2014-02-18
1539
Тест 1
| Полезные ископаемые это | 1. Минералы горных пород, извлеченные из карьеров 2. Экологически безопасные продукты, извлекаемые из Земли 3. Минеральные массы, извлеченные из недр Земли и необходимые для нужд человека 4. Полезная продукция горногеологических предприятий |
Тест 2
| Упорядочить объекты полезных ископаемых по возрастанию площади распространения | Рудный район |
| Металлогеническая провинция | |
| Рудное тело | |
| Месторождение |
Тест 3
| Ювенильный источник рудного вещества | 1. Магма 2. Кора выветривания 3. Породы литосферы 4. Океан |
Тест 4
| Соответствие генетических серий и генетических групп полезных ископаемых | |
| Гидротермальная группа Магматическая группа Россыпная группа Осадочная группа Метаморфизованная группа Скарновая группа | 1. Эндогенная серия 2. Экзогенная серия |
МОДУЛЬ 2. ЭНДОГЕННАЯ СЕРИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Комплексная цель модуля: изучение генетических моделей эндогенных месторождений, прямо или косвенно связанных с глубинными магматическими очагами – собственно магматических, карбонатитовых, пегматитовых, альбититовых, грейзеновых, скарновых, гидротермальных, колчеданных.
|
|
|
Лекции 4, 5 (4 часа). Магматические месторождения
Общая характеристика, способы дифференциации магмы при образовании магматических месторождений. Модели формирования ликвационных и раннемагматических месторождений. Особенности образования раннемагматических месторождений алмазов. Модели формирования позднемагматических месторождений.
Вопрос 1. Общая характеристика, способы дифференциации магмы. К магматическим месторождениям относятся месторождения, полезные ископаемые которых образуются из магмы. Из нерудных полезных ископаемых – это могут быть магматические горные породы (граниты, габбро и др.), которые при определенных требованиях используются как строительный, облицовочный материал. Кроме того, это могут быть полезные нерудные минералы – прежде всего алмазы, апатит. Из рудных полезных ископаемых магматического генезиса важное значение имеют руды хрома, железа, меди и никеля, платины. Полезные минералы магматического происхождения, как рудные, так и нерудные, образуются в процессе дифференциации (т.е. разделения) магмы ультраосновного, основного или щелочного состава при высокой температуре (1500-700°С), высоком давлении и на значительных глубинах (3-5 км и более). Основным источником рудообразующих элементов является, вероятно, вещество верхней мантии. Об этом свидетельствует постоянная пространственная приуроченность как месторождений, так и вмещающих их пород к глубинным разломам.
|
|
|
В ходе становления интрузивных массивов происходила дифференциация вещества двух типов: ликвационная и кристаллизационная.
Дифференциация за счет ликвации магмы. Рудносиликатная магма при охлаждении разделяется на две несмешивающиеся жидкости – силикатную и рудную, кристаллизация которых происходит раздельно и приводит к образованию ликвационных месторождений.
Кристаллизационная дифференциация. В первичной магме не происходит ликвации. Магма остывает, и из неё последовательно кристаллизуются минералы: сначала наиболее высокотемпературные, а затем имеющие более низкие температуры кристаллизации. Если полезные элементы при затвердевании магмы входят в состав минералов ранних стадий кристаллизации, формируются раннемагматические месторождения. Если минералы, содержащие полезные элементы, кристаллизуются после затвердевания породообразующих силикатов, образуются позднемагматические месторождения. Такой путь обычно характерен для магм, обогащенных летучими компонентами.
Это упрощенное представление о способе образования магматических месторождений. В природе обычно одновременно реализуются все три пути магматической дифференциации вещества. Сложность связана еще и с тем, что поступление магмы может осуществлять несколькими порциями, различающимися по составу. То есть дифференциация магмы может происходить как непосредственно на месте становления интрузии, так и на более глубинных уровнях – ещё в магматических очагах. Однако, по преобладающему типу сформировавшихся руд, можно условно магматические месторождения разделить на ликвационные, ранне- и позднемагматические.
