобия (гатчеттолит), затем ниобия (пирохлор, луешит), а на последних стадиях – минералами ниобия и редких земель (колумбит, фергюсонит, бастнезит, паризит, монацит, ортит).

В процессе образования карбонатитов наблюдается геохимическая эволюция состава катионов:

кальцит  -  доломит  -       анкерит          -   сидерит       

 Са          -  (Са+Mg)  -  (Са+Mg+Fe)      -  (Mg + Fe)  -  Fe

Температура образования карбонатитов позднемагматического этапа 600-1000. По анализу газово-жидких включений установлено, что форстерит-апатит-магнетитовые породы образуются при температурах 600-4300 или 650-2600;  поздние кальцитовые, доломитовые и анкеритовые карбонатиты – при 400-1500.

Формирование карбонатитов происходит в условиях резко меняющегося давления в процессе прорыва газов и магмы на поверхность. Давление зависит от глубины: для гипабиссального уровня оно составляет 0,2-2,6 МПа (по кальцит-доломитовому геобарометру).

Существуют несколько моделей образования карбонатитов.

1. Магматическая  -  кристаллизация карбонатного расплава. Такой расплав наблюдался при извержении одного из вулканов (Африка, 1967 г.). При этом предполагается, что имела место ликвация с разделением магмы на силикатную и карбонатную. Этот процесс в природе имеет весьма ограниченное распространение.

2. Гидротермально-метасоматическая (Н. Боуэн, Е. Сеттер, Ю. Шейнман, А. Гинзбург). Об этом свидетельствует наличие метасоматической зональности, реликты вмещающих пород, формы рудных тел, многостадийность с изменением кислотности-щелочности и химических потенциалов Са, Mg, Fe  и СО2, свойственные гидротермальным процессам.

3. Осадочная  -  карбонатиты это ксенолиты известняков или мраморов или продукты перекристаллизации их в магматическом очаге. Однако карбонатитовые массивы часто встречаются в районах полного отсутствия карбонатных пород.

4. Сложное происхождение (В.И. Смирнов) – глубинные карбонатиты образовались из магматических расплавов; в верхних частях карбонатиты образуются из газово-жидкой фазы при вскипании расплава. Установленные данные по изотопному составу углерода говорят о его магматогенном происхождении. Они близки с изотопным составом углерода кимберлитов.

Учитывая имеющийся фактический материал по минеральному составу, стадийности, изотопии, наиболее вероятно считать, что образование рассматриваемых месторождений началось на магматическом этапе и завершилось на гидротермальном в процессе деятельности рудоносных флюидов, выделившихся из магматического очага на завершающих стадиях его развития.

Главные рудные формации карбонатитов: 1 – перовскит-титано-магнетитовых гипербазитов, из которых попутно с титаном извлекаются TR, Nb, Та (Кольский полуостров); 2 – нефелиновых руд с уртитами (Вост. Сибирь); 3 – флогопитовых пород  -  крупнейшие месторождения флогопита (Одихинча, Гулинское в России); 4 – апатит-магнетит-форстеритовых пород  (Ковдор в России, Люлекоп в ЮАР, Уганда, Родезия); 5 – гатчеттолит-пирохлоровых руд – это самые крупные и богатые месторождения ниобия, из которых попутно извлекаются тантал и уран  (Белозиминское в Вост. Саяне); тантало-ниобиевые (гатчеттолитовые) и ниобиевые (пирохлоровые) руды часто пространственно разобщены. В этой формации – несколько минеральных типов месторождений; 6 – колумбит-бастнезитовых (паризитовых) карбонатитов с высоким содержанием редких земель цериевой группы (Альнё в Швеции, Сироти, Араша).

5. Альбититовые и грейзеновые месторождения

Альбитит-грейзеновыми называются месторождения, формировавшиеся в процессе постмагматического щелочного метасоматоза  в краевых выступах гипабиссальных масссивов кислого и щелочного состава под воздействием горячих растворов на раскристаллизованные ранее породы (рис. 22). Происходит альбитизация (натровый метасоматоз) краевых частей гранитных куполов, а избыток К связывается в грейзенах.

Альбитит (термин введен А. Беусом для Вост. Забайкалья)  -  лейкократовая порода с мелкозернистой альбитовой основной массой,  порфировыми выделениями кварца и микроклина,  а также слюд, щелочного амфибола (рибекита), реже пироксена. Парагенезис: альбит Na[Al3О8],  микроклин  К[AlSi3О8], кварц.

Грейзен  (термин введен в Германии А. Вернером)    -  порода, состоящая из слюд (мусковит, биотит, циннвальдит), кварца, встречаются турмалин, топаз, флюорит, рудные минералы. Парагенезис:  кварц, слюда.

Промышленное значение определяется тем, что  альбититы являются сырьем на Be (в альбититах нормального ряда); Li, Rb,Та, Nb, U; Zr, редкие земли, Th (в альбититах субщелочного ряда). Грейзены содержат  Sn, W, Mo, Ве (фенакит, бертрандит), берилл, хризоберилл, изумруды. Чаще эти месторождения комплексные: Sn-W; W – Mo;  Mo –Be; Li-Ве;  W- Mo- Be. Месторождения богатые, но небольшие по запасам. Главные провинции альбитит-грейзеновых месторождений:  Забайкалье, Дальн. Восток, Вост. Сибирь, Индонезия, Китай, Бирма, Австралия, Африка, Казахстан.

Рис. 22 . Схематический разрез

Акчатауского гранитного плутона.

(По В. А. Жарикову и Г. П. Зарайскому).

1 - крупнозернистые граниты I фазы; 2 - средне- и мелкозернистые граниты II и III фаз; 3 - терригенные и вулканогенные вмещающие породы силура; 4 - кристаллические породы докембрийского фундамента; 5 - W-Мо рудные тела; 6 – контактные роговики

Геологические особенности. Месторождения приурочены к ареалам кислых и щелочных интрузий; часто образуют пояса, которые располагаются вдоль осевых частей складчатых областей или на платформах, активизированных в более позднее время. Концентрируются в зонах глубинных разломов, в рифтовых зонах. Благоприятными являются зоны столкновения континентальных литосферных плит, магматические дуги активных окраин континентальных плит.

Возраст месторождений докембрийский (Африка, Украина), палеозойский (Австралия, Англия, Урал, Дальн. Восток), мезозойский (Забайкалье, Китай, Монголия).

Рудоносными являются нормальные биотитовые и двуслюдяные граниты, щелочные граниты аляскитового облика, сиениты, нефелиновые сиениты. Месторождения формируются на незначительных глубинах, составляющих 1,5-2  -  3-4 км.

 Структуры месторождений и формы рудных тел определяются рядом факторов: положением оруденения в купольных выступах малых интрузивов или над ними в породах кровли, сводовыми полостями купольного отслоения, кольцевыми и радиальными трещинами, трещинами отдельности, зонами эксплозивных брекчий, постмагматическими разрывными нарушения, напластованием пород кровли. Наиболее характерны рудные штоки, штокверки, жилы, зоны грейзенизации.

Минеральный состав. Минеральный состав рассматриваемых месторождений определяется составом постмагматических растворов и интрузивных пород, которые подвергаются метасоматозу. В общем случае характерна вертикальная зональность (рис. 23) в расположении альбитит-грейзеновой минерализации (снизу): граниты биотитовые, двуслюдяные, альбитизированные граниты, альбититы (альбит, кварц, мусковит, микроклин), грейзены (мусковит, кварц).

Альбититы – продукты высокотемпературного постмагматического метасоматоза,  содержащие редкометальное оруденение: Та, Nb, Ве, Li, Th, редкие земли. Применяется термин апограниты – метасоматически измененные граниты. Месторождения приурочены к породам кислого и щелочного состава. Обычно это малые интрузивы трещинного типа или куполовидные выступы крупных интрузивных тел. Их выходы на поверхность ограничены по площади. Оруденелыми являются апофизы или апикальные части интрузивов.

Рис. 23 .  Принципиальная схема

вертикальной минералого-геохимической зональности альбитит-грейзеновых рудоносных образований. По В.И. Синякову [6].

Сплошными стрелками показаны потоки магматических флюидов, пунктирными — метеорных подземных вод, точками показана область рудной минерализации, волнистыми линиями  - жильные тела.

В различных материнских породах устанавливается различный минеральный состав альбититов:

-нормальные граниты: альбит, кварц, микроклин, мусковит, берилл, бертрандит Ве4Si2О7(ОН)2,  фенакит Ве2SiО4, СаF2 ,     

-субщелочные граниты: альбит,  амазонит, калиевый полевой шпат с примесью Rb2О, Cs2О, кварц, лепидолит, циннвальдит, колумбит-танталит (Li, Rb, Ta, Nb), пирохлор,

-щелочные граниты: альбит, микроклин, кварц, биотит, пирохлор, циркон, фергюсонит,

-нефелиновые сиениты: альбит, микроклин, эгирин, щелочной амфибол, циркон, пирохлор, монацит.

Грейзены – продукт пневматолитово-гидротермальной деятельности. Развиваются в апикальных выступах гранитных массивов, в алюмосиликатных породах их кровли, реже в карбонатных породах. Содержат минерализацию Sn, W, Li, Ве. В целом минеральный состав грейзенов весьма разнообразен: кварц, мусковит, турмалин, топаз, флюорит, микроклин, биотит, альбит. Рудные: касситерит, вольфрамит, молибденит, берилл, лепидолит, шеелит, гранат, монацит, рутил, циркон, фенакит. Промышленное значение имеют: касситерит, вольфрамит, молибденит, лепидолит; иногда: берилл (в силикатных грейзенах), фенакит, бертрандит, гельвин Mn [BeSiО4] MnS (в карбонатных грейзенах), хризоберилл, изумруд (в грейзенах по основным породам).

Грейзены (80 %) развиваются в зоне эндоконтакта в 300-500 м от кровли (эндогрейзен). В экзоконтакте по вертикали грейзены распространяются во вмещающие породы до 1500 м (экзогрейзены).

Грейзены формируются стадийно с образованием зон, сложенных определенными минеральными ассоциациями.  Выделяется от 8 до 13 стадий. В общем виде проявляются три этапа: 1- минералы Мо, W, Sn; 2-минералы Та, Nb, Be, Li; 3-сульфиды, флюорит, карбонаты.

Состав их также зависит от состава вмещающих пород. Существуют грейзены алюмосиликатные, основные, карбонатные. По алюмосиликатным породам (в гранитоидах) развиваются биотит-кварцевая, биотит-мусковит-кварцевая, кварц-топаз-мусковитовая, флюорит-мусковитовая ассоциации. В породах основного состава образуются флогопитовая, флюорит-слюдистая ассоциации. В карбонатных породах грейзены имеют слюдяно-флюоритовый, турмалин-флюоритовый, топаз-флюоритовый состав.

Физико-химические условия образования и генезис. Процессы воздействия постмагматических флюидов на раскристаллизованные интрузивные горные породы приводят к перегруппировке породообразующих элементов. В альбититах увеличивается концентрация Na (альбит – Na[AlSi3О8]),  а в грейзенах – К (микроклин К [AlSi3О8]). Главным процессом, определяющим рудообразование, является отделение металлов от породообразующих минералов и их концентрация в виде рудных минералов. Как указывалось, типоморфные металлы: альбититов – цирконий, ниобий, торий, грейзенов -  бериллий, литий, олово, вольфрам (табл. 9).

Таблица 9

Перегруппировка  металлов  в г/т (по Г. Щерба)

Г  р  а  н  и  т

Металл

Безрудный

Рудоносный

Альбитит

Грейзен

Nb

26

61

1000

?

Ве

3

17

72

1000

Li

40

140

100

1000

Sn

5

26

50

3000

W

2

60

5

5000

Альбититы возникают раньше грейзенов из более высокотемпературных  щелочных растворов в тыловой части метасоматической колонны. Грейзены – позже при более низких температурах из кислых растворов во фронтальной части колонны метасоматоза. Они представляют собой переходный к гидротермальным тип месторождений.

Температуры минералообразования, определенные по газово-жидким включениям и минеральным парагенезисам, составляют: микроклинизация  -  650-5500  , альбитизация   -   550-4000 , грейзенизация силикатных пород  -  450-3000 , кварцевые жилы  -  450-2500 , грейзенизация карбонатных пород  -  400-2500 , флюоритовые жилы  -  250-2200. Давление, при котором формировались  грейзены,  колеблется в широких пределах:  130-6 Мпа.

Нужно отметить, что существует особый  тип  альбититов  -  не связанные с магматическими комплексами. Они развиваются в зонах региональных разломов среди древнего фундамента платформ. Обусловлены флюидами глубинного магматического или метаморфического происхождения. Имеют линейные секущие формы тел. Состав: 1 – калиевый с Ве (микроклин), 2 – калий-натровый с Та, Nb (альбит, микроклин), 3 – натровый с U (эгирин-рибекит).

Процесс формирования альбитит-грейзеновых месторождений протекает в несколько стадий: 1-калиевый метасоматоз (ранняя микроклинизация) – в ядерных частях массивов; 2-натровый матасоматоз (ранняя альбитизация) – в периферических частях массивов; 3-поздняя альбитизация, снижение кислотности; 4-поздняя микроклинизация. При грейзенизации происходит увеличение кислотности, переход растворов из надкритического в гидротермальное состояние. Характерны высокая  активность F и В, вынос из пород щелочей, Al, элементов-примесей. На всех этапах большую роль играет газовая фаза, о чем свидетельствует большое количество вокуолей.

 Главнейшие рудные формации: 1 – редкометалльных албититов (плато Джонс в Нигерии); 2 – кварцево-жильно-грейзеновая с касситеритом, вольфрамитом, молибденитом, бериллом, колумбитом (Цинновец в Европе); 3 – карбонатно-грейзеновая урановых, бериллиевых руд.

6. Скарновые (контактово-метасоматические) месторождения

Скарновыми называются месторождения, которые образуются рудоносными растворами в результате процессов метасоматоза в зоне контакта карбонатных пород с внедрившимися магматическими силикатными породами. Следует отметить, что к скарнам часто относят месторождения других генетических типов, например, гидротермальные, залегающие в зоне контакта магматических пород, внедрившихся в карбонатные толщи и имеющих в своем составе комплекс минералов контактового метасоматоза.

 Промышленное значение скарновых месторождений определяется тем, что в скарнах известны месторождения почти всех металлов, за исключением Cr, Sb, Hg. Наибольшее промышленное значение имеют: в известковистых скарнах – Fe, Со, Cu, Pt, W, Mo, Pb-Zn, Au, Sn, Be, Nb, U; в магнезиальных скарнах – В, флогопит. Например, на Урале широко развиты скарновые месторождения железа (Магнитная, Благодать, Соколовское, Сарбайское), меди (Турьинское), на Дальнем Востоке свинцово-цинковая минерализация (Тетюхе), на Кавказе и в Средней Азии месторождения вольфрама и молибдена. Большинство месторождений относится к средним и мелким, хотя  встречаются крупные и весьма крупные объекты.

Геологические особенности. Скарновые месторождения образуются в складчатых областях,  реже на платформах. Рудные скарны связаны с интрузиями умеренно кислого (граниты) или среднего (гранодиориты, кварцевые диориты, монцониты) состава. На контактах ультраосновных интрузий скарны не образуются.

Глубины образования от 0,5 до 1,5-2 км. На этих небольших глубинах внутреннее давление летучих способно преодолеть внешнее давление пород. Скарны связаны с гипабиссальными интрузиями (рис. 37). Образуются они по обе стороны от линии контакта, как внутри интрузивных пород (эндоскарн), так и во вмещающих карбонатных породах (экзоскарн). Оптимальная зона скарнообразования составляет 200-300 м вдоль контакта (рис. 38). Иногда месторождения могут локализоваться на удалении от контакта до 1-2 км. Формирование месторождений происходит при значительной роли разрывных нарушений, секущих контакт или  проходящих вдоль него.  

Геологические структуры месторождений и формы рудных тел определяются поверхностью контакта, слоистостью вмещающих пород, складками и разрывами. Рудные тела чаще имеют неправильную форму, подчиняющуюся форме контакта (см. рис. 37). Наиболее интенсивно процесс происходит при пологом контакте интрузива. Распространены пластовые и пластообразные рудные тела, штоки, трубы, жилы и жилообразные залежи, гнезда, линзы, сложные по форме залежи.

Рис. 37. Разрез скарново-медного

месторождения Турья, иллюстрирующий локализацию рудных тел на контакте зон гранатовых и пироксен-гранатовых скарнов и мраморизованных известняков.

Составлен В. Ф. Чернышевым (1960 г.).

1 - мраморизованные известняки; 2 - порфириты; 3- кварцевые диориты; 4 - скарнированные кварцевые диориты; 5 - гранатовые и пироксен-гранатовые скарны; 6 - рудные тела; 7 - вкрапленность сульфидов в гранатовых скарнах; 8 - минерализованный сульфидами Фроловский разлом; 9 - прочие разрывы

м

Рис. 38 . Примерное распределение скарновых месторождений

относительно контакта изверженных и осадочных пород

Минеральный состав скарнов. По минеральному составу скарны это известково-силикатные горные породы, содержащие карбонаты и силикаты Са, Fe, Al.

Скарновые месторождения типизируются по различным признакам:

-по составу (известковые, магнезиальные, силикатные);

-по стадийности процесса: простые ранних стадий (Fe), сложные поздних стадий (полиметаллические);

-по формациям материнских магматических пород: плагиогранитовые, сиенитовые (Cu, Fe), гранитные (W), диоритовые (полиметаллы, Fe);

-по положению относительно контакта: эндо- , экзоскарн;

-по составу полезных ископаемых - Fe, W, Cu, Pb- Zn, Mo, Sn, В и др.

Месторождения железа связаны со штоками диоритов и эффузивных горных пород среднего состава; главное оруденение - в эндоскарне (гора Благодать, Сарбай в Башкирии, Эмпайр в Канаде). Вольфрам и молибден  связаны с порфировидными гранодиоритами, кварцевыми монцонитами. Это пластовые тела в известковистых скарнах  (Сангдонг в Южн. Корее). Медь связана  со щелочными гранодиоритами и кварцевыми монцонитами; наиболее крупные месторождения - в меднопорфировых плутонах вместе с гидротермальными Cu-порфировыми месторождениями  (Саяк 1 в Казахстане). Свинцово-цинковая   минерализация  встречается в экзоскарнах в зонах  разломов. Оруденение олова  - в вулкано-плутонических комплексах кислого - среднего состава.

В качестве генетических подтипов скарновых месторождений чаще выделяют:

- известковые скарны (замещение известняков), содержащие гранат (гроссуляр-андрадит), пироксены (диопсид-геденбергит), волластонит, скаполит, амфиболы, эпидот, хлориты, магнетит, гематит, кварц, сульфиды металлов, кальцит, флюорит, шеелит (например, скарны г. Магнитной);

- магнезиальные скарны (замещение доломитов или доломитизированных известняков), имеющие в своем составе диопсид-геденбергит (пироксены), гранаты (андрадит-гроссуляр), форстерит, серпентин, амфиболы, флогопит, шпинель, магнетит, доломит, кальцит, сульфиды металлов;

- силикатные скарны (замещение силикатных пород), включающие  как характерный минерал скаполит, в  остальном они близки к известковым скарнам.

По преобладанию типичных минералов скарны разделяются на гранатовые, волластонитовые, диопсидовые и др.

Для скарнов характерна зональность в распределении минеральных ассоциаций. В известковых скарнах выделяются следующие зоны: 1- неизмененные или осветленные гранитоиды, 2 - эндоскарны гранатовые с эпидотом, 3 - экзоскарны пироксен-гранатовые, 4 –скарны гранат-пироксен-эпидотовые, 5 - известняки мраморизованные и неизмененные.

Для магнезиальных скарнов зональность выглядит следующим образом:  1 - гранитоид, 2- пироксен-полевошпатовая околоскарновая порода, 3- шпинель-пироксеновый скарн, 4 - шпинель-форстеритовый скарн, 5 - мрамор, 6 - доломитовый мрамор.

Физико-химические условия образования и генезис. При внедрении горячей магмы (1200-10000) в относительно холодные породы происходит образование новых минеральных форм. Это контактовый метаморфизм. При контактовом метаморфизме рудные месторождения образуются редко. Происходит изменение состава как вмещающих пород, так и магматических образований: глинистые сланцы превращаются в роговики; песчаники - в кварциты; карбонатные породы - в мраморы.

Контактово-метасоматические процессы создают благоприятный «фон» для дальнейшего рудоотложения, изменяя свойства вмещающих пород. Воздействие интрузива двоякое: 1-термальный метаморфизм (прогревание), при котором образуются роговики, кварциты, мраморы, 2- метасоматические процессы под воздействием летучих, которые выделяются со стороны интрузива или из его глубинных частей. Развитие скарнов контролируется зоной контакта и тектоническими деформациями в этом участке коры. По расчетам Д. Казанли (исследование влияния температурных полей) при воздействии интрузива породы в приконтактовой зоне за 1000 лет прогреваются до 2500 на расстоянии от контакта до 200 м, а за 50 тыс. лет - на 6000. (Исходные данные: начальная t расплава 13000, скрытая теплота плавления гранитов 60 кал, теплопроводность 4.10-3кал/см сек-1, теплоемкость 0,3).

Рудная минерализация образуется после частичного или полного застывания магмы в процессе деятельности газово-жидких растворов, которые выносятся из магмы и воздействуют на скарны. Обычно это происходит в результате длительной и многостадийной циркуляции растворов вдоль зоны контакта на фоне неоднократного дробления пород.

Установлено три типа взаимоотношения руд и скарнов (рис. 39): 1 - руды и скарны одновременны или близки по времени, что встречается редко (руды Fe, В); 2 - рудообразование непосредственно следует за скарнообразованием (руды Sn, Fe); 3 - наложение гидротермального оруденения на скарны (руды Au, W, Cu). Чаще скарны служат благоприятной в физическом и химическом отношении средой.

Рис 39 . Типы скарново-рудных месторождений. По Х. М. Абдуллаеву.

а - с сопутствующим оруденением, б - с отстающим оруденением, в - с наложенным оруденением.

1 - гранитоиды; 2 - известняки; 3 - рудоносные скарны; 4 - руда;             5 - безрудные скарны

Скарны образуются при температурах 300-9000. Эксперименты по изучению газово-жидких включений и теоретические расчеты позволяют выделить следующие температурные фазы скарнов: волластонит-плагиоклазовая  -  900-7500;  пироксен-гранатовая  -  800-5000; гранат-эпидотовая  -  500-4500; пироксен-эпидотовая  -  4000. Рудная минерализация, наложенная на скарны,  образуется при температуре от 3000 и ниже.

В скарнах парагенезис (состав минеральных ассоциаций) и зональность (смена их по отношению к контакту) зависят от возрастания кислотности процесса. Обычно процесс идет (во времени) по пути вытеснения кальция магнием, а затем железом. Образуется ряд: волластонит - диопсид - геденбергит - андрадит.

Существуют следующие главные модели образования скарнов (рис.  40)

1. Инфильтрационно-диффузионная модель Д.С. Коржинского.

По обе стороны от зоны контакта силикатных и карбонатных пород возникает неравновесная химическая система. В этой системе по одну сторону преобладают элементы карбонатной среды, по другую - силикатной. В этих условиях происходит выравнивание составов путем встречного диффузионного оттока элементов из области высокой их концентрации в зону пониженной концентрации (биметасоматоз, по Д.С. Коржинскому). СаО перемещается из карбонатных пород в алюмосиликатные,  SiО2 и Al2О3  - из силикатных в карбонатные (см. рис. 40). По мере развития скарнообразования происходит постепенное разрастание зон метасоматоза в направлении диффузионного потока (наступление тыловых зон на фронтальные). На фоне диффузионного проникновения происходят обменные реакции между соединениями раствора, а также между раствором и породообразующими минералами скарнов или гранитоидов. Зональность  минералообразования, установленную в скарнах, Д.С. Коржинский объяснил разной степенью подвижности диффундирующих элементов и изменениями условий среды. Наиболее подвижные группы:  Н2О, СО2 ; S, Cl, K, Na; наименее подвижные:  Р, Тi, Al .      

Однако подсчеты показали, что SiО2 и СО2, имеющиеся в гранитах и известняках, не обеспечивают объемов этих компонентов, содержащихся в скарнах. Необходим привнос этих веществ извне. С учетом этого положения Д.С. Коржинский выдвинул инфильтрационно-диффузионную  концепцию: скарны формируются как при диффузии на границе интрузии, так и в процессе привноса элементов циркулирующими горячими растворами. Эти растворы привносят элементы из глубинного магматического очага и из пород по пути их следования. Т.е. процесс происходит в открытой системе путем инфильтрации и диффузии. Инфильтрация - перенос вещества растворами, которые просачиваются через всю массу породы по порам и трещинам. Диффузия - перемещение частиц (атомов, ионов, молекул) в направлении убывания их концентраций. Эти процессы происходят в газах быстро, в жидкостях медленно, в твердых телах еще медленнее. Скорость возрастает при повышении t0.

Наиболее ценные месторождения создаются в трещинных зонах с существенным привносом  вещества из магматического очага (контактово-инфильтрационные скарны).

2. Стадийная модель П. Пилипенко  -  предполагается, что главная масса вещества привносится из магматического очага. Среда играет роль поставщика минерализаторов.

Состав привносимых веществ постепенно меняется, t0 понижается. Это приводит к стадийности процесса и зональному расположению минеральных ассоциаций. П. Пилипенко выделил 6 фаз (стадий) метасоматоза: 1-кремниевый (привнос Si) - образование диопсидовой породы; 2-алюмосиликатный метасоматоз - привнос Si и Al (гранаты); 3-галоидный - привнос Cl (скаполит); 4-железистый метасоматоз (геденбергит, гранат, магнетит, гематит); 5-флюидно-водный метасоматоз - привнос Н2О, СО2, Cl (роговая обманка, эпидот, шеелит, кальцит); 6-сульфидный метасоматоз -  наиболее низкие t0, привнос Н2О, S, металлов.

3. Рассматривая обе эти модели, В. Смирнов показал, что на ранних стадиях формирования скарновых месторождений главную роль играет биметасоматоз, а по мере развития процесса прогрессивно нарастает привнос вещества из глубинных источников. Последний имеет главное значение для образования рудных скоплений.

Рудные формации скарновых месторождений: 1 - железорудная - магнетит, гематит, сульфиды (Магнитная, Тельбесское (Зап. Сибирь), Дашкесан (Кавказ), Банат (Венгрия); 2 - меднорудная - пирит, халькопирит, пирротин, сфалерит, магнетит, гематит (Турьинское (см. рис. 37), Гумешевское на Урале, Глафиринское в Минусинском районе, Бисби в Аризоне); 3 - вольфрамовая – шеелит, сульфиды  (Балканское на Урале, Лянгарское в Ср. Азии, Пайн-Крик в Калифорнии, Тырныауз (рис. 41) на Кавказе); 4 - золоторудная - Au, сульфиды (в Зап. Сибири); 5 - свинцово-цинковая - галенит- сфалеритовая (Алтын-Топкан

Рис. 40 . Разрезы,

иллюстрирующие образование

главных типов  рудоносных скарнов:

а - биметасоматических, формирующихся вдоль границы  алюмосиликатных и карбонатных пород; б - инфильтрационных экзоскарнов, развивающихся в карбонатных породах; в - инфильтрационных эндоскарнов, возникающих в алюмосиликатных породах.

I - граниты;  2 -  известняки;  3 - глинистые сланцы;  4 - скарны;             5 - разрывные нарушения; 6 - разрывное нарушение, представляющее собой канал проникновения химически активного раствора, содержащего катионы магния, железа, марганца; 7 - направление поступления в химически активный раствор элементов, ранее входивших в состав породы.

и др. в Ср. Азии); 6 - бериллия и ниобия – гельвин, фенакит (Кайзерштуль, Шиллинген в Германии); 7 - касситеритовая (Питкяранта в Карелии); 8 - магнезиальных бороносных скарнов (Россия, Болгария, Чехия); 9 - неметаллических полезных ископаемых - апатит, хризотил-асбест.

Рис. 41. Схематический геологический разрез месторождения Тырныауз.

По Н. Л. Хрущеву.

1 - мраморы D2 - С1; 2 - биотитовые роговики; 3 - амфиболитовые  роговики; 4 - лейкократовые гранит-порфиры; 5 - рудные скарны; 6 - эльджуртинские порфировидные граниты; 7- кварцевые арсенопиритовые жилы

7.  Гидротермальные месторождения

Гидротермальными называются месторождения, образованные газово-жидкими рудоносными растворами, магматического или иного происхождение. Источниками рудоносных гидротермальных растворов, кроме магматических очагов, могут быть морские или подземные воды, которые попадают в магматические камеры или нагреваются вблизи них и обогащаются металлами и другими компонентами. Подобные растворы могут возникать также в глубинных зонах земной коры при метаморфизме.

Промышленную значимость месторождений этого генетического типа  трудно переоценить.  К нему относятся месторождений большинства металлов (Мо, W, Sn, Cu, U, Au, Ag, Pb, Zn, Hg, Sb, As и др.) и некоторых неметаллических полезных ископаемых (тальк, асбест, магнезит, флюорит), что будет показано ниже при рассмотрении подтипов гидротермальных месторождений.

Геологические особенности и условия образования. Рассматриваемые месторождения образуются во всех геотектонических областях, но наиболее часто в складчатых поясах, на щитах платформ. Геодинамические обстановки их формирования: зоны спрединга в срединноокеанических хребтах, зоны субдукции, внутриплитные зоны активизации.

Месторождения связаны с магмой разного состава, однако наибольшее их количество имеет парагенетическую связь с магматическими комплексами кислого, среднего и щелочного состава (граниты, диориты, гранодиориты, сиениты, риолиты, андезиты). Месторождения, образующиеся на платформах, связаны с габброидами, например, железорудные месторождения Сибирской платформы. Парагенетическая связь предусматривает единство магматического очага для рудных и магматических тел данного рудного поля. В большинстве случаев выражением такой связи является ассоциация оруденения с дайками, малыми интрузивами (штоки, лакколиты) или различными вулканическими постройками (жерловины, некки, диатремы, вулканические потоки). Рудные тела могут располагаться в пределах магматических пород, в непсредственной близости от них или на значительном удалении без видимой связи с интрузивами.

Следует отметить, что многие исследователи часто разделяют гидротермальные месторождения на плутоногенные, связанные с интрузивным магматизмом, и вулканогенные, образованные из вулканических очагов. Однако во многих случаях такое деление является весьма условным, т.к. рассматриваемые месторождения часто парагенетически связаны с вулкано-плутоническими и гипабиссальными комплексами, что затрудняет их разделение на две указанные группы.

Глубины образования гидротермальных месторождений  колеблются от 0,2  до 5 км; выделяются глубинные, среднеглубинные и малоглубинные (приповерхносные) месторождения.

Для многих гидротермальных месторождений характерна зональность. Она проявляется в закономерном распределении минеральных ассоциаций относительно таких геологических элементов рудного поля, как разрывные нарушения, определенные разности горных пород, интрузивные тела. Кроме того, зональность может быть обусловлена стадийностью поступления рудоносных растворов, последовательно выделяющихся из очага. Как правило, более высокотемпературные ассоциации (кварц-турмалиновая) находятся вблизи интрузивных тел, а среднетемпературные (кварц-сульфидная галенит-сфалеритовая и др.) и низкотемпературные (кварц-антимонитовая и др.) отлагаются на удалении от таких интрузивов.

Тектонические процессы и образованные ими структурные формы являются важнейшими факторами формирования и строения гидротермальных месторождений. Смена процессов сжатия и растяжения определяет перемещение рудоносных растворов и отложение минералов. Формы рудных тел зависят от форм и строения вмещающих их складок, разломов и магматических тел. Кроме того, на морфологию рудных тел влияют состав и залегание вмещающих пород. Процесс рудоотложения происходит наиболее интенсивно в химически активных толщах, например в известняках, песчаниках с карбонатным цементом. Кроме того, осадителем для рудных минералов является органическое вещество, находящееся в породах, сера, железо и другие компоненты. Совокупность структурных элементов, определяющих залегание и строение рудных объектов, называется структурой рудного поля. Выделяются три группы структур рудных полей: пликативные (складчатые), дизъюнктивные (разрывные) и инъективные (обусловленные магматогенными структурами); они разделяются на ряд типов и подтипов [4].

Формы рудных тел, определяющиеся указанными причинами, характеризуются большим разнообразием. Широко распространены простые и сложные жилы и жильные зоны (рис. 42), штокверки, обусловленные разломами и трещинами.

Рис. 42 . Месторождение Дукат-разрез

через западный фланг (участок Смелый).

1 - позднемеловые игнимбриты; 2 - позднемеловые андезиты; 3 - туфобрекчии андезитов; 4 - раннемеловые риолиты; 5- глинистые сланцы с базальными конгломератами; 6 - раннемеловые игнимбриты; 7 - субвулканическое тело позднемеловых риолитов; 8 - рудные жилы;   9 - буровые скважины

В благоприятных по составу породах или на контактах толщ образуются крупные пластовые и пластообразные залежи (рис. 43, 44). Встречаются рудные линзы, гнезда, а также столбообразные тела, локализующиеся на пересечениях разломов или в различных вулканических постройках. Характерной особенностью гидротермальных рудных тел является часто встречающееся неравномерное распределение полезных компонентов. Обогащенные ими участки или участки рудных тел с увеличенной мощностью называются рудными столбами (рис. 45). Они могут образоваться на пересечениях разломами благоприятных пород или в разломных узлах (пересечениях, разветвлениях, изгибах разрывов).

Наличие рудных столбов, а также условия залегания тел полезных ископаемых, имеют особое значение при эксплуатации гидротермальных месторождений. По залеганию относительно горизонта различают горизонтальные, полого-, крутопадающие и вертикальные рудные тела. По характеру залегания во вмещающих толщах выделяются согласные, секущие и согласно-секущие тела. Последние контролируются благоприятными по составу толщами пород, которые пересекаются рудовмещающими разломами. В этом случае стволовые жилы, залегающие в разломе, сопровождаются отходящими от них горизонтальными или наклонными пластовыми телами.

Рис. 43. Юрское месторождение.

По Ж.В. Ceминскомy, С.А. Рябых, В.В. Коржу [4].

А - геологический план. Б - разрез одного из участков.

В - деталь строения рудной жилы.

1-3 - породы кукканской свиты: 1 - алевролиты, 2- песчаники,                3 - туфодиамиктиты; 4 - кварцевые жилы; 5 - жильный кварц; 6 - кварц полосчатого строения; 7 - мелкая трещиноватость; 8 - разрывные нарушения; 9 - границы ритмопачек; 10 - участки сульфидной минерализации с видимым золотом

 

Рис. 44. Концентрация урановой руды на пересечении рудными жилами

пласта графитизированных углистых сланцев. По Д. Суражскому

1 - графитизированные углистые сланцы; 2 - кварц-слюдяные сланцы;  3 - послойные нарушения; 4 - секущие жилы; 5 - пересекаемые жилы; 6 - апофизы; 7 – рудные линзы

Рис.  45. Типы рудных столбов. По А.А. Фролову

а –  в участках совмещения двух рудных стадий; б – в узлах сочленения разломов;  в – в центральных частях изогнутых жилообразных тел

Минеральный состав. В вещественном составе гидротермальных месторождений отчетливо выделяются рудная, жильная минерализация и околорудные изменения вмещающих пород. К рудной минерализации относятся минералы рудного тела, являющиеся полезными ископаемыми данного объекта, например, галенит и сфалерит полиметаллического месторождения. Жильная минерализация включает минералы «заполнения» рудного тела, например, кварц и кальцит полиметаллических жил. Околорудные изменения представлены, как правило, минералами, образованными в процессе формирования рудных тел в боковых породах, например зерна кварца, кальцита, слюд и рудных минералов (пирита и др.). Мощность зон околорудноизмененных пород составляет от нескольких сантиметров до десятков, а в отдельных случаях и сотен метров. Нередко вкрапленность рудных минералов бывает значительной (близкой к промышленным содержаниям), и тогда зоны околорудных изменений включаются в контур промышленных руд.