Вопрос 2. Модели образования месторождений: ликвационных и раннемагматических. Ликвационные месторождения наиболее характерны для сульфидных медно-никелевых месторождений, примером которых являются месторождения Норильской группы (Талнах, Октябрьское, Норильск 1), на Кольском полуострове (Печенга), в Канаде (Садбери) и др. Месторождения связаны с дифференцированными базит-гипербазитовыми массивами, обогащенными магнием. Главными геохимическими факторами ликвации магмы являются: концентрация серы, общий состав магмы, особенно содержание в ней железа, магния и кремния; содержание меди, никеля и других халькофильных элементов в силикатной фазе. На ранней стадии магматического этапа происходит ликвация - отделение сульфидной жидкости, которая принимает форму мелких капель, рассеянных в силикатном расплаве. Капли сливаются в полосы, гнезда, часть которых за счет высокой плотности под действием гравитации погружается в придонные части магматической камеры. Так возникают висячие, донные и пластообразные залежи. На средней стадии при температурах 1100-1200°С (и более) кристаллизуются породообразующие силикаты, а сульфиды остаются жидкими. Основная часть сульфидного расплава кристаллизуется позже силикатного (на поздней стадии магматического этапа) при температурах 600-800°С. Ликвационные месторождения редки. Они формировались лишь в пределах тектонически активизированных древних платформ, где пространственно и генетически связаны с дифференцированными интрузивными массивами габбродолеритов, норитов, пироксенитов и перидотитов.
Рудоносные массивы представлены лополитами, пластовыми и сложными залежами, а их размещение контролируется глубинными разломами и синклинальными структурами осадочного чехла платформ. Интрузивы, несущие оруденение расслоены. Более основные разности (пироксениты, перидотиты) слагают нижние части массивов, менее основные (габбро, долериты) – верхние.
Характерной особенностью всех медно-никелевых месторождений является простой состав руд. К главным минералам принадлежат пирротин, пентландит и халькопирит, реже магнетит. Второстепенные и редкие весьма разнообразны – это минералы золота, серебра и металлов платиновой группы, меди (борнит, халькозин), никеля и кобальта (миллерит, никелин) и др. Руды имеют массивную, брекчиевую и вкрапленную текстуры, средне-крупнозернистые структуры.
|
|
|
Раннемагматические месторождения формируются в результате более ранней или одновременной с силикатами кристаллизации рудных минералов, т.е. благодаря обособлению твердой фазы в магматическом расплаве. первичная кристаллизация типична для некоторых рудных минералов, к числу которых относятся хромит, металлы платиновой группы, алмаз, редкометальные (циркон) и редкоземельные (монацит) минералы. Выкристаллизовавшиеся рудные минералы благодаря высокой плотности опускаются в жидком силикатном расплаве на дно магматической камеры. Здесь они перемещаются под действием гравитации и конвекционных токов, образуя обогащенные участки (кумуляты). Эти участки по составу близки к вмещающей породе, отличаются только повышенным содержанием рудных компонентов. Для раннемагматических месторождений, образующихся в ранний период кристаллизации магмы, характерны следующие особенности:
1) постепенные контакты между рудой и вмещающими породами (поэтому их оконтуривание проводится по данным опробования);
2) преимущественно неправильная форма рудных тел – гнезда, линзы, сложные плитообразные залежи, трубообразные тела;
3) преимущественно вкрапленные текстуры и кристаллическизернистые структуры руд.
К этому классу принадлежат зоны вкрапленности и шлирообразные скопления хромитов в перидотитовых и дунитовых расслоенных интрузиях (Бушвельд и Великая Дайка в Южной Африке), рудный прослой (кумулят) минералов платины в Критической зоне расслоенного Бушвельдского массива (месторождение платины Риф Меренского). Раннемагматическими являются также титаномагнетитовые руды в габброидах и графитовые месторождения в щелочных породах (Ботогольское в Восточном Саяне, месторождения Канады, Испании, Австралии). Однако главным представителем промышленных раннемагматических месторождений следует считать коренные месторождения алмазов.
|
|
|
Вопрос 3. Особенности образования раннемагматических месторождений алмазов (Модели образования месторождений алмазов кимберлитового и лампроитового типов).
Наибольшее практическое значение среди раннемагматических месторождений имеют месторождения алмазов. Они связаны с ультраосновными или основными магматическими телами – кимберлитами или лампроитами, приурочены к разломам тектонически активизированных древних платформ. Выделяют несколько главных эпох таких активизаций:
· протерозойская (Африканская и Индийская платформы),
· раннепалеозойская (Русская),
· позднепалеозойская и раннемезозойская (Сибирская, Африканская, Австралийская).
Часто процессы активизации на одной и той же платформе протекают в несколько этапов. Например, на Сибирской платформе это девонский, триасовый, юрско-меловой этапы.