Рудные минералы образуют парагенезисы, т.е. ассоциации минералов, отлагающихся из растворов в определенных интервалах температур и давления. Еще В. Линдгрен в начале прошлого века выделил ряд парагенетических минеральных ассоциаций: 1-касситерит, вольфрамит, шеелит, молибденит; 2-пирротин, пентландит, халькопирит, висмутин; 3-сфалерит, галенит, халькозин, самородные серебро, висмут, золото; 4-антимонит, киноварь и др. Как правило, окислы кристаллизуются в первую очередь, затем сульфиды и арсениды Fe, Ni, Co, сульфиды Pb, Zn, Ag,  сульфиды Sb, Hg.

Процесс формирования гидротермальных месторождений обычно многостадийный (3-10 стадий). Наиболее типичны стадии: ранняя безрудная, поздняя безрудная, от одной до пяти рудных, пострудная (см. табл.  8).

Например, для Pb - Zn месторождения Восточная Тинтика в США  Т. Ловерингом выделены стадии: 1-ранняя безрудная - превращение известняков в доломиты, хлоритизация пород основного состава, имеющих широкое площадное распространение; 2-средняя безрудная – аргиллизация околорудного пространства; 3-поздняя безрудная - окварцевание с пиритом, халькопиритом, хлоритом, кальцитом; 4-ранняя рудная - кварц, пирит; 5-главная рудная - образование метасоматических тел в известняках, выделение сфалерита, галенита, блеклых руд, золота, халькопирита, барита, кальцита. Порядок отложения минералов можно определить по текстурам руд, рассмотренным выше.

 Физико-химические условия и процессы образования месторождений. Гидротермальные растворы, которые переносят и отлагают рудные компоненты, содержат в своем составе H2O, SiO2, CO2, SO4, O2, H2, HCl, F, H2S, CH4, металлы и некоторые другие компоненты. Изучение газово-жидких включений в рудах показало, что растворы бывают углисто-карбонатными, сернистыми, хлоритными и др. Кислотность их изменяется в процессе рудообразования – обычно от кислых к щелочным. Умеренно-кислые растворы калиевой специализации производят березитизацию, серицитизацию, калишпатизацию пород, хлоридно-борнокислые растворы образуют кварц-турмалиновые метасоматиты.

Состав гидротермальных растворов определяет условия и возможности растворения и переноса различных металлов. Так, присутствие СО2 повышает растворимость окиси олова в 25 раз, окиси железа в 4 раза, а растворимость кремнекислоты понижается на 20%.

Температура рудоносных растворов колеблется от 700 до 25 0; наиболее продуктивный интервал 400-1000. Замеры температуры газовых струй на Аляске, Камчатке и в других районах дают значения 645-500. Таким образом, процесс гидротермального рудообразования происходит в аномальном тепловом поле. Предполагается, что первоначально рудоносный раствор выделяется в виде газа, затем конденсируется в жидкость. Низкотемпературные (до 2000) растворы минерализованы слабо (до 10 % минерального вещества); среднетемпературные (200-3500) содержат до 25%, а высокотемпературные (более 3500) могут содержать до 50-70% минерального вещества. Для образования среднего месторождения надо 810 КДж тепловой энергии.

Давление рудоносных растворов должно быть больше литостатического и зависит от глубин образования месторождений. Оно колеблется в пределах  10-500 МПа; наиболее продуктивный интервал 100-200 МПа. Так, молибденовое месторождение Шахтама (Забайкалье) образовалось при давлении около 110  МПа и при температуре 380-3400 .

Формы нахождения и способы переноса металлов изучены еще недостаточно. Предполагается, что это могут быть истинные (ионно-молекулярные) или коллоидные растворы. Последние способны насыщаться сульфидами наиболее интенсивно, хотя являются менее подвижными. Наиболее вероятно, что на больших глубинах эти растворы являются истинными, а ближе к поверхности – коллоидными. Они становятся коллоидными в процессе рудоотложения при пересыщении раствора минеральным веществом. Наиболее высокая растворимость металлов установлена в комплексных соединениях, например, тиосульфатах.

Путями движения растворов являются пустоты различного происхождения: разрывные нарушения (разломы, трещины), поры горных пород. Главными причинами этого движения являются давление парообразующей фазы и тектонические подвижки, отжимающие растворы в полости. Кроме того, как считали в прошлом веке В. Линдгрен, Г.Л. Поспелов и др. исследователи, в определенных условиях (большие давления, высокая химическая активность, переход из газообразного состояния в жидкое) растворы способны «сами прокладывать себе путь». Установлено, что они проникают на сотни метров от подводящих разломов. Важную роль при этом играют процессы инфильтрации и диффузии. В приповерхностной зоне может происходить смешение горячих растворов с подземными водами, понижение их температуры, уменьшение концентрации минеральных веществ и рудоотложение, часто в пластах пористых горных пород.

На отложение минералов из гидротермальных флюидов  воздействуют следующие факторы: изменение температуры и давления; переход раствора из газовой фазы в жидкую, из истинного состояния в коллоидное;  химические реакции в растворе и реакции растворов с вмещающими породами; прекращение или замедление движения растворов в пластах и разломах.

В зависимости от условий, существовавших в области рудообразования, отложение минералов из растворов осуществляется двумя способами: 1-выполнением открытых полостей, 2-метасоматическим замещением. В первом случае отложение и рост кристаллов происходят в зонах разломов; при этом рудные тела имеют, как правило, четкие границы. При метасоматозе материал вмещающих пород замещается вновь образованными минеральными агрегатами, и границы рудных тел являются постепенными, нечеткими.

Модель формирования и развития гидротермальной системы включает области источника (сбора), транспортировки (сброса) и разгрузки (отложения) гидротермальных растворов (рис. 46).

Температура образования влияет на минеральный состав и другие особенности гидротермальных руд, в связи с чем выделяются три подтипа месторождений: высоко-, средне-, и низкотемпературные.

Высокотемпературные гидротермальные месторождения

Образуются в интервале температур 500-3000С. Их отличительной особенностью является значительная роль растворов в газовой фазе. По этой причине их называют пневматолитово-гидротермальными месторождениями. Чаще всего такие месторождения относятся к глубинным (золоторудное поле Колар в Индии), хотя и встречаются на малых глубинах в связи с вулканическими процессами (оловянно-вольфрамовое Унция в Боливии). Наиболее характерные полезные ископаемые этих месторождений: вольфрам, молибден, медь, золото, олово, а также неметаллические графит, апатит, корунд.

Рис. 46.  Общая модель гидротермальной системы

       1- восходящий поток глубинного флюида; 2 - нисходящие инфильтрационные воды глубокой циркуляции и вода, выделяющаяся при дегидратации пород на глубине; 3 - подземные вадозные воды; 4 – контур гидротермальной системы; 5 – изотермы гидротермальной системы (оС)

В большинстве случаев эти месторождения парагенетически связаны с кислыми или ультракислыми магматическими породами (гранитами, аляскитами, гранодиоритами) и проявляют с ними геохимическое тождество.   При этом очень часто залегают непосредственно в интрузивах или вблизи них.

Рудные тела, локализующиеся в пределах интрузивов или по их контактам, контролируются  зонами трещиноватости в кровле интрузивов или секущими контакты разрывными нарушениями. В надкровельной зоне интрузивов рудные тела локализуются в трещинах, связанных с процессом внедрения магматических тел. Указанные тектонические особенности определяют формы рудных тел высокотемпературных месторождений. Распространены штокверки в зонах трещиноватых пород, жильные тела (в том числе неправильные, рубцовые, конского хвоста) и залежи вкрапленных руд в купольной части интрузивов. Типичным примером является Джидинское вольфрам-молибденовое рудное поле (Зап. Забайкалье), в котором установлены два рудных штокверка (вольфрамовый и молибденовый) и серия жил с вольфрамовым оруденением (рис. 47).

Минеральный состав высокотемпературных месторождений отличается преобладанием минералов, образовавшихся при температурах от 270 до 5500: топаз, берилл, турмалин, корунд, магнетит, касситерит, пирротин, вольфрамит, гюбнерит, шеелит, молибденит, висмутин, золото, гематит. Встречаются минералы более низких температур: арсенопирит, графит, флюорит, халькопирит, сфалерит, галенит.

Жильные минералы: полевой шпат, кварц, мусковит, литиевые слюды, скаполит, амфибол, родонит.

Отличительным признаком являются высокотемпературные околорудные изменения: грейзенизация (кварц 40-70 %, слюда 40 %, турмалин, топаз, флюорит - до 20 %, рудные до 10 %), турмалинизация (турмалин, кварц), гранат, эпидот.

Рис.  47. Схематическая геологическая карта Джидинского рудного поля

(по В. Игнатовичу)

1 - раннекембрийские метаморфизованные осадочные и эффузивные породы; 2 - раннекаледонские измененные ультраосновные породы; 3 - каледонские кварцевые диориты и гранодиориты; 4 - плагиограниты; 5 - бостониты; 6 - гранит-порфиры и граниты (Первомайский шток и дайки ); 7 - кварц-молибденитовые жилы; 8 - Первомайский молибденовый штокверк; 9 - серые сиениты и сиенит-порфиры; 10 - гранит-порфиры (Горкинский шток); 11 - Инкурский вольфрамовый штокверк; 12 -  кварц-сульфидно-гюбнеритовые жилы

 

Главные рудные формации: 1 - кварц-вольфрамит-молибденитовая  (Джидинское, Акчатау); 2 - кварц-молибденитовая (Вост. Коунрад - кварцевые жилы с молибденитом); кварц-вольфрамитовая (месторождения Португалии, Китая - жилы с гюбнеритом); 3 -  кварц-золоторудная (Кочкарское на Урале, Коммунар в Зап. Сибири, Колар в Индии) - Au в сульфидах в тонкодисперсном виде); 4 - оловянно-вольфрам-висмут-серебряная (Унция в Боливии - сложные руды, содержащие касситерит, станнин, вольфрамит, висмутин, аргентит, прустит, пирит, халькопирит, галенит, сфалерит); 5 - медно-молибденовая (Браден вЧили - вулканическое жерло с минералами: халькопирит, пирит, борнит, молибденит); 6 - медно-оловянная (Акенабе в Японии - халькопирит, касситерит); 7 - графит (Шри-Ланка), апатит (Кесерес в Испании), корунд, силлиманит, кианит.

Среднетемпературные гидротермальные месторождения

Формируются при температурах 350-2000С в основном на умеренных и

больших глубинах, реже в приповерхностных условиях. В их составе нет при- знаков участия летучих, за исключением далеко уносимых газов Н2S, СО2, SiO2, отчасти F. Связаны парагенетически с самыми разными по составу интрузивными породами: диоритами, гранитами, граносиенитами, сиенитодиоритами и др. Залегают месторождения чаще за пределами материнских интрузий, но могут локализоваться и в них. На многих рудных полях установлено широкое развитие даек среднего, кислого и щелочного состава. Из месторождений этого подтипа добывают основную массу цветных металлов: Cu, Zn, Pb, Sn, Мо, а также много Ag, Au, асбест (100 %), горный хрусталь, плавиковый шпат.

Рудные тела среднетемпературных месторождений отчетливо контролируются тектоническими структурами: разломами, зонами трещиноватости, рассланцевания и дробления, складчатыми структурными формами. Это типичные жильные тела в самом разном проявлении: простые и сложные, рубцовые, лестничные, седловидные и другие жилы, а также штокверки (рис. 48). Распространены штоки, столбообразные тела, линзы, гнезда.

Рис. 48 . Схема геологического строения   

  Кадаинского полиметаллического

месторождения – жилы и штокверек

(по О.П. Поляковой)

1 - доломиты, 2 - известняки, 3 - углисто-глинистые сланцы, 4 – гранит-порфиры, 5 - лампрофиры, 6 - сплошные сульфидные руды, 7 - окисленные руды, 8 - скарнированные породы, 9 - разрывные нарушения, 10 - интенсивно рассланцованные породы, 11 - элементы залегания контактов

 

Характерными особенностями среднетемпературных гидротермальных месторождений являются минеральный состав руд и околорудные изменения. Распространены рудные минералы: самородные Au, Ag, Pt, Bi, галенит, сфалерит, гематит,  сидерит,  пирит,   арсенопирит,   халькопирит,  борнит,   блеклые     руды,     кобальтин,     джемсонит,  

шмальтин, раммельсбергит, урановая смолка (настуран), касситерит, станнин, молибденит. Неметаллические: хризотил-асбест, тальк, магнезит, флюорит, горный хрусталь. Жильные минералы: кварц, карбонаты, барит, адуляр. Руды являются, как правило, многостадийными. Текстуры руд многообразны: массивная, вкрапленная, полосчатая, жильная, слоистая, реже пятнистая, колломорфная. Часто наблюдается рекурренция - несколько генераций одного минерала.

Околорудные изменения разнообразны и хорошо выражены - серицитизация, березитизация, окварцевание, хлоритизация, лиственитизация и др.

Серицитизация развивается по полевошпатовым породам кислого и  среднего состава (граниты, кварцевые диориты), а также по эффузивам, туфам, метаморфическим и осадочным породам. Происходит вынос Na, Mg, Са, привнос К, Н2О и кислотных радикалов. Образуются серицит, кварц, карбонаты, рутил, хлорит, сульфиды; турмалин, флюорит, барит, тальк. Серицит образуется при разложении полевых шпатов или за счет биотита и  хлорита. Эти изменения характерны для месторождений Cu-колчеданных, Pb - Zn, W, Sn, Mo, Bi, Au руд.

Березитизация (по названию Березовского месторождения на Урале) проявляется в гранитах и выражается в разложении полевых шпатов, их замещении кварцем и серицитом. Серицит часто образует крупные кристаллы (мусковит). Кроме того, за счет железа темноцветных минералов образуется пирит. Березитизация характерна для золотого и редкометалльного оруденения.

Окварцевание наблюдается  по осадочным и изверженным породам. При этом порфиры переходят во вторичные кварциты,  песчаники - в роговики,  известняки - в кремнистые известняки. Этот процесс в той или иной степени сопровождает все среднетемпературные рудные тела. Наиболее характерен для месторождений Cu, Cu - Mo, Au, Pb- Zn.

Хлоритизация  (хлорит, кварц, серицит, биотит, амфибол, карбонаты) проявляется совместно с серицитизацией, окремнением, пропилитизацией. Характерна для месторождений Cu, Pb - Zn, Au.  Лиственитизация (карбонат, кварц, хромовая слюдка (фуксит), хлорит, пирит) наблюдается по ультраосновным и основным породам. Происходит привнос СО2.

Выделяются глубинные и приповерхностные месторождения различных рудных формаций.

Главные рудные формации  среднетемпературных месторождения: 1 -касситерит-сульфидная (Sn, Pb, Zn;  Хапчерангинское, Ингодинское, Эге-Хайское, Депутатское - сульфидные руды (пирит, пирротин, касситерит, арсенопирит), 2 - порфировых медных и молибденовых руд (Клаймакс в США - редкая вкрапленность сульфидов (халькопирит, блеклая руда, молибденит) в измененных порфиритах и порфирах); 3 - полиметаллическая  (Pb, Zn, Ag;  Садон, Лениногорское, Нерчинская группа - сфалерит, галенит, блеклые руды, пирит и др.); 4 - Au-кварцевая (Урал, Казахстан, Австралия (Бендиго), Калифорния - кварцевые жилы с Au, пирит, халькопирит, блеклые руды, галенит); 5 – кобальт-никель-серебряная, иногда с  Bi и U (Кобальт в Канаде, Ховуаксы в Туве, Большое медвежье озеро – самородные Ag, Bi, никелин, шмальтин, аргентит, кобальтин, прустит, магнетит); 6 - кварц-флюоритовая (Абагайтуйское, Эгитинское в Забайкалье); 7 - хризотил-асбест (Батеневское, Ильчирское, Молодежное в  Вост. Сибири), тальк (Шабровское,  Миасское на Урале, Онотское в Вост. Сибири), магнезит  (Саткинское на Урале), 8 - колчеданных руд - Дегтярское (Урал), Кировоградское (Урал). Состав: пирит (80 %), прочие сульфиды (халькопирит, пирротин).  Добывают Cu, Zn, S  и др. полезные ископаемые.

Низкотемпературные гидротермальные месторождения

Температуры их образования 200-500; область развития - малые и средние глубины. Характерна оторванность от интрузивных пород. Это побудило Л. Грейтона  выделить среди них группу телетермальных месторождений. При формировании этих месторождений возможно смешение горячих гидротермальных растворов с пластовыми и трещинными подземными водами. В этом случае перемещение растворов и рудоотложение возможно в пластах осадочных пород, характеризующихся высокой проницаемостью. Промышленное значение среди них имеют месторождения Hg, As, Sb, Au, Ag.

Рудные тела контролируются разрывными нарушениями и пластами благоприятных пород. Обычно имеют жильную (см. рис. 42) или пластообразную форму. Встречаются линзообразные залежи с нечеткими границами, особенно в случае отложения оруденения метасоматическим путем.

В минеральном составе руд - низкотемпературные, в меньшей степени среднетемпературные минералы: киноварь, антимонит, реальгар, аурипигмент, самородные Au, Ag, Cu, халькопирит, халькозин, тетраэдрит, аргентит, исландский шпат, халцедон, опал, цеолиты, адуляр, родохрозит. Месторождения сопровождаются типичными низкотемпературными изменениями. В осадочных породах это окремнение, серицитизация, аргиллизация (глинистые минералы), доломитизация. По основным эффузивам -  пропилитизация (цветные минералы превращаются в хлорит и эпидот с выделением пирита). Для кислых эффузивов характерны каолинизация (изменение полевошпатовых пород, накопление каолинита или диккита), алунитизация (алунит, кварц, пирит, серицит, каолинит). Весьма характерным процессом изменения вмещающих пород является окремнение - образование халцедона, изменение пород до вторичных кварцитов.

Главные рудные формации: 1 - золото-серебряная-олово-вольфрамовая (Крипл-Крик в США, Дукат, Карамкен в России); 2 – ртутно-сурьмяная (Альмаден в Испании, Хайдаркан в Ср. Азии, Никитовка в Донбассе, Сигуаньшань в Китае); 3 – золоторудная (Карлин в США); 4 – битумно-урановая (район Грантс в шт. Колорадо, США).

                           

8. Месторождения сложного генезиса

        

Существует большая группа промышленно важных месторождений, генезис которых трактуется неоднозначно. Разными авторами они  относятся то к эндогенным гидротермальным, то к экзогенным, то к метаморфогенным, то к полигенным. Последний термин применяется для них сейчас наиболее часто. Однако следует принять во внимание, что происхождение месторождений определяется прежде всего источником рудного вещества, а он для рассматриваемого типа является в основном эндогенным (ювинильным, ассимиляционным или инфильтрационным). В то же время образование рудных тел происходит как эндогенным (гидротермальным), так и экзогенным (осадочным) способами, и часто в одном рудном поле встречаются и жильные, и пластовые тела. Поэтому, признавая полигенность таких месторождений, мы, тем не менее, считаем необходимым отнести их к эндогенной серии.      

К рассматриваемой серии относятся месторождения, известные как стратиформные, вулканогенно-осадочные, в том числе колчеданные, а также некоторые метаморфогенные месторождения.

Стратиформные месторождения

Стратиформными называются месторождения, которые  залегают среди осадочных толщ, имеют пластовую форму рудных тел и, как правило, не обнаруживают связи с магматическими источниками.  В то же время по минеральному составу, а иногда и по околорудным изменениям они близки к гидротермальным месторождениям.

Важное промышленное значение их определяется прежде всего значительными размерами, крупными запасами и выдержанностью рудных тел по простиранию и падению, что создает благоприятные условия для их эксплуатации.  К стратиформным относятся месторождения Cu, Pb-Zn, флюорита, а также некоторые месторождения W, Sn и других полезных ископаемых с пластовыми рудными телами.

Геологические условия образования. Определяются следующими особенностями: приуроченностью к краевым прогибам, авлакогенам платформ и краевым зонам складчатых поясов; формированием в геодинамических условиях пассивных, активных окраин платформ и в коллизионных обстановках; длительностью формирования рудоносных толщ; залеганием согласно с вмещающими толщами; многоярусным строением рудных полей; небольшими глубинами образования (до 1-2 км). На некоторых месторождениях встречаются дайки базальтоидов, с которыми предполагается парагенетическая связь рудной минерализации.

Месторождения часто приурочены к синклинальным складкам, нарушенным разломами. В этих условиях наиболее распространены пластообразные, линзовидные залежи при подчиненном значении секущих жильных тел, локализующихся в сбросах.

Рудная минерализация образуется в интервале температур от 250- 200 до 70-500. Оруденение формировалось в слабо литифицированных осадках, что приводит к последующему перераспределению полезных компонентов при эпигенезе и диагенезе, образованию вкрапленных руд, нечетким их границам с вмещающими породами.

Минеральный состав.  Стратиформных месторождений характеризуется относительной простотой состава для разных руд.

Месторождения меди образуются в толщах песчаников (рис.49). Для медистых песчаников характерны такие минералы, как халькопирит, борнит, халькозин, присутствуют пирит, ковеллин, малахит, а также сфалерит и галенит. Выделяются несколько типов руд: борнит-халькозин-галенитовый (месторождение Джезказган в Казахстане), халькопирит-халькозин-галенит-сфалеритовый и другие.

Рис. 49. Геологическая карта Удоканского месторождения меди

(по Э.Ф. Гринталю, В.С. Чечеткину, Р.Н. Володину)

1 – четвертичные отложения, 2 – намингинская свита: алевролиты, песчаники, аргиллиты, 3-4 – сакуканская свита: 3 – известковистые, кварцитовидные песчаники, 4 – магнетитсодержащие песчаники, гравелиты, 5 – рудоносный горизонт: а-установленный, б-предполагаемый, 6 – габбро-диабазы, 7 – лампрофиры, 8 – разрывные нарушения, 9 – скважины

Месторождения свинца и цинка содержат галенит, сфалерит, блеклые руды, барит, флюорит. Основные типы руд: галенитовый, галенит-сфалеритовый (месторождение Сардана в Якутии), галенит-сфалерит-флюоритовый.

Флюорит-свинцово-цинковые месторождения содержат флюорит, галенит, сфалерит, халькопирит, барит и другие (месторождение Барвинское в Прибайкалье).

В ряде месторождений встречаются в значительных количествах киноварь, самородная сера, барит. Из нерудных минералов распространены кварц, кальцит, серицит. Околорудные изменения, по данным Ф.И. Вольфсона и В.В. Архангельской, представлены: в карбонатных породах – доломитизацией, серицитизацией, анкеритизацией; в песчаниках и других алюмосиликатных породах – окварцеванием, каолинизацией. Эти изменения отчетливо контролируются секущими или послойными разрывными нарушениями.

Процессы образования стратиформных месторождений. Как указывалось, их формирование происходило под воздействием различных процессов. О гидротермальной деятельности свидетельствуют такие факты: высокие температуры образования рудных минералов, структурный и тектонический контроль оруденения, наличие секущих рудных тел, околорудные изменения, стадийность рудного процесса. Признаками осадочного процесса являются: литолого-стратиграфический контроль рудных тел, их пластовые формы и согласное залегание, простой минеральный состав руд. О проявлении эндогенных и экзогенных процессов рудообразования свидетельствуют широкие вариации изотопного состава серы.

В.И. Смирнов считает, что на ранних этапах преобладали процессы сингенеза (накопление осадков, обогащенных рудным веществом), затем проявлялись эпигенетические процессы. Рудные тела были сформированы под воздействием гидротермальных процессов.

Главные рудные формации: 1 – медно-свинцово-цинковая (Джезказган, Эльбекдаш); 2 – свинцово-цинковая (месторождения Миссури, Кентукки в США, Сардана в Якутии); 3 - флюорит-свинцово-цинковая (Барвинское); 4 – ртутно-свинцово-цинковая (месторождения о. Сардиния); 5 – серно-свинцово-цинковая (Трусковец в Прикарпатье).

Вулканогенно-осадочные месторождения

Вулканогенно-осадочными называются месторождения, которые формируются в вулканических толщах и характеризуются эндогенным источником рудного вещества, седиментационным и гидротермальным способом накопления материала. Их промышленное значение определяется месторождениям полиметаллов (Озерное в Бурятии, Раммельсберг в Германии, месторождения Рудного Алтая), железа (Зауэрленд в Германии), медно-свинцово-цинковых колчеданных руд (месторождения Урала). Кроме того, это месторождения яшм, фосфоритов, бокситов, диатомитов.

Геологические условия образования. Формирование этих месторождений определяется тем, что они находятся вблизи подводных вулканов или в водоемах, куда  сносится  вулканический материал с прилежащих участков суши, а также в палеовулканических постройках или вблизи них. Рассматриваемые месторождения локализуются в вулканических поясах и дугах Азиатского и Американского секторов Тихоокеанского кольца. Геодинамическая обстановка их образования во многих случаях определяется как субдукционная на границах литосферных плит. В палеозое такие месторождения формировались в Уральском регионе, в Центрально-Азиатском поясе и в других вулканических провинциях. Месторождения связаны с андезито-дацитовыми, базальтовыми или базальт-риолитовыми вулкано-плутоническими комплексами.

Структурные особенности рудных тел рассматриваемых месторождений определяются сочетанием секущих и согласных форм, что видно на примере месторождений типа Куроко (рис.50). Рудные тела имеют формы штоков, штокверков, линз,   уплощенных,  пластообразных  тел,  жил.  В наиболее   типичных   месторождениях  (Япония)  развиты  сложные  грибообразные рудные  залежи,  имеющие  нижнюю  штокверковую   «ножку» с   прожилково-вкрапленными  рудами   и  верхнюю   субпластовую    часть.

Рис. 50. Схема строения «гидротермально-осадочного»

колчеданно-полиметаллического месторождения типа куроко (Япония).

1 -  андезитовые лавы; 2 - туфы и слоистые вулканогенно-осадочные породы; 3 - туфобрекчии, туффиты; 4 - риолит-дацитовый купол; 5 — зксплозивные брекчии; б – черные (свинцово-цинковые) руды; 7 - желтые (медные) руды; 8 - гипс-ангидритовые руды по туффитам; 9 - железистые яшмы; 10 - прожилково-вкрапленные сульфидные руды.

Рудные тела  железо-марганцевых месторождений имеют пластовую форму и локаще переслаивания вулканогенных и осадочных пород. На полиметаллических месторождениях (например, на Озерном в Забайкалье) часто преобладают пластовые залежи (рис. 51).

Минеральный состав. Вулканогенно-осадочные месторождения характеризуются значительным разнообразием.

Наиболее типичными являются так называемые колчеданные месторождения. Среди них установлено несколько минеральных типов. Это руды: пирит-пирротин-галенитовые (Текели в Казахтане); пирит-пирротин-сфалеритовые (Озерное); пирит-халькопирит-сфалеритовые (Гай на Южн. Урале); пирит-галенит-сфалерит-баритовые и другие. Часто в распределении минеральных ассоциаций устанавливается определенная зональность. Так, на месторождении Гай в верхней части в пластовой залежи преобладает пирит-халькопиритовая ассоциация; ниже она сменяется пирит-халькопирит-сфалеритовой, а затем галенит-сфалерит-серебряной ассоциациями. На месторождении Куроко нижние прожилково-вкрапленные пирит-халькопиритовые руды вверх по разрезу сменяются сфалерит-пирит-галенит-баритовыми, баритовыми рудами и яшмовым горизонтом (ожелезненные кремни). На этих месторождениях распространены также марказит,

Рис. 51. Поперечный разрез Озерного месторождения

(по Р. С. Тарасовой, упрощено).

1 - автомагматические брекчии риолит-дацитовых порфиров; 2 - туффиты известковистые; 3 - известняки; 4 - известняковые брекчии с туфогенно-карбонатным цементом; 5 - туфы кислого состава разнообломочные; 6 - известняковые туфогравелиты и туфопесчаники; 7 - сидеритовые руды; 8 - колчеданно-полиметаллические руды; 9 -диабазовые порфириты;     10 - тонкое переслаивание туффитов и известняков; 11 - кварцевые порфиры.

кальцит, серицит, хлорит. Околорудные изменения представлены окварцеванием, хлоритизацией, пиритизацией боковых пород.

Минеральный состав месторождений железа и марганца (Кусимовское на Урале) определяют минералы гидрогематит, гематит, магнетит, родонит, брустит, браунит, гаусманит; присутствуют кварц, слюды, хлорит, карбонаты, пирит-фосфатные оолиты и конкреции.

Процессы образования. Формирование вулканогенно-осадочных месторождений разделяется на два этапа. На первом этапе в породах ложа морских бассейнов, в пределах или вблизи действовавших ранее вулканов, активно функционируют гидротермальные системы. Источниками этих систем были магматические очаги, поставлявшие тепловые потоки и рудоносные флюиды. Кроме того, главным компонентом рудоносных растворов могла быть и морская вода, которая в процессе нисходящих движений нагревалась  вблизи глубинных очагов и обогащалась металлами. Расчет баланса вещества, изотопного состава серы и другие данные показывают, что медь могла поступать из мантийных источников, а свинец и цинк из пород континентальной коры. В процессе этой деятельности в зоне подводящего канала формировались прожилково-вкрапленные штокверковые и жильные руды, образующие «ножку» рудной системы. Второй этап рудообразования выразился в разрушении и переотложении рудного материала штокверковых тел. В это время формировались субпластовые залежи осадочной природы, расположенные вблизи подводящих каналов. В головах таких залежей, вблизи их коренного источника, широко распространены обломочные руды, т.н. рудокласты. Учитывая этапность формирования, рассматриваемые месторождения иногда называют гидротермально-осадочными.

Главные рудные формации: 1 – колчеданная (колчеданно-свинцовый, колчеданно-свинцово-цинковый, колчеданно-цинковый и др. типы, распространенные на Урале); 2 – железо-марганцевая; 3 – галенит-сфалеритовая; 4 – галенит-сфалерит-баритовая.                                                                                                                 

                                                                                         

Э К З О Г Е Н Н Ы Е   М Е С Т О Р О Ж Д Е Н И Я

 

9. Общие сведения об экзогенном рудообразовании

К экзогенным относятся месторождения, образующиеся в верхней части литосферы в результате выветривания и осадконакопления под воздействием  воды,  атмосферных агентов и органической жизни. Первоначально происходит разрушение (дезинтеграция) пород и минералов, оказавшихся на поверхности, затем, под воздействием химических и физических процессов, формируются минералы и породы, устойчивые в новых - экзогенных условиях.

Главные факторы и условия образования экзогенных месторождений

Источниками вещества экзогенных месторождений являются древние месторождения или горные породы, содержащие различные полезные ископаемые в рассеянном виде.

Рассматриваемая серия месторождений образуется под воздействиием следующих факторов.

1. Действие воды. В процессах образования месторождений полезных ископаемых участвуют поверхностные воды – моря, озера, болота, поверхностные водотоки (реки, ручьи, временные потоки) и подземные воды.  Поверхностные воды участвуют в разрушении горных пород и древних месторождений, переносе полезных компонентов и отложении их в речных, озерно-болотных или морских условиях на земной поверхности.

Подземные воды выполняют аналогичные действия, но в приповерхностных условиях. В области циркуляции подземных вод выделяется три зоны (рис.  52):

- зона просачивания (аэрации) - между поверхностью и уровнем грунтовых вод; здесь дождевые воды, богатые СО2   и О, обладают резкой окисляющей и растворяющей способностью, движутся вниз к уровню грунтовых вод и насыщаются солями; это зона окисления или разложения;  

- зона истечения (полного насыщения) находится под уровнем грунтовых вод; воды не активны (слабощелочные), имеют тенденцию горизонтального перемещения; это так называемая зона цементации;

- зона застойных вод - воды не перемещаются и не содержат свободного кислорода; в этой зоне происходит пассивный водообмен.

Зона просачивания и аэрации с кислыми водами, обогащенными кислородом, является наиболее благоприятной областью для  разрушения и последующей концентрации полезных компонентов.

2. Климат и атмосферные агенты.  Определяют температурный режим, который является одним из главных факторов экзогенного рудообразования. Колебания  температуры (от +50 до  - 500) приводят к растрескиванию пород. Происходит  это  потому,  что  коэффициент  расширения у  разных  минералов

Рис. 52.  Схема циркуляции подземных вод при благоприятных условиях

инфильтрации осадков. По А. Лыкошину (с добавлениями)

МГВ – меженный горизонт речной воды; ПГВ – паводковый горизонт

речной воды

различен. Наиболее сильно влияют при этом суточные колебания температуры, свойственные сухому климату пустынь и арктических областей. Очень велико воздействие воды при ее замерзании. Давление замерзающей воды на стенки трещин составляет до 6000 кгс/см2. Условия гумидного климата характеризуются активной деятельностью воды. Эти процессы протекают при атмосферном давлении.

3. Органическая жизнь. Интенсифицирует экзогенные процессы и активно участвует в формировании ряда месторождений полезных ископаемых.

Живые организмы регенерируют О2  и СО2,  поставляя важные агенты химического выветривания. Кроме того, они  разрушают корневой системой горные породы, обладают свойством выборочной концентрации некоторых элементов и, отмирая, создают их скопления (Fe, Mn, Ba, Al, Co, Li, Be). Наконец, органическое вещество в различной его форме является источником полезных ископаемых (уголь, торф, фосфориты, известняк и др.).

4. Рельеф местности. Физико-географические условия определяют характер воздействия различных факторов рудообразования. В высокогорной местности преобладает физическое выветривание и разрушение, среднегорный рельеф определяет условия накопления материала. Наиболее активна деятельность воды в долинных и придолинных участках рельефа, где наблюдается наибольшая водообильность, дренаж, глубина переработки материала.

Характер экзогенных процессов и классификация

месторождений полезных ископаемых

Под действием перечисленных факторов и условий развития различных геологических процессов формирование экзогенных месторождений может идти в двух направлениях:

- продукты выветривания, представляющие полезные ископаемые, остаются на месте или выносятся в область подземной циркуляции (месторождения выветривания);

- часть материала захватывается поверхностными водами и уносится в растворенном виде или в виде частиц пород и минералов, которые затем отлагаются в речных, озерных или морских условиях (осадочные месторождения).  

В соответствии с этими процессами среди экзогенных месторождений выделяются:

1. Месторождения выветривания:

  -обломочные,

  -остаточные (коры выветривания),

  -инфильтрационные,

  -зон окисления.