Алмазоносные кимберлитовые магматические тела сложены ультраосновной порфировой породой. Кимберлиты очень редко встречаются на нашей планете. Внешне эта порода очень невзрачна и напоминает бетон, в котором сцементированы обломки разнообразных пород. Названы они по названию города Кимберли на юге Африки. Он возник на месте богатейшего россыпного месторождения алмазов недалеко от реки Оранжевой и был назван по фамилии британского министра колоний того времени. Кимберлиты образуются из магм самого глубинного происхождения, которые зарождаются на глубинах 100-200 км. Кимберлитовые магмы являются результатом частичной выплавки мантийного вещества, и обогащены летучими компонентами (СО2, Н2О, N2).
Алмазоносные кимберлиты выполняют крутопадающие трубообразные тела, приуроченные к глубинным расколам, по которым мантийная магма поднимается в верхние части земной коры. Кимберлитовые трубки в сечении составляют от нескольких метров до нескольких сотен и даже тысяч метров. Они прослежены на глубины свыше 1 км. При этом их поперечные сечения резко сокращаются. Например, трубка Мира в Якутии на глубине 600 м уменьшается в 5 раз. Часто трубки на глубине переходят в дайки.
Кимберлит в трубках цементирует эруптивные брекчии (в обломках которых глубинные породы фундамента или мантии). Среди обломков (или ксенолитов) присутствуют родственные породы – оливиновые ультраосновные породы, перидотиты, эклогитовые сланцы, а также чуждые породы – это обломки осадочных, метаморфических, комагматических комплексов, которые захватываются по пути следования магмы. Образование брекчий связывается с неоднократным взрывообразным прорывом расплава и газов по узким магмоподводящим каналам. Поэтому подобные тела иначе называют кимберлитовыми трубками взрыва.
К магматическим минералам кимберлитов относят алмаз, оливин, пироп, хромит, диопсид, ильменит, магнетит, флогопит, апатит, графит. К наиболее алмазоносным относятся кимберлиты с низким содержанием окислов титана, калия, уменьшением концентраций глинозема, но повышенной хромистостью пиропа и диопсида.
На нашей планете известно более 4000 кимберлитовых трубок, но алмазоносными являются не более 1-2%.
Есть множество гипотез образования алмазов в кимберлитовых трубках. Одна из наиболее принятой – раннемагматическое образование алмазов еще в верхней мантии при температурах 1400 -1900°С при очень высоких давлениях (5-9 ГПа) при устойчивом подтоке к местам кристаллизации алмазов углерода и его соединений. Затем такая магма, с некоторым количеством выделившихся из неё кристаллов, поднималась вдоль разломов в период тектонической активизации платформ. При этом образовывались кимберлитовые дайки. Когда давление газов в кимберлитовой магме превосходило внешнее давление – происходил газовый прорыв, сопровождавшийся дроблением горных пород. Таким образом, полости заполнялись обломками и несущей их магмой. На сибирских месторождениях такой прорыв мог начинаться с глубины в 1км и даже 3-4 км.
Другие гипотезы отличаются местом кристаллизации алмазов и источником в магме углерода. Так, алмазы, или их часть могли кристаллизоваться при высоких давлениях непосредственно в самой трубке. Высокие давления возникали в момент прорыва газов. Углерод в кимберлитовой магме мог быть не мантийный, а попадать при ассимиляции кимберлитовой магмой углеродсодержащих пород. Есть точки зрения о происхождении алмазов в связи с пневматолитовыми и другими процессами. Но самой распространенной точкой зрения является гипотеза о раннемагматическом происхождении алмазов в кимберлитовых трубках.
Примером месторождений в России являются, прежде всего, месторождения Якутии, открытые в 50-х годах 20 века. А в последней четверти 20 века было сенсационное обнаружение новой Архангельской алмазоносной провинции. Сечение алмазоносных трубок здесь достигает 300х400м.
Еще большей сенсацией было открытие коренных месторождений алмазов в Австралии в 1979 г. Первое из этих месторождений Аргайл – кимберлитовая трубка, площадью – около 45 га и рядом россыпное месторождение, протягивающееся на 35 км. Это месторождение находится в 100 км от бывшего поселка, теперь города, Кимберли на плато Кимберли. Самое интересное, что в силу исторической случайности или пророчества они были названы задолго до открытия коренных алмазов. Несмотря на редкие находки алмазов в россыпях, этот регион относился к неперспективным, так как в отличие от известных типов алмазоносных провинций, он приурочен не к древним платформам, а к складчатой области. Здесь не были найдены типичные для алмазов кимберлитовые трубки взрыва.
Новый, неизвестный до этого тип алмазов был названлампроитовым типом. Лампроит – это богатая магнием основная или ультраосновная лампрофировая порода, но в отличие от кимберлита обогащенная также калием. Лампроиты относят к особой группе меланократовых пород – лампрофирам (гипабиссальным интрузивным или субвулканическим породы, которые никогда не образуют обособленных крупных масс – это малые интрузии, некки, трубки взрыва – пространственно всегда связаны с трещинной тектоникой).