2. Осадочные месторождения:

  - механические (россыпи),

  -хемогенные,

  -биогенные и биохимические.

10. Месторождения выветривания

Это месторождения, которые образуются в процессе механического или химического разрушения пород под влиянием колебаний температуры, воды, газов, деятельности растительных и животных организмов с последующей концентрацией полезных компонентов в виде рудных тел.

Прежде всего, происходит физическое выветривание. Оно особенно интенсивно в пустынях, арктических и субарктических областях, где резко колеблется температура. Формирование месторождений при выветривании происходит путем:

- накопления ценных пород и минералов в элювии и делювии;

- растворения и выноса приповерхностными водами массы горных пород, не имеющих ценности, и накопления в осадке полезных компонентов;

- растворения и выноса приповерхностными водами ценных компонентов, их инфильтрации и переотложения;

- обогащения ценными компонентами в процессе окисления ранее сформированных месторождений.

Соответственно выделяется месторождения выветривания: 1-обломочные (элювиальные и делювиальны), 2-остаточные (коры выветривани), 3-инфильтрационные, 4-зон окисления.

Наибольшую ценность имеют остаточные и инфильтрационные месторождения.

Остаточные месторождения (коры выветривания)

Это месторождения, представляющие собой продукты разложения, выщелачивания коренных горных пород под воздействием атмосферных агентов с образованием новых полезных ископаемых.

Наибольшее промышленное значение имеют месторождения силикатных  Ni руд, бурых железняков, бокситов, каолинов, а также Au, Mn, апатита, талька, магнезита и др.

Главными агентами формирования кор выветривания В.И. Смирнов считает:

- воду (растворение, перенос, отложение продуктов в коре выветривания), которая наиболее активна до уровня грунтовых вод, где она может обогащаться такими элементами, как S,  Cl, O;

- кислород (атмосферный, минеральных соединений), играющий главную роль в процессах окисления;

- углекислоту, активно преобразующую некоторые силикаты в карбонатные соединения, другие кислоты (органические, неорганические), которые активно участвуют в процессе окисления;

- жизнедеятельность организмов;

- температуру, которая изменяет растворимость газов в Н2О и, соответственно, скорость реакций разложения пород.

По климатическим условиям наиболее благоприятны повышенные температуры, обилие осадков, усиленный распад растительных веществ, что имеет место в гумидном климате (рис. 53).

Геологические особенности и условия образования. Коры выветривания ряда факторов.

Нижняя граница формирования рассматриваемых месторождений - поверхность, которой достигает кислород воздуха. Она близка к уровню грунтовых вод:  глубина 60 - 100, реже 200м, по трещинам до 1500м. Месторождения кор выветривания располагаются на “материнских” породах. Они сложены остаточным от выветривания материалом, но обогащены продуктами инфильтрации.

Рис. 53. Схема образования коры выветривания в умеренном и

тропическом поясах Земли. По Н. М. Страхову.

     1 - свежая порода; 2-5 - зоны: 2 - дресвы, 3 - гидрослюдистая, 4 - каолиновая, 5- охр; 6 – осадки; 7 - температура; 8- растительный отпад

Тектонические дислокации оказывают большое влияние на формирование кор выветривания, создавая пути проникновения растворов и поверхностных вод (разломы и трещины крутопадающие, пластовые). Ими часто определяется морфология созданных рудных тел, а также пострудная тектоника.

Рельеф местности - один из важных факторов, влияющих на процессы корообразования. Оптимальные условия - среднегорный рельеф. Длительность формирования промышленных месторождений значительна. Благоприятные условия для развития мощных кор выветривания должны сохраняться до 15-20 млн. лет.

По форме рудных тел выделяются три типа кор выветривания.

1. Площадные – коры выветривания перекрывают коренные породы, за счет которых они образуются. Имеются переходы к коренным породам (рис. 54).

Рис. 54.  Месторождение площадной

коры выветривання на змеевиках (разрез)

1 - покровные породы; 2 - охристо-глинистая порода; 3 - нонтронитизированный змеевик со скоплениями минералов никеля; 4 - разложенный змеевик со скоплениями минералов никеля; 5 — неразложенный змеевик

2. Линейные -  возникают вдоль систем трещин в коренных породах и  имеют форму жилообразных тел (глубина  - десятки метров)  (рис. 55).

3. Приконтактовые коры - локализуются вдоль контакта. Часто это карстовые коры выветривания.

Минеральный состав. В минеральном составе кор выветривания выделяют несколько групп минералов:

- реликтовые первичные (устойчивые) - кварц, рутил, магнетит;

- начальной стадии разложения - гидрослюды, гидрохлориты;

- аморфные (мутабильные) минералы - переходные  коллоидные выделения, со временем превращающиеся в кристаллические аналоги - вад, халцедон, гель бурого железняка;

- вторичные минералы - конечные продукты выветривания.

Рис. 55. Месторождение

линейной коры выветривания в змеевиках (разрез)

     1 — неразложенный змеевик; 2 - выветрелый разложенный змеевик со скоплениями минералов никеля;  3 - охристо-глинистая порода; 4 — зона трещиноватости

Вертикальная зональность кор выветривания связана с уменьшением интенсивности процесса с глубиной. Кроме того, на нее влияет фильтрация элементов водными растворами. И. Гинзбург выделяет (снизу) зону полуразрушенных и частично выщелочных пород; зону незавершенного выветривания (зону сиалитов); зону остаточных продуктов выветривания.

Состав кор выветривания определяется не только ходом процесса, но в значительной степени - составом вмещающих пород. Ультраосновные и основные породы, содержащие большое количество фемических минералов, разлагаются быстрее кислых, легко образуют кору выветривания. Развивается мощная зона остаточных продуктов выветривания. Это охры - гидроокислы Fe и Mn. Типичны месторождения Fe  (бурый железняк), Ni (силикатные руды),  Al (бокситы).  Кислые породы дают коры выветривания лишь при сильном и длительном разложении, т.к. они содержат большое количество силикатов. Возникают месторождения глин и бокситов. По песчано-сланцевым толщам образуются гидрослюдистые, каолиновые глины, бурые железняки. Эффузивно-туфогенные породы образуют гидрослюдистые и монтмориллонитовые глины, каолиновые глины, каолинит.

Силикатные руды Ni   в условиях тропического и субтропического климата образуются в мезозое и кайнозое по аподунитовым и апоперидотитовым серпентинитам (Южн. Урал, Бразилия, Мадагаскар, Куба). Формируются в течение длительного континентального периода; мощность кор от 50 до 160-180 м. На Урале  серпентинитовые массивы локализуются вдоль глубинных разломов. По ним происходит развитие площадных (халиловский тип) и линейных (аккермановский тип) кор выветривания. На контакте серпентинитов с известняками образуется  третий тип – уфалейский. Руды формируются при разложении серпентинита.  Никель первоначально был в оливине, частично в ромбическом пироксене, далее он переходит в серпентин. При выветривании серпентинита Ni переходит в водный раствор в виде бикарбоната, выносится вглубь коры и отлагается в виде никелевых и никельсодержащих минералов. Из серпентинитов вместе с Ni могут отлагаться минералы Со, Fe, Mn.

Бокситы  -  руды на Al, формируются в процессе накопления свободного Al2 О3 за счет разложения пород, богатых алюмосиликатами. Боксит - тонкодисперсная порода, состоит из гидратов окиси Al – диаспора, бемита, гидраргиллита, в подчиненном количестве: окиси и гидроокиси Fe, Mn; опал, кварц, каолинит и др. Содержание Al2О3 не менее 25 %. Месторождения известны в Индии (рис. 56), Бразилии, Гвинее, США, на Урале, в Казахстане, в Сибири (Енисейский Кряж). Источники Al - нефелиновые, алунитовые породы (ийолиты, уртиты), дистеновые (кианитовые), силлиманитовые гнейсы и сланцы. В условиях жаркого, влажного климата (субтропики) происходит разложение силикатов, вынос щелочей и SiО2, концентрация Al2О3 в виде диаспора, бемита. При усложнении первичного состава происходит отложение карбонатов, сульфидов и др. минералов. Часто слои бокситов перемежаются с глинами, образуют площадные формы и залежи неправильных очертаний в карсте среди известняков. На Енисейском Кряже карстово-котловинные месторождения локализуются в известняках. Материал как местный, так и привнесенный в карстовые воронки из соседних площадей. Исходный материал - известняки,  штоки пород основного состава.

Рис. 56. Базальтовое плато в Западной Индии, покрытое

глинистыми латеритами

1 – базальты; 2 – каолинит; 3 – боксит; 4 – высокожелезистый латерит;

5 – красные глины с обломками латерита

Каолины образуются при глинистом выветривании полевошпатовых (кислых) пород. Выпадают гели SiО2 и Al2О3. Это площадные залежи, переходящие в коренные породы. От бокситов отличаются незавершенным разложением коренных. Месторождения известны на Украине, Алтае, в Германии, Югославии, Англии, Китае.

Главные физико-химические процессы образования. Причинами разложения коренных пород в коре выветривания являются окисление, гидратация, гидролиз, диализ.

Окисление: породообразующие минералы, сформированные в глубинной обстановке, бедной кислородом, под воздействием О2 коры выветривания превращаются в кислородные соединения высокой валентности. Они более устойчивы в поверхностных условиях. При этом часть конечных и промежуточных продуктов окисления выносится, другая остается (окислы Fe,  Mn, Al).

Гидратация: насыщение минералов водой в виде гидроксильной (в решетке  минералов), кристаллогидратной (твердый раствор), - цеолитной  (в кристаллической решетке), адсорбированной минералами Н2 О.

Гидролиз: обменные реакции между основаниями минералов и водородными ионами воды. Интенсивность гидролиза определяется концентрацией водородных ионов, СО2, рН среды, tо и др. факторами.

Диализ: диффузионное удаление металлов из глинистых продуктов выветривания и очищение до “чистых” глин.

Эти реакции разрушают минералы коренных пород с сохранением или преобразованием кристаллической решетки. Стадии выветривания: 1 - вынос легкорастворимых солей (в щелочной среде) - сульфатов, хлоридов K,  Na, Ca, Mg; вынос SiO2  и карбонатов щелочных металлов ; 2 - гидролиз силикатов и алюмосиликатов, накопление Al, Fe, Mn; 3 - кислотное выветривание с выносом гидроокислов Al, Fe, Mn. Таким образом, процесс начинается щелочным выветриванием и заканчивается кислотным.

Устойчивость исходных минералов возрастает в такой последовательности: оливин, плагиоклаз, гиперстен, авгит, роговая обманка, биотит, мусковит, кварц. В соответствии с минеральным составом находится и скорость  разложения коренных пород.

Миграция элементов из коры выветривания происходит постоянно. Она осуществляется во взвесях, коллоидных и истинных растворах. Особенно важны растворы металлов. Легко выносимые элементы Cl, Br, S, Ca, Na, Mg, F; подвижные SiO2 , P, Mn, Co, Ni, Cu; инертные Fe, Al, Ti.

В зависимости от условий разложения и миграции минеральной массы коренных пород разного состава возникают коры выветривания разного профиля. Они отличаются по вертикальной, минеральной и химической зональности. В общем случае профиль коры выветривания определяется степенью разложения породообразующих минералов и поведением SiO2 и Al2O3 . По И. Гинзбургу, Б. Полынову, И. Седлецкому, существует три модели (профиля) образования месторождений выветривания:

1-й профиль:  насыщенный сиалитами или гидрослюдистый - выветривание без существенной миграции SiO2. ..Характерны гидратация, гидролиз. Образуются гидрослюды, гидрохлориты.

2-й профиль: ненасыщенный сиалитами или глинистый;  значительное количество SiO2 удалено из коры. Минералы: каолинит, галлуазит, кварц.

3-й профиль: латеритный - полное разрушение связей SiO2 и Al2О3 , интенсивная миграция SiО2 и накопление Al2 О3, т.е. бокситов.

Первый тип не приводит к образованию месторождений; при втором образуются месторождения глин, каолина. Третий тип отличается формированием всех важнейших остаточных месторождений.

Главными рудными формациями кор выветривания являются: 1 – никелевая нонтронитовая (Урал, Казахстан), 2 – каолиновая (Украина), 3 – бокситовая и лимонитовая (Урал, рис. 57), 4 – железных руд по железистым кварцитам (Курская магнитная аномалия, Кривой Рог).

Рис. 57. Разрез пласта бокситов

месторождения Красная Шапочка (Северный Урал)

1 – известняки массивные розовато-белые; 2 – бокситы; 3 – мергели; 4 – серые известняки

Инфильтрационные месторождения

Инфильтрационными называются месторождения, которые образуются в условиях, когда часть продуктов выветривания уносится водными растворами в область циркуляции грунтовых вод и отлагается слабо минерализованными растворами в виде новых минералов. Образование рудных залежей происходит в толщах пород метасоматическим путем или в трещинах путем выполнения полостей.

Многие инфильтрационные месторождения имеют промышленное значение. Так формируются месторождения Fe, U, Mn, Cu, V, фосфоритов, гипса, магнезита, боратов.

Геологические условия образования. Определяются характером вмещающей среды. Благоприятными факторами являются породы, содержащие  химически активные вещества (органические остатки, карбонатный цемент и др.) и зоны трещиноватости. Разрывная и складчатая тектоника определяет пути движения растворов и формы рудных тел.

Формы рудных тел - пластообразные залежи больших размеров, но с непостоянной мощностью, с  наличием карманов, гнезд, залежи неправильной формы.  Кроме того, встречаются жильные тела, системы прожилков, вкрапленники. На месторождениях урана распространены роллы - рудные тела серповидной формы, обусловленной движением потока рудоносных растворов (рис. 58).

Рис. 58.  Схема строения

роллового тела с указанием

комплекса рудных компонентов.

По В.И. Данчеву и др.

1 – руда; 2 – аргиллит; 3 – песчаник

Минеральный состав. Состав руд инфильтрационного происхождения имеет ряд особенностей.

Рис. 59 . Форма урановых рудных тел, приуроченных к песчаникам

древнего русла реки на месторождении Монумент Валли, плато Колорадо.

(По П. Ферру)

1 - конгломераты; 2 - аргиллиты; 3 - песчаники; 4 - окаменелые растительные

остатки; 5 - урановая руда

Так, уран в виде карнотита (К2О . 2UO2. V2О5. nН2О) накапливается в зонах внутрипластового окисления среди проницаемых толщ песчаников и  карбонатных пород. Ролловые формы рудных тел (серповидные в поперечном сечении, лентовидные в плане) инфильтрационного гидрогенного происхождения локализуются на границах различных геохимических сред в условиях аридного климата. Часто инфильтрационные урановые руды образуют пластообразные, линзовидные, лентообразные тела в древних речных руслах среди аргиллитов, песчаников и конгломератов, содержащих органические остатки - месторождения плато Колорадо в США (рис. 59), Витимского района в Вост. Сибири (рис. 60).

Рис. 60 .  Хиагдинское месторождение урана (Вост. Сибирь).  

Схематическая карта (по материалам ПГО «Сосновгео»).

          

Условные обозначения: 1 — фундамент неогеновых вулканогенно-осадочных образований, перекрытый базальтами; 2 — выступы гранитоидов витимканского комплекса на дневной поверхности; 3 — погребенные вулканические аппараты; 4 — разрывные нарушения установленные (а), предполагаемые (б); 5 — контур палеодолин с родуктивными неогеновыми отложениями; 6 — осевые линии палеодолин; 7 — рудные залежи с содержанием урана более 0,01% и метропроцентом по пересечению более 0,075 (а) и менее 0,075 (б);

8 — участки опытного подземного выщелачивания

Нисходящие подземные воды, образующие рудные тела, содержали повышенные концентрации U, V, Mo.  Кислород этих вод и сульфат-ион обеспечивают окисление пород – смену геохимической обстановки.  Перераспределение металлов и их концентрация происходят до глубины 700 м (месторождения плато Колорадо, США). Кроме карнотита в урановых рудах присутствуют минералы урана тюямунит, уранофан, отенит, торбернит и ванадиевые минералы навахоит, наскоит, а также малахит, лазурит, хризоколла, эритрин, пиролюзит и др.

 

Железо в инфильтрационном процессе переходит в раствор в коллоидном состоянии в виде золей  водных окислов. Грунтовыми водами эти золи переносятся на значительные расстояния. Встречаясь с карбонатными породами, они отлагаются в виде лимонита  и  других  минералов  (Алапаевское месторождение, Урал).  Часто образуются конкреционные бурые железняки – болотные и дерновые руды. Медь переносится в виде медного купороса CuSO4 на значительные расстояния и осаждается в благоприятных условиях.  Происходит отложение Cu путем замещения цемента песчаников, если он известковый. В процессе участвуют восстановители (битуминозные  вещества, остатки растений, животных, бактерии). Это - тонкорассеянные вкрапленные руды. Нередки стволы деревьев, замещенные халькозином. Состав руд: самородная Cu, халькозин, малахит, лазурит.

При образовании марганцевых руд Mn переходит в раствор из ультраосновных пород, особенно серпентинитов. Он переносится в форме геля и отлагается в виде карбоната  MnСО3 (Халиловское на Урале).

Минералы бора образуются при выветривании соленосных толщ. Растворы солей, содержащие бор, циркулируют в гипсовой толще и отлагаются в виде прожилков, линз, тел неправильной формы, содержащих борные минералы гидроборацит, ашарит, улексит.

Физико-химические условия образования. Формирование инфильтрационных месторождений определяется химизмом вмещающей среды и составом рудоносных растворов. Важная роль принадлежит геохимическим барьерам. Это участки смены условий миграции растворов. А.Перельман выделяет барьеры: механические, связанные с торможением движения грунтовых вод; физико-химические, связанные с резким изменением химической обстановки. Последняя определяется наличием щелочно-кислотных и окислительно-восстановительных условий – смена красноцветных и сероцветных фаций вмещающих пород. Важным фактором является залегание проницаемых пород среди глинистых водоупоров и наличие осадителей (органического вещества, вторичных восстановителей - Н, Н2S, битумов).

Наиболее важные рудные формации: 1 - урановая, уран-ванадиевая  - U, V, Se, Rn (США, Плато Колорадо); 2 – бурых железняков (Новгородская область, Урал, Зап. Сибирь); 3 – марганцевых карбонатных руд (Урал).

11. Осадочные месторождения

Осадочными называются месторождения, образованные непосредственно при седиментации и диагенезе осадков в Земли. Месторождения формируются в определенных  палеогеографических зонах и отчетливо приурочены к стратифицированным толщам.

Они пользуются широким распространением и имеют важное промышленное значение. К этому классу принадлежат месторождения угля, газогидратов, каменных солей, многих металлов (Fe, Mn, Au, U, Pt, Cu), неметаллические полезные ископаемые (фосфориты, бораты, цеолиты, камнесамоцветное сырье – алмазы, изумруды и др.).

Общие особенности образования

Образование осадочных месторождений происходит по схеме: разрушение горных пород и древних месторождений – перенос материала - отложение - диагенез  осадков.

Разрушение  горных пород и древних месторождений осуществляется под воздействием рассмотренных выше экзогенных процессов. Перенос разрушенного материала, включающего полезные компоненты, происходит в виде обломков во взвешенном состоянии или в истинных и коллоидных растворах поверхностными водотоками, водами морей, в меньшей степени ветром, ледниками. Отложение основной массы материала осуществляется в морских бассейнах, в долинах рек, озерах, болотах. Происходит накопление обломков, выпадение осадков из растворов, накопление продуктов органической жизни - растительных и животных остатков. При диагенезе  -  превращении осадков в горную породу - происходит растворение и удаление из осадков малоустойчивых минералов,  образование новых минералов в новой физико-химической обстановке,  перераспределение отдельных веществ, перекристаллизация и цементация. При образовании осадочных месторождений главенствующая роль принадлежит одному из трех геологических процессов:

1 - механическая дифференциация осадков;

2 - химическая дифференциация осадков;

3 - жизнедеятельность животных и растительных организмов.

Механическая и химическая дифференциация   определяет   последовательность   отложения рудного вещества. При механической дифференциации   происходит  перенос,  отложение  вещества   и   его  разделение в соответствии      с величиной, удельным весом, формой частиц пород и минералов.

При химической  дифференциации вещество переносится в виде химических соединений или механической взвеси и отлагается в соответствии с дифференциацией химических свойств (рис. 61). В начале отлагаются наиболее трудно растворимые вещества. Начало выпадения СаСО3 совпадает с концом механической дифференциации. Начиная с доломита, к  продуктам химической  дифференциации почти  не  примешивается обломочный материал. Для выпадения вещества уже требуется повышенная концентрация солей в растворе. Важная причина химической дифференциации - различная концентрация водородных ионов и разный окислительный потенциал. Приповерхностные воды наиболее обогащены кислородом. Это фиксируется последовательным выпадением гидроокисей металлов, затем их закисных   соединений  и     сульфидов   (обеднение кислородом).

Важную роль в формировании месторождений осадочного типа играет жизнедеятельность организмов, особенно при образовании месторождений Fe, Mn, Al, U, угля, нефти, горючих сланцев.

Типичная форма рудных тел осадочных месторождений пластовая, лентовидная.

Среди осадочных месторождений Н.М. Страхов выделяет месторождения: 1-седиментационные химическое и органическое осаждение в стадию отложения) - бокситы; 2-диагенетические (перераспределение полезных компонентов) - Сu, Zn, редкие земли. При этом осадочные месторождения образуются в следующих условиях: максимальная изоляция участка месторождения от привноса  большого количества разбавляющего обломочного материала; повышенная жизнедеятельность организмов на ограниченных участках морского дна; усиленное осаждение из воды ряда элементов (Fe, Mn, P); диагенетическое перераспределение полезных элементов с накоплением их в отдельных участках.

Рис. 61. Схема химической дифференциации

(последовательность выпадения вещества в осадок).

По Л.В. Пустовалову

Осадочные месторождения могут классифицироваться по разным принципам:  - по палеогеграфическим условиям (морские, континентальные); - по типам литогенеза (гумидные, аридные, вулканогенно-осадочные); - по типам фаций (лагунные, озерные, океанические).

Однако наиболее обосновано разделение осадочных месторождений по способу их образования. Это месторождения:

- механические (обломочные) – россыпи,

- хемогенные,

- биогенные и биогеохимические.

Механические осадочные месторождения – россыпи

Россыпи это рыхлые или сцементированные скопления терригенного материала, содержащие механические обломки полезного ископаемого.

В россыпях концентрируются золото, платина, киноварь (Hg), колумбит (Nb, Ta), вольфрамит (W), касситерит (Sn), шеелит (W),  монацит (Th, U, TR), магнетит (Fe), ильменит (Ti), циркон (Zr), корунд, рутил, гранат, топаз, алмаз. При этом из россыпей получают около половины мировой добычи Ti, W, Sn, алмазов, золото, Pt, весь Th, гранат, киноварь.

Геологические условиям образования россыпей. Выделяются типы россыпей:

-аллювиальные (речные),

-латеральные - прибрежно-морские, прибрежно-океанические, прибрежно-озерные,

-гляциальные (моренные и др.),

-эоловые или дюнные.

По времени образования различают современные, погребенные (мезозой, кайнозой), древние (протерозой, палеозой) россыпи. По условиям залегания выделяются открытые и погребенные (перекрытые более молодыми отложениями) россыпи.

Источник россыпей - коренные горные породы или древние месторождения. Минеральный состав россыпей определяется составом их коренных источников – россыпеобразующих формаций.

В россыпях могут концентрироваться минералы с высоким удельным весом, плотные, химически и физически устойчивые. По плотности (г/см3) минералы составляют ряд: Au - 15-19; танталит - 6,3-8,2; магнетит - 5,2; шеелит - 5,9-6,2; ильменит - 4,7; циркон - 4,7; гранат - 3,5-4,2; алмаз - 3,5. Относительно коренного источника выделяются россыпи ближнего сноса (до 15 км от источника), дальнего сноса (региональные, латеральные),  не имеющие видимой связи с источником.

Формы рудных тел россыпей зависят от условий их образования и разделяются на плащеобразные (площадные), пластовые, линзовидные, лентообразные, шнурковые, гнездовые.

Важным фактором формирования россыпей являются тектонические движения, определяющие вертикальное перемещение базиса эрозии, условия размыва и накопления обломочного материала в речных долинах или морских бассейнах. Они приводят к повторным эрозионно-аккумулятивным циклам, что создает возможность накопления значительного количества полезных компонентов.

Наибольшее промышленное значение имеют речные (аллювиальные) и прибрежно-морские (океанические) россыпи.

Аллювиальные россыпи  разделяются на русловые – образуются в русле реки,  находятся в процессе своего преобразования; долинные - окончательно сформировавшиеся долинные россыпи распространены наиболее широко и имеют главное промышленное значение. Террасовые россыпи являются остатками старых долинных россыпей.  Косовые отличаются тем, что содержат наиболее подвижные мелкие частицы минералов, которые переносятся далеко вниз. Россыпи распадков представляют собой  смешанный аллювиальный и делювиальный материал.

От вершины (головы) россыпь тянется вниз по течению, иногда прямо от коренного источника (рис. 62).

Рис. 62. Аллювиальная  

касситеритовая россыпь

Депутатского месторождения

1 – россыпь с промышленным содержанием касситерита; 2 – обогащенные участки россыпи; 3 – грейзенезированные песчаники над гранитным куполом; 4 – касситерит-силикатные жилы; 5 – контур распространения рудных жил Депутатского месторождения

Ценные минералы имеют струйчатое распределение,  характеризуются  неравномерным скоплением (рис. 63).

Для поисков речных россыпей и  их разработки важное значение имеет характер геологического разреза (рис. 64). Разрез долинных россыпей (снизу): 1-коренные породы (“плотик”), 2-элювиальный слой (“пески”) - перемытый или неперемытый материал, галечники с валунами (“речники”), 3-аллювиальные илы, глины, пески (“торфа”), колювиальные илы, глины, почвенно-растительный слой. Встречаются россыпи многоэтапного развития, в которых указанный разрез может повторяться.

Рис. 63 . Строение бассейна

Витватерсранд (а)

и модель речного конуса выноса (б)

(по Д. А. Преториусу [ 1984]).

1— изопахиты с интервалом 750 м; 2 — речной конус выноса и золоторудное поле; 3 — направление палеопотока; 4 — купольные поднятия; 5 — зона волновой переработки; 6 — русла, к которым приурочены рудные струи; 7 — фация вершины конуса; 8 — фация середины конуса; 9 — фация основания конуса.

Золоторудные поля: ВК — Велком, КД — Клерксдорп, KB — Каратонвилл, УР — Уэст-Ранд, ИР — Ист-Ранд, ЭВ —Эвандер.

При формировании россыпи тяжелые минералы отлагаются на “плотике” или в “песках”, т.е. в основании разреза. При перемещении тяжелых минералов водным потоком задержка их и отложение обусловлены  неровностями поверхности плотика, его трещиноватостью (ребристый, волнистый плотик), наличием полостей, где могут накапливаться золото и другие минералы, образующие богатые гнезда. Ровный и гладкий плотик не благоприятствует накоплению рудных минералов.

Перемещение обломков минералов происходит в массе донных отложений или по поверхности речных осадков. Они переносятся под действием горизонтальных усилий течения, вертикальных усилий при лобовом сопротивлении обломков течению и вихревых возмущениях у дна. При достижении течением “критической скорости срыва” происходит отрыв материала от дна и его скачкообразное перемещение.  Скорость меняется (сезонная, годовая, вековая), что определяет характер перемещения обломков. В то же время выдержанные по протяженности россыпи с равномерным распределением полезных компонентов имеют ровный плотик, постоянную мощность пласта. “Пески” отчетливо ограничены от “торфов”.

Рис. 64. Схема строения аллювиальной россыпи в поперечном разрезе

Формирование россыпей может происходить только на определенных стадиях развития речной сети. В юную стадию развития речной долины условия для образования россыпей неблагоприятны, т.к. в основном происходит размыв коренных пород. В дряхлую стадию эрозионная деятельность реки снижается, россыпи не образуются. Оптимальные условия для образования россыпей создаются в зрелую стадию, когда река сортирует свои осадки, меандрирует. Благоприятными для россыпеобразования являются повторные эрозионные циклы, что приводит к выносу “пустых” осадков, обогащению россыпи и иногда – к образованию многоярусных рудных тел.

Распределение ценных минералов в россыпи различно. Легкие и прочные зерна алмазов могут транспортироваться на расстояние до 10 км. Монацит уносится до 100 км. Вольфрамит и касситерит менее стойки, а шеелит и киноварь переносятся на первые сотни метров. Золото и платина также образуют протяженные россыпи (5-10 до 12 км), что хорошо видно на примере одного из крупных районов развития речных россыпей - Бодайбинского (Вост. Сибирь) – россыпи р.р. Бодайбо, Маракан и др.

Прибрежно-морские россыпи формируются под влиянием приливно-отливных течений, волноприбойной деятельности, береговых течений. Они образуются в стабильных по профилю берегах с непрерывным возвратно-поступательным перемещением обломочных масс. Абрадируемые (крутые) и аккумулятивные (пологие, зарыхленные) берега являются неблагоприятными для образования россыпей.

Образование прибрежных россыпей происходит при многократном выбросе материала со склона на пляж прибойными волнами и при его последующем отмучивании сбегающей волной. Наиболее благоприятны субтропические условия, где материал переносится в область прибрежных пляжей дождевыми потоками и реками. Прибрежные течения “растягивают” материал вдоль берега, образуя так называемые “бары” (рис. 65).

Рис. 65. Строение прибрежной россыпи. По Ф. Щербакову и Ю. Павлидису

1 – мелкий песок; 2 – крупный песок и гравий; 3 – галька; 4 – ракуша и ракушечный детрит; 5 – концентрат тяжелых минералов; 6 – средняя крупность материала (в мм)

Для этих россыпей характерны: 1-большая протяженность (сотни км) и значительные запасы, 2-хорошая отсортированность материала, хорошая окатанность ценных минералов, 3-приуроченность к верхним частям песчаных отложений, 4-лентообразная форма тел, имеющих в разрезе вид узких линз, 5-накопление таких рудных минералов, как  рутил, ильменит, монацит, циркон, реже Au, Pt, алмазы.

Прибрежно-морские россыпи разделяются на пляжные, баровые, косовые, береговых валов, лагун, дельт, подводных склонов.

На северном и восточном морских побережьях России образование россыпей происходит в шельфовой области в пограничной зоне океан-континент. По геодинамической обстановке это пассивные или активные континентальные окраины. Благоприятными являются выдающиеся вглубь континента приморские низменности и подводные долины. На Арктическом побережье климатические условия россыпеобразования менее благоприятны. Однако здесь известны крупные россыпи золота (Рывеемский узел) и касситерита (Ляховский, Чаунский районы), а также экзотические россыпи мамонтовой кости (острова на побережье от устья Хатанги до Колымы). На Дальневосточной окраине имеются россыпи минералов черных металлов (Ti, Fe), хромита, платины, касситерита, а также золота.

Классическим примером прибрежно-морских россыпей является побережье Индийского океана, где бары и косы, содержащие лентообразные тела, обогащенные монацитом, цирконом, магнетитом и др. минералами, протягиваются на сотни км на территории штатов Траванкур-Кочин и Андхра.

Главнейшие формации россыпных месторождений: 1- золотоносная (Бодайбинский, Приамурский районы в Сибири, россыпи Калифорнии, Аляски); 2 – алмазоносная (россыпи Якутии, Южн. Африки); 3 - монацитовая (Индия, Бразилия); 4 – тантало-ниобиевая (Бразилия, Нигерия, Конго); 5 – оловянно-вольфрамовая (Малайзия, Индонезия).

Хемогенные осадочные месторождения

Хемогенными называются осадочные месторождения, которые образуются в результате осаждения полезных компонентов из истинных или коллоидных растворов в морях, озерах, болотах.

Образование рассматриваемых месторождений предопределяют следующие факторы: присутствие необходимых ионов (с полезными компонентами), рН и Eh среды; глубина бассейна осадконакопления; близость береговой линии; строение поверхности дна; течения в прибрежной зоне морей; жизнедеятельность организмов; вертикальные колебательные тектонические движения. Выделяются месторождения, образованные:

- из истинных растворов - соли, гипс, ангидрит, барит, бораты;

- из коллоидных растворов - наиболее характерны руды Fe, Mn, Al,  реже Pb, Zn;

Из истинных растворов солеобразование происходит в бассейнах 2-х типов: морских и континентальных.

Морские бассейны солеобразования связаны с колебательными движениями суши. Они образуются в понижениях прибрежных участков, залитых морем и затем отшнурованных барами, косами и т.д. Это лиманы, лагуны, прибрежные озера (рис. 66).

Рис. 66. Схема солеобразования по гипотезе баров ( из работы С.А. Вахромеева): а,б,в – стадии эволюции бассейна соленакопления

Наиболее значительные эпохи галогенеза: карбон (Ангаро-Ленский район, Якутия); силур-девон (Сев. Америка, Минуса, Днепрово-Донецкий район), пермь - наиболее мощное соленакопление (Приуралье, Прикаспий, Польша, Германия, Сев. Америка, Англия); юра-мел (Ср. Азия, Франция, Сев. Африка); триас (Закарпатье, Прикаспий, Испания, Польша, Турция и др.). В процессе осадконакопления образование соляных месторождений происходило неравномерно.  Максимальное проявление галогенеза - заключительные стадии геологических циклов.

Наиболее благоприятными являются климатические условия сухого и жаркого климата, в которых происходит интенсивное испарение и осолонение. В современных солеродных бассейнах соляная масса состоит из рапы (соляной рассол) и самосада (твердые соляные накопления). Наиболее мощные соляные залежи приурочены к устойчивым прогибающимся структурам. Они формировались в предгорных или синклинальных прогибах (Сибирская, Русская, Африканская, Северо-Американская платформы).

Минеральный состав галогенных месторождений определяют хлориды, сульфаты Na, K, Mg, Ca с примесью бромидов, иодитов, боратов. Хлориды:  галит (NaCl), сильвин (КСl),  карналлит (KСl. MgCl2. 6 Н2О); сульфаты:  мирабилит (глауберова соль) Na24 .10 Н2О,   ангидрит  СаSО4,  гипс  СаSО4 . 2 Н2О.

Я. Вант-Гофф и Н. Курнаков  установили последовательность солеобразования при испарении морской воды. По “Солнечной диаграмме” Н. Курнакова последовательно выделяются  гипс-галит-эпсомит-гексагидрит- карналлит-бишофит.

Стадии солеобразования:

1 - кристаллизация солей из воды, отложение карбонатов, затем гипса;

2 - увеличение концентрации в 10-11 раз, отложение галита с примесью гипса;

3 - отложение ангидрита (при поднятии уровня моря и смешении раствора с морской водой);

4 - выделение оставшихся легкорастворимых солей K  и  Na в лагуне, полностью отделенной от моря.

Залежь должна быть перекрыта глиной, предотвращающей размыв. В стадию диагенеза происходит перекристаллизация, возникают новые минералы (астраханит и др.).

Для соляных бассейнов характерна специфическая тектоника. Она связана с низким удельным весом солей и их пластичностью. По мере смятия толщ в складки происходит выжимание пластичных солей в ядра антиклиналей. Соляные купола образуются и в спокойной обстановке по модели “всплывания” более легких пород.

В Вост. Сибири месторождения солей распространены в Присаянье, а также на Сибирской платформе в пределах Непского свода.

Из коллоидных растворов образуются месторождения ряда металлов: Fe, Mn, Al, Cu, U, Ge, Mo и др.

Геологические условия образования рассматриваемых месторождений определяются характером источников рудного вещества, особенностями переноса и накопления металлоносных осадков.

Источники металлов – континентальные породы, подвергшиеся выветриванию в жарком, влажном климате с обильной растительностью и водонасыщенностью (мощные коры выветривания), зоны окисления сульфидных месторождений. Железо выносится из основных магматических пород; источником алюминия являются кислые породы, а марганца и урана – толщи пород с повышенным содержанием этих металлов (вулканических, глинистых, карбонатных).

Перенос осуществляется реками и грунтовыми водами в виде коллоидных соединений и взвесей. Содержания металлов очень низкие – от 0,007 до 1 мг/л . Fe переносится в виде золя Fe (ОН)33+,  Al - в виде гидратов окиси, Mn - в виде бикарбоната и золя гидрата двуокиси. Необходимо присутствие гумусовых  и других веществ, которые  не дают металлам осаждаться в процессе транспортировки. За длительный период времени может быть перенесено огромное количество вещества. Так, по данным Дж. Грюнера р. Амазонка за 180 тыс. лет могла перенести около 2 биллионов тонн железа.

Отложение металлов из коллоидных растворов происходит в прибрежной зоне озер и морей в результате коагуляции коллоидов и перевода их в осадок. Главная роль принадлежит  смешению коллоидных растворов Fe, Mn  с  истинными растворами, а именно, с морской водой, богатой солями. Велика роль биохимического процесса - бактерии в процессе жизнедеятельности переводят  металлы в осадок. Благоприятные  условия - расчлененность береговой линии, многочисленные реки.

В связи с разной геохимической подвижностью соединений металлов ближе к берегу накапливается Al (бокситы), в верхней части шельфа – Fe, в нижней части шельфа – Mn (рис. 67). Часто встречаются Fe - Al и  Fe - Mn  руды. В этом же направлении (береговая линия – верхний шельф – нижний шельф) меняется минеральный состав: окислы сменяются карбонатами, а затем силикатами.

Рис 67.  Дифференциация алюминия, железа,

марганца в прибрежной части водоема.

(По Н.М. Страхову)

Для геологического строения месторождений  характерны пласты, пластообразные залежи, линзы, гнезда; протяженность пластов - десятки км,  мощность - десятки м. Пластовые тела могут иметь несколько км  в ширину и часто характеризуются сложным внутренним строением (рис. 68).    Во многих случаях структура рудного поля осложняется крупными поднятиями и прогибами. Так, Керченское месторождение железа состоит из ряда рудоносных прогибов – мульд, разделенных поднятиями.

Минеральный состав. Руды хемогенных осадочных месторождений характеризуется преобладанием окисных, гидроокисных, карбонатных и силикатных руд.

Для месторождений железа характерны следующие типы руд: 1- окисные руды бурых железняков - лимонит, гидрогетит, гетит, гематит, иногда магнетит; 2- карбонатные руды  -  сидерит (FeСО3); 3- силикатные руды - шамозит (хлорит), тюрингит Fe4Al[Si3AlО10] [ОН]6 . n Н2О.

Кроме того, в составе этих руд содержатся окиси Mn, кварц, халцедон, полевой шпат, кальцит, барит, гипс; сульфиды.

Характерна оолитовая, полосчатая текстура.

Типичные месторождения - оз. Верхнее (Сев. Америка), Керчь, КМА, месторождения Тюрингии, Зап. Сибири (Колпашово).

Рис.  68 . Строение  рудного  горизонта  осадочных

марганцевых  месторождений

(по Л. Е. Штеренбергу и Е. С. Шевченко).

/ — глины, глинистые песчаники; 2 — пески, песчаники; 3 — конкреционные окисные руды; 4 — оолитовые и пизолитовые руды Никополя; 5 — землистые и конкреционно-землистые руды; 6 — окисные оолитовые руды Чиатур; 7 — карбонатные оолитовые руды.

      

Месторождения марганца содержат руды: 1-гидроокисные  (континентальные озерные отложения) - псиломелан (Ва, Mn)3 (О. ОН)6 (Mn8О16), пиролюзит  (Mn O2),  лимонит, опал, глины; 2- окисные (морские) - манганит, пиролюзит, псиломелан; 3- карбонатные - родохрозит, манганокальцит, опал, пирит и др.; 4- силикатные - родонит, гранат, гематит, магнетит, кварц.

Месторождения России и стран СНГ: Усинское, Атасу, Никополь, Чиатуры (см. рис. 68), Полуночное (см. рис. 4).

Среди руд Al (бокситов) по минеральному составу выделяют: 1- моногидратные  бокситы, состоящие из бемита или его кристаллической разности - диаспора (Al2О3. Н2О); 2- тригидратные, состоящие из гиббсита (Аl2О3 . 3 Н2О). Кроме того, в составе бокситов присутствуют гематит, гетит, каолинит. Текстуры: бобовые, оолитовые, песчанистые, афанитовые.

Известны месторождения  складчатых областей (Боксонское, Красная Шапочка, месторождения Ямайки, Венгрии) и платформ (Тихвинское, Тургай, Арканзас, месторождения Индии).

Существуют две модели образования бокситов:

1. Осадочно-латеритная гипотеза - продукты выветривания пород, богатых полевым шпатом, переносятся поверхностными водами в виде суспензий и осаждаются в морском бассейне.

2. Осадочная - Al с гумусовыми веществами образует комплексные соединения. Осаждение происходит при распаде каолиновой молекулы и высвобождении глинозема под действием сильных кислот (серной и др.). Al2О3  переходит в раствор в виде Al2 (SO4)3. Затем образуется гидроокись Al(ОН)3 и гидраргиллит Al2О3 . 3 Н2О.

Месторождения радиоактивных, цветных и редких металлов - U, Cu, V, Mo, Sr, Ge  приурочены к черным сланцам с рассеянной вкрапленностью рудных  минералов (Мансфельд в Германии, Кольм в Швеции, Чаттангуа в США).

Месторождения включают пласты битуминозных мергелистых сланцев, в которых тонко распылены борнит, сфалерит, халькозин, галенит, серебро. Содержатся также V, Ni, Mo, Pt, Pb. Оруденение формируется как продукт взаимодействия морской воды, содержащей  металлы, с бактериями сапропелевого ила на дне моря.

Наиболее типичные рудные формации хемогенных осадочных месторождений: 1 – гипс-ангидрит-галитовая (Ангаро-Ленский соленосный бассейн); 2 – галит-карналлитовая (Верхнекамское); 3 – сидерит-лимонитовая (месторождения Швеции, Канады); 4 – шамозит-гетит-гидрогетитовая (Керчинское); 5 – псиломелан-гидрогетитовая (Южн. Урал); 6 – марганцовистых известняков (Усинское в Зап. Сибири); 7 – опал-пиролюзитовая (Никополь на Украине, Чиатуры на Кавказе); 8 – диаспор-бемитовая (Сев. Урал).

Биогенные и биохимические осадочные месторождения

К биогенным и биохимическим относятся месторождения, образованные в результате жизнедеятельности и отмирания организмов в биосфере. При этом формируются месторождения известняков, диатомитов, доломитов, фосфоритов, серы, ванадия, урана, а также горючих полезных ископаемых – угля, торфа и др.  

Некоторые полезные ископаемые формируются из остатков организмов после их гибели. Например, известняк образуется из раковин, состоящих из СаСО3,  после гибели морских организмов, осаждения и уплотнения материала. Месторождения угля, горючих сланцев, торфа также являются результатом накопления и изменения органических остатков. Кроме того, многие морские организмы содержат ряд элементов в количествах, во много раз превышающих их содержание в литосфере. К таким элементам относятся P, Zn, Ge, Be, Sr, Mn, Br. После гибели этих организмов и ряда химических превращений такие элементы могут накапливаться в промышленных концентрациях.

 Полезные ископаемые биогенного происхождения. Месторождения фосфоритов (фосфорнокислый кальций) образуются за счет фосфора, содержащегося в остатках морских животных (скелеты, ткани). Их накоплению способствовала массовая гибель живых организмов в связи с регрессией, трансгрессией моря, изменениями режима жизни.  Часть фосфора поступает из континентального стока (в форме взвеси, органического вещества). Месторождения формируются вблизи современных или древних краевых частей континентов. Эпохи накопления:  венд-карбон, ордовик, пермь, мел-палеоген (58 %  запасов). Известно более 20 крупных рудоносных бассейнов. Основные провинции: Скалистых Гор, Восточно-Африканской береговой равнины, Русской платформы,  Азиатская и др.

Геологические условия образования фосфоритов и строение месторождений определяются следующими особенностями: 1-приуроченность к континентальным осадкам, отложениям древних шельфов и внутриконтинентальных морей; 2-связь с депрессионными зонами, осложненными поднятиями и впадинами; 3-пластовые формы рудных тел; 4-кремнисто-карбонатный, песчано-глинистый, черносланцевый состав толщ; седиментационно-обломочные, конкреционные, зернистые, биогенные текстуры; повышенные концентрации U, Sr, F, редких земель и др. В толщах песчано-глинистых и карбонатных пород фосфатное вещество образует  желваки, гальку, оолиты, мелкие зерна, слойки, конкреции.

Образование фосфоритов происходит в процессе разложения органических остатков. При этом фосфорнокислый кальций переходит в раствор и отлагается на поверхности раковин или в осадках в виде конкреций.

А.В. Казаков выдвинул гипотезу химического происхождения фосфоритов - за счет отмирающего фитопланктона, который содержит повышенное количество фосфора, т.е. механизм извлечения Р биогенный. Процесс проходит в две стадии: 1 - биоассимиляция фосфора микроорганизмами  планктона, 2 - биоседиментация. На глубине 300-1500 м планктон интенсивно растворяется, образуется высокая концентрация  фосфора (до 300 мг/м3). Глубинными течениями материал поднимается к шельфу и отлагается. Фосфат Са отлагается под воздействием микроорганизмов – цианобактерий. Фосфор переходит в раствор и выпадает в шельфовой зоне в условиях уменьшения парциального давления.

Самородная сера формируется в виде месторождений также биохимическим путем – существуют микробы, способные восстанавливать сернистые соли до сероводорода. Окисление сероводорода до серы может происходить как химическим путем, так и биохимическим.

Горючие полезные ископаемые образуются из низших и высших растительных остатков, а также микроорганизмов. Они представляют собой литифицированные концентрации углеродистого органического вещества:  торф, лигнин, бурые, каменные угли, горючие сланцы (кремнистые, глинистые породы с содержанием органического вещества 15-40 %). Пластовые тела угля залегают обычно среди терригенных пород; угленосные толщи имеют многоярусное строение.

Геологические условия формирования горючих полезных ископаемых определяются тем, что они образуются в заболоченных озерах, котловинах, долинах при тектоническом режиме стабильного опускания, который является оптимальным для торфонакопления и углеобразования (200 см за 1000 лет). Благоприятным является гумидный климат. Угли образуются при литификации торфа и сапропеля (глинистого ила, обогащенного органическим веществом). Стадии углеобразования: 1-седиментационная (накопление осадка, образование перекрывающих глинисто-песчанистых толщ), 2-биохимическая (разложение без доступа кислорода), 3-метаморфизма (углефикация, увеличение количества С,  вынос примесей).

По составу первичного материала различают угли гумусовые (остатки высших растений) и сапропелевые (остатки низших - планктона). Выделяются угли: лимнические, образовавшиеся в континентальных озерно-болотных условиях, и паралические - прибрежно-морские. Угли ассоциируют с песчано-глинистыми породами. Часто в них наблюдается  наличие металлов (V, Mo, Ge, U, Re, Bi, Te  и др.).

Угленосные формации: 1 - платформенные (Иркутский бассейн), 2 – складчатых областей (Донбасс), 3 - промежуточные посторогенные – (Минусинская котловина, Буреинская группа).

МЕТАМОРФОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

       Метаморфогенными называются месторождения, которые образовались в глубинных зонах земной коры при перекристаллизации горных пород и древних месторождений под воздействием высоких температур и давления. Иными словами метаморфизму подвергаются осадочные и магматические породы, а также древние месторождения, опустившиеся на глубокие горизонты в результате тектонических процессов. При этом при благоприятных условиях происходит перемещение полезных компонентов и их концентрация в виде рудных тел. Главными процессами при этом являются как метаморфизм, так и ультраметаморфизм, метасоматоз и гидротермальная деятельность [3].

Промышленное значение этих месторождений определяется тем, что к метаморфогенным принадлежат крупнейшие в мире скопления железа (Криворожский бассейн на Украине), золота и урана (район Витватерсранд в Южн. Африке), свинцово-цинковые месторождения (Брокен-Хилл в Австралии), месторождения марганца, меди, титана, горного хрусталя, графита, флогопита, мусковита, асбеста, мрамора, нефрита, лазурита, высокоглиноземистого сырья.

12. Общие сведения о метаморфогенном рудообразовании

Процессы рудообразования при метаморфизме определяются термодинамическими условиями - температурным режимом и давлением, а также деятельностью минерализованных растворов различного происхождения. Под воздействием этих факторов происходит перекристаллизация пород, изменение их минерального состава, миграция и концентрация рудного вещества, метасоматические процессы. При этом рудные минералы отлагаются в трещинах и порах пород, а безрудные компоненты растворяются и выносятся.

Для процессов метаморфогенного рудообразования характерна большая длительность – десятки и сотни миллионов лет.

Температура – один из главных факторов метаморфизма. Существенные преобразования пород осуществляются при 100-10000. На этом фоне метаморфогенные месторождения образуются в интервале температур от 300-400 до 7500 . В этом интервале температур происходит дегитратация пород, а высвободившаяся вода насыщается веществами-минерализаторами и приобретает свойства рудоносных растворов. Геотермический градиент Земли, составляющий 1-30 на 100м, не может обеспечить достаточно высокие температуры. Они возникают в условиях восходящих тепловых потоков из мантии, под воздействием радиоактивного распада и тектонических движений. Эти процессы протекают в подвижных (активных) участках верхней мантии и коры, которые называются зонами термодинамометаморфизма. Это наиболее благоприятные области для метаморфогенного рудообразования.

Давление в земной коре бывает гидростатическим (всесторонним) и тектоническим (односторонним). Первое возрастает с глубиной и вызывает пластичность пород. Тектоническое давление усиливает процессы метаморфизма и обеспечивает перемещение рудоносных растворов в направлении понижения давления, т.е. определяет миграцию рудного вещества и участки его отложения. Давление при метаморфогенном рудообразовании колеблется от 100 до 2200 МПа.

Рудообразующие растворы возникают в толщах пород при метаморфизме из воды, содержащейся в  поровых пространствах, в решетках минералов, поступающей из подкоровых глубин, из зон более высоких давлений. Вода начинает выделяться из пород при их нагревании до 2000 . Водные растворы являются носителями металлов и химически активных веществ, которые они извлекают из окружающих пород. Растворы переносят (перераспределяют) полезные компоненты, осуществляют обменные реакции и метасоматоз, переносят тепло, развивают высокое давление в порах и капиллярах пород. Рудоотложение происходит путем метасоматического замещения – ионных реакций обмена между рудоносным раствором и горной породой. Так, при образовании железистых кварцитов в отдельных пластах происходит интенсивный вынос SiO2 и привнос Fe, т.е. обогащение железом.

Тектонические процессы в значительной степени определяют образование промышленных месторождений. Наиболее благоприятными являются блоки земной коры, которые погружаются под воздействием тектонических сил. Такие блоки возникают на границах литосферных плит в зонах субдукции (погружения), в коллизионных зонах, на кристаллических щитах платформ при вертикальных тектонических движениях. Складчатость и разломообразование интенсифицируют процессы метаморфизма.  В обстановке больших глубин пластичные формы деформации преобладают над хрупкими, поэтому характерны изоклинальные складки, с крутыми шарнирами, складки волочения, скольжения, кливаж. В зонах крупных глубинных разломов  наиболее активно происходят процессы метаморфизма с концентрацией рудного вещества. Благоприятными для локализации оруденения являются разрывные и складчатые структуры, которые определяют формы рудных тел.

Фации метаморфизма и типы метаморфогенных месторождений. Физико-химические условия образования метаморфогенных месторождений определяются фациями метаморфизма. В определенных термодинамических условиях образуются различные по составу горные породы, что зависит от интенсивности преобразования первичного субстрата. В связи с этим выделяются различные фации метаморфизма: цеолитовая, зеленых сланцев, глаукофановая, амфиболитовая, гранулитовая, эклогитовая.  Образование многих месторождений происходит в связи с низкими фациями метаморфизма – зеленосланцевой и амфиболитовой. Так, в условиях фации зеленых сланцев формируются крупные месторождения железистых кварцитов, золото-ураноносных конгломератов, в амфиболитовой – месторождения алюминия (кианит-андалузитовые сланцы), графита (табл.  10).

Руды железа, золота, урана образуются при температурах 250-5500 и давлениях 300-700 МПа, что соответствует глубинам 5-30км. Для образования руд цветных металлов, титана, графита, высокоглиназемистых пород, алмаза характерны температуры 600-9500 и давление 600-1500 МПа, что отвечает глубинам более 25км.

Метаморфогенное рудообразование - процесс многообразный. Как упоминалось выше, при региональном метаморфизме образуются месторождения железистых кварцитов, рудоносных конгломератов, медно-полиметаллических и других руд. В условиях контактового метаморфизма возникают месторождения графита, корунда, наждака. Процессы динамометаморфизма (при высоких давлениях) приводят к образованию месторождений нефрита, яшм, золота, а при ударном (импактном) метаморфизме могут образоваться алмазы.

Таблица 10

Связь месторождений с фациями метаморфизма

Фации

метаморфизма

Полезные ископаемые

Промышленное значение

Зеленых сланцев

Магнетит-гематитовые кварциты, колчеданные, маталлоносные конгломераты, золото-кварц-сульфидные с мышьяком и ртутью, наждак, графит

Главное

Глаукофановая

Силикатные руды марганца и цинка

Небольшое

Амфиболитовая

Гематитовые кварциты, свинц, цинк и медь, кианит, диаспор, андалузит, корунд, графит, флогопит, апатит

Важное

Гранулитовая

Амфибол-пироксен-магнетитовые кварциты, гранат, рутил, керамические пегматиты

Важное

Эклогитовая

Алмаз, рутил

Небольшое

Характерными особенностями, отличающими метаморфогенные месторождения от магамтогенных и экзогенных, являются: 1-близость качественного минерального состава рудных залежей и вмещающих пород, 2-преобладание пластовых рудных тел, не выходящих за пределы вмещающих «материнских» пород, 3-распространение на площадях развития одинаковых метаморфических фаций, 4-отсутствие околорудных изменений, 5-преобладание метасоматических процессов отложения рудного вещества и другие.

Рассматривая источники рудного вещества, необходимо принимать во внимание, что метаморфогенные месторождения могут образоваться, во-первых, за счет каких-то уже существовавших ранее руд, а во-вторых, полезные компоненты могут концентрироваться при извлечении  из первоначально безрудных горных пород. По этой причине обычно метаморфогенная серия  включает два типа  месторождений:

  1.  метаморфизованные,
  2.  метаморфические.

13. Метаморфизованные месторождения

Метаморфизованными называются месторождения, образованные в результате метаморфизма ранее существовавших месторождений того же полезного ископаемого. При этом не изменяются физико-химические свойства и промышленное применение полезного ископаемого. Наиболее часто метаморфизованные месторождения образуются за счет экзогенных скоплений Fe, Mn, Au, U, P. Процесс приводит к повышению содержания полезных компонентов и уменьшению количества вредных примесей. Руды становятся более концентрированными, «компактными». Например, в результате метаморфизма бедных осадочных руд железа, представленных такими минералами как гетит, гематит, гидрогематит, образуются богатые рудные залежи магнетита. Эти месторождения носят черты как осадочных, так и метаморфогенных образований.

Геологические особенности. Рассматриваемые месторождения характеризуются тем, что они приурочены к определенным стратиграфическим горизонтам, имеют пластовые или линзовидные формы рудных тел - лишь иногда рудное вещество переотлагается в виде жил. Характерны постепенные переходы между вмещающими породами и рудными телами. Часто заметна слоистость руд, унаследованная от исходных осадочных залежей. Минеральный состав метаморфизованных месторождений также зависит от исходного материала.

Процессы рудообразования происходят в условиях прогрессивного метаморфизма, часто на фоне складкообразования. Осадочная порода, образованная в поверхностных зонах коры, попадая в глубинные условия, где господствуют высокие температуры и давление, становится неравновесной системой. Путем химических превращений образуются новые минеральные формы, устойчивые в данной обстановке. Суть этого процесса заключается в местном селективном растворении и собирательной кристаллизации. При этом усиливается контрастность рудных залежей среди слаборудных или безрудных пластов. Происходит укрупнение рудных минералов, метасоматоз. Например, вдоль трещин по пириту могут развиваться более мягкие минералы – галенит, халькопирит. Появляются плойчатые, катакластические текстуры.

Среди метаморфизованных месторождений В.И. Смирнов выделяет регионально метаморфизованные и контактово метаморфизованные образования.

Регионально метаморфизованные месторождения (железорудные: Кривой Рог, КМА и др.). Широко распространены в древних докембрийских толщах. Они, как правило, связаны с метаморфизмом фации зеленых сланцев.

Железорудные объекты представлены рудами, в которых наблюдается чередование тонких прослоев магнетита и гематита с кремнистыми прослоями – так называемые железистые кварциты (рис. 69). Магнетитовые, гематитовые, мартитовые руды этих месторождений образуются в процессе нескольких стадий метаморфизма. Это магнезиально-железистый, натровый, углекислый метаморфизм.

Рис. 69 . Месторождения

железистых кварцитов в

складчатых структурах

а - синклинальные; б - антиклинальные.

1,2 - железистые кварциты: 1 - гематит-магнетитовые, магнетитовые, карбонатно-магнетитовые, 2 - мартитовые; 3 - сланцевые горизонты.

Это наиболее типичная и многочисленная группа метаморфизованных месторождений. Оруденение развивается в зонах смятия в пределах крупных синклинальных складок, осложненных мелкой складчатостью, например, рудоносная Саксаганская синклиналь Кривого Рога. Характерными формами наиболее богатых рудных тел здесь являются не только пласты и линзы, но и рудные ленты, столбообразные тела. Они приурочены к флексурным изгибам складок, их шарнирам, а также к соскладчатым разломам.

Марганцевые месторождения Индии и других стран образуются за счет осадочных опал-карбонатных руд. По ним при метаморфизме возникают силикатно-карбонатные руды, представленные родонитом.

Среди регионально метаморфизованных месторождений золота нами выделены так называемые осадочно-метаморфизованные и флюидно-метаморфизованные [1]. К осадочно-метаморфизованным месторождениям относятся, например, крупнейшие в мире золото-ураноносные конгломераты района Витватерсранд в Африке (см. рис. 63). Их образование происходило в несколько этапов: 1-образование обширных дельтовых россыпей в прибрежной равнине с накоплением металлов в кварцевых конгломератах; 2-метаморфизм, концентрация металлов в рудных пластах (банкетах).

Процесс образования флюидно-метаморфизованных месторождений золота, например, месторождения Сухой Лог в Бодайбинском районе Иркутской области (рис. 70) включает этапы: 1-накопление золота в осадочных толщах впадин; 2-концентрация металла в процессе динамометаморфизма в осевых частях складок, нарушенных зонами рассланцевания; 3-образование рудных тел под воздействием гидротермальных процессов. Таким образом, эти месторождения имеет черты полихронных и полигенных образований.

Рис. 70.  Месторождение Сухой Лог.

Геологический разрез.  По В.А. Лисию и В.Л. Буряку.

1 – известняки, известковистые песчаники и серицит-карбонатные сланцы; 2 – слабоуглистые, филлитовые сланцы и алевролиты; 3 – углистые, филлитовые сланцы с прослоями алевролитов; 4 – золотоносные кварцевые жилы; 5 – слабая золото-сульфидная минерализация; 6 – повышенная золото-сульфидная минерализация; 7 – подземные горные  выработки; 8 – буровые скважины.

Контактово-метаморфизованные месторождения. Образуются при воздействии внедрившихся магматических тел на залежи пород или руд, содержащих полезное ископаемое низкого качества. Таким способом формируются, например, месторождения графита, корунда, железа. Курейское месторождение графита в Красноярском крае (рис. 71) образовалось по пласту угля на контакте с диабазами.

Рис. 71 . Схематический геологический разрез

Курейского месторождения графита

1-- песчаники верхнего карбона; 2 — сланцы и кварциты; 3 — графитовые сланцы; 4 — графит, образовавшийся по пласту угля; 5 — карбонатные породы;    6 — диабазовые траппы

14. Метаморфические месторождения

 Метаморфическими называются месторождения, которые образовались вновь в процессе метаморфизма за счет вмещающих горных пород. Процесс происходит без существенного привноса вещества из-за пределов вмещающих толщ.

Важное промышленное значение имеют месторождения глиноземистого сырья (кианитовые, силлиманитовые, андалузит-дистеновые руды алюминия), асбеста, наждака, граната, рутила (титан), кварцитов, яшм.

Особенности рассматриваемых месторождений определяются тем, что их образование происходит в участках пластических деформаций и интенсивной складчатости. Рудные залежи среди метаморфически пород приурочены к складчато-трещинным структурам. Границы их совпадают с  зонами смятия, отдельными складками.

Главными признаками метаморфических месторождений являются: 1-единство минерального и химического состава вмещающих пород и руд при повышенном количестве полезных компонентов в последних; 2-приуроченность рудных тел к зонам послойного перемещения, тонкой трещиноватости и кливажа; 3-постепенные переходы между рудными телами и вмещающими породами; 4-широкое развитие структур перекристаллизации и частичного замещения (метасоматоз).

Характерны текстуры гнейсовая, сланцевая, плойчатая, полосчатая, очковая, структуры порфиробластовая, чешуйчатая, роговиковая, листоватая, волокнистая. Эти особенности обусловлены высокими температурами, давлением и диффузионно-метасоматическими процессами рудообразования.

Физико-химические условия образования метаморфических месторождений. Определяются фациями метаморфизма -  каждая фация характеризуется свойственной ей рудной минерализацией (см. табл. 10). Температурный режим обеспечивается разогревом пород за счет трения в тектонических зонах, геотермического градиента на больших глубинах, радиоактивного распада. Высокое давление создается литостатическим давлением и тектоническими движениями. Важную роль могут играть рудоносные флюиды, циркулирующие в глубинных зонах земной коры. Этот факт подтверждается наличием термальных хлоридно-натровых рассолов с повышенными концентрациями лития, никеля, кобальта, меди, цинка, олова, что было обнаружено на глубине 10 км в Кольской сверхглубокой скважине.

Минеральный состав метаморфических месторождений разнообразен и определяется химическим составом вмещающих пород. Для образования месторождений необходимо первичное накопление полезных компонентов (в рассеянном виде) в исходных породах при седиментации или магматизме.

Месторождения алюминиевого сырья формировались за счет осадков, богатых глиноземом и органическим веществом. В породах амфиболитовой фации метаморфизма встречаются три модификации Al2SiO5 – андалузит, кианит, силлиманит.  Такие месторождения известны в Карелии (рис. 72),  на Кольском

Рис. 72 . Схема геологического строения центральной части зоны

кианитовых сланцев свиты Кейн. По И. Белькову

1 — метабазиты; 2 — двуслюдяные ставролит- и гранатсодержащие, слюдяно-гранатовые, мусковит-кварцевые и другие сланцы пачки Д;                     3 — порфиробластическне плагиоклаз-ставролитовые и плагиоклаз-ставролит-кианитовые сланцы пачки Г; 4 — мусковитовые кварциты пачки В;                  5— кианитовые и ставролит-кианитовые сланцы пачки Б; 6 — хлоритовые, слюдяно-гранатовые и ставролит-гранатовые сланцы пачки А; 7 —  биотитовые, гранат биотитовые, отчасти амфиболовые гнейсы

полуострове, в Якутии, ряде районов Индии. Они залегают в глубокометаморфизованных докембрийских породах – гнейсах, сланцах, амфиболитах. Толщи имеют протяженность до 200км при ширине до 10-14км.

Месторождения титана формировались в процессе метаморфизма эклогитовой фации. Исходными породами были габброиды. Титан обособлялся от силикатов в виде минералов рутила и ильменита, локализующихся в амфиболитах. Такие месторождения известны на Урале. Метаморфические месторождения  мраморов образуются за счет известняков, кварциты – по песчаникам, графит – по глинистым сланцам, обогащенным органикой, тальк – по доломитам, наждаки – по бокситам и бокситоносным глинам.

Главные рудные формации метаморфизованных и метаморфических месторождений: 1-железистых кварцитов (Курская магнитная аномалия, Кривой Рог); 2-золото-ураноносных конгломератов (Витватерсранд в ЮАР); 3-золото-черносланцевая (Сухой Лог в Вост. Сибири, Карлин в США); 4-графитовых гнейсов и графита (Курейское в Вост. Сибири); 5-высокоглиноземистого сырья (в Карелии); 6-наждака (в Кузнецком Алатау); 6-горного хрусталя (на Урале, Алданском щите).

 

Библиографический список

1. Авдонин В.В. Месторождения металлических полезных ископаемых /В.В. Авдонин, В.Е. Бойцов, Ж.В. Семинский, В.М. Григорьев // Учебник. – М.: Академический проект, 2005. -  720 с.

2. Вахромеев С.А.. Месторождения полезных ископаемых, их классификация и условия образования. Учебник. Изд.2 - М.: Недра, 1979. - 288 с.

3. Котляр В.Н. Основы теории рудообразования. – М: Недра, 1970. – 464 с.

4. Семинский Ж.В. Структурные типы и условия формирования рудных полей и месторождений. – Иркутск: ИрГТУ, 2007. – 228с.

5. Семинский Ж.В. Геология полезных ископаемых / Ж.В. Семинский,  С.П. Летунов, Е.Д.  Иншин.// Учебное пособие.– Иркутск.: ИрГТУ, 2001.- 121с.

6.  Синяков В.И. Общие рудогенетические модели эндогенных месторождений. - Новосибирск: Наука, 1986. – 242с.

7. В.И. Смирнов. Геология полезных ископаемых. 4 изд. - М.: Недра, 1982. - 669 с.

8. Старостин В.И., Игнатов П.А. Геология полезных ископаемых. Учебник. – М.: Академический проект, 2004. -  512 с.


 

А также другие работы, которые могут Вас заинтересовать

36859. РАБОТА СО СВОДНЫМИ ТАБЛИЦАМИ В MS EXCEL 88.5 KB
  РАБОТА СО СВОДНЫМИ ТАБЛИЦАМИ В MS EXCEL Цель работы: рассмотреть возможности обработки больших массивов данных средствами MS Excel научиться создавать сводные таблицы и управлять данными. Установите курсор в диапазоне ячеек содержащих значения заголовки строк и столбцов В любую заполненную данными ячейку таблицы Чтобы создать сводную таблицу на вкладке Вставка в группе Таблицы выберите раздел Сводная таблица а затем пункт Сводная таблица. На экран будет выведено диалоговое окно Создание сводной таблицы. На отдельном листе будет...
36860. Функция plot2d 690.5 KB
  Функция plot2d plot2d[logflg]xy’[key1=vlue1key2=vlue2. Следует отметить что вовсе не обязательно использовать полную форму записи функции plot2d со всеми ее параметрами. В простейшем случае к ней можно обратиться кратко как и к функции plot. Создавать массив Y необязательно следует лишь в качестве аргумента функции plot2d указать математическое выражение функции.
36861. Форматирование графиков функций 724 KB
  Visibility отображение графика переключатель принимающий значения on и off. Figure nme имя графика это последовательность символов которые выводятся в строке заголовка графического окна. По умолчанию графическому окну присваивается имя Scilb Grphic d где d это порядковый номер графика Figure id.
36862. Word: Работа с таблицами 80 KB
  Выполните подготовительные действия для работы с таблицами: – выполните команду меню Таблица и в меню этой команды установите команду Отображать сетку если в этой строке установлена команда Скрыть сетку то выделите эту строку и нажмите на левую кнопку мыши после чего там появится команда Отображать сетку; – выведите на экран панель инструментов Таблицы и границы что проще всего сделать нажатием на кнопку Панель границ на Стандартной панели инструментов но можно также или использовать контекстное меню в области панелей...
36863. Работа со сводными таблицами. Создание сводных таблиц 681.5 KB
  Сохраните документ в своей папке под именем Сводные таблицы. Установите курсор в диапазоне ячеек содержащих значения заголовки строк и столбцов В любую заполненную данными ячейку таблицы Выберите команду Данные Сводная таблица. Во втором диалоговом окне проверьте правильно ли выделен диапазон данных для создания сводной таблицы или задайте диапазон данных если диапазон не был выбран Рис. Третье диалоговое окно предлагает выбрать лист для размещения сводной таблицы оставьте принятую по молчанию установку Новый лист Рис.
36864. Исследование недвоичных счетчиков 72.5 KB
  При построении счетчиков с дешифратором состояния наиболее целесообразно использовать счетчики интегрального состояния например 74191 см. Счетчик с дешифратором состояния. D; счетный вход ─ CLK; вход направления счета ─ U – суммирование активен высоким уровнем ─ D вычитание активен низким уровнем; вход управления предварительной установкой ─ LOD; выход переноса ─ RCO выход дешифратора состояния активен низким уровнем при достижении последнего состояния счетчика. При выполнении этой части работы необходимо снимать временные диаграммы...
36865. Построение трехмерных графиков в Scilab 676.5 KB
  Функции plot3d и plot3d1 В Scilb поверхность можно построить с помощью функций plot3d или plot3d1. Их отличие состоит в том что plot3d строит поверхность и заливает ее одним цветом а plot3d1 поверхность каждая ячейка которой имеет цвет зависящий от значения функции в каждом соответствующем узле сетки. Обращение к функциям следующее: plot3dxyz[thetlphlegflgebox][keyn=vluen] plot3d1xyz[thetlphlegflgebox][keyn=vluen] здесь x векторстолбец значений абсцисс; y векторстолбец значений ординат; z матрица значений...
36866. ПОДГОТОВКА ДОКУМЕНТА MS EXCEL К ПЕЧАТИ 64.5 KB
  ПОДГОТОВКА ДОКУМЕНТА MS EXCEL К ПЕЧАТИ Цель работы: рассмотреть этапы подготовки документов MS Excel к печати. Вопросы компетенции навыки для освоения: Изучить элементы интерфейса MS Excel служащие для подготовки документа к печати. Освоить технологии и рассмотреть этапы подготовки документов MS Excel к печати. Подготовить к печати документ большого объема.
36867. Построение поверхностей заданных параметрически с помощью функций param3d и param3d1 752 KB
  Затем обратимся к функции prm3d передав ей математические выражения функций y y1 и y2 а также углы в градусах под которыми наблюдатель будет видеть формируемый график 45 и 35 Листинг 6. Построение линии заданной параметрически с помощью функции prm3d t=[0:0. Построение линии заданной параметрически с помощью функции prm3d t=50pi:0. Для построения графиков линий в одной системе координат обратимся к функции prm3d1.