Лампроитовые тела, по сравнению с кимберлитовыми трубками, имеют большие размеры. Их формы – трубки в виде бокала шампанского, штоки, силлы и дайки. По сравнению с кимберлитами они бедны глубинными ксенолитами. Лампроитовые расплавы зародились на меньших глубинах по сравнению с кимберлитовыми магмами. Лампроитовые магмы возникали также в результате частичного плавления верхней мантии ультраосновного состава, но несколько отличного от кимберлитовых магм. Для лампроитовых магм характерны низкие концентрации Al, Fe, Ca,, Na, В отличие от кимберлитов в лампроитах редки гранаты и ильменит, преобладают хромшпинелиды, а в основной массе имеется амфибол. Лампроиты отличаются повышенным содержанием Rb,Sr, Ba, Ti, Zr, Pb, Th, U, легких редкоземельных элементов. Многие из этих элементов, включая калий, относят к коровым.
Есть точки зрения, что лампроитовые магмы зарождались в глубинных промежуточных магматических очагах, где мантийные ультраосновные магмы насыщались коровыми элементами. Но механизм формирования алмазов в лампроитах сходен с кимберлитовыми телами. То есть это также раннемагматический минерал.
При поверхностном разрушении алмазоносных трубок образуются россыпи алмазов.
Вопрос 4. Позднемагматические месторождения. Месторождения формируются из остаточного рудного расплава, в котором концентрируется основная масса ценных компонентов. В месторождениях данного типа масса первыми кристаллизуются породообразующие силикатные минералы. Остаточный расплав под влиянием тектонических движений, внутренних напряжений и летучих компонентов заполняет в почти затвердевшей интрузии ослабленные зоны (трещины), различные пустоты и промежутки между зернами силикатных минералов. При этом развивается сидеронитовая структура, когда рудный минерал как бы цементирует зерна силикатов.
Позднемагматическим месторождениям присущи следующие черты:
1) преимущественно эпигенетический характер рудных тел, имеющих форму секущих жил, линз, труб;
2) сидеронитовые структуры, преобладание массивных руд над вкрапленными;
3) крупные размеры рудных тел, значительные масштабы месторождений достаточно богатых руд.
К позднемагматическим относятся следующие типы месторождений:
1) хромитовые в серпентинизированных дунитах и перидотитах на Урале (Кемпирсайское);
2) титаномагнетитовые в массивах габбро-перидотит-дунитового состава – на Урале (Качканарское), в Карелии (Пудожгорское), в Норвегии Телнесс), Швеции (Таберг);
3) платиновые в дунитах, перидотитах и пироксенитах – на Урале (Нижне-Тагильское), на Алдане (Кондёрское);
4) апатит-нефелиновые в щелочных породах – на Кольском полуострове (Хибины), в Восточной Сибири (Горячегорское, Кия-Шалтырское).
Промышленное значение особенно высоко для хромита, титаномагнетита и апатита, почти вся мировая добыча которых обеспечивается за счет месторождений позднемагматического генезиса.
Месторождения хромитов приурочены к массивам ультраосновных пород, в той или иной степени дифференцированных по составу и серпентинизированных. Массивы имеют форму лакколитов. Обычно их основание сложено серпентинизированными дунитами, в которых и располагаются рудные тела, представленные жилами, линзами, трубами, гнездами и полосами массивных и вкрапленных руд. Текстуры руд полосчатые, пятнистые, нодулярные, брекчиевые и вкрапленные. Структуры мелко- и среднезернистые. Руды сложены хромшпинелидами, магнетитом, тальком, карбонатами, иногда оливином и пироксеном.
Месторождения титаномагнетитов чаще всего генетически связаны с габбро-пироксенит-дунитовыми массивами. Рудные тела, размещение которых контролируется элементами протомагматической тектоники и более поздними разрывными нарушениями, имеют форму жил, линз, гнезд, шлиров. Текстуры руд массивные, полосчатые, пятнистые. Наиболее типична сидеронитовая структура. Основные минералы руд – титаномагнетит, ильменит, рутил. Нерудные минералы представлены пироксеном, амфиболом, основными плагиоклазами, хлоритом, реже биотитом, гранатом.
Апатит-нефелиновые месторождения генетически связаны с массивами щелочных пород. Уникальными среди них считаются месторождения Хибинского щелочного массива на Кольском полуострове. Массив имеет форму лополита конического строения, залегает среди гнейсов и кристаллических сланцев. Он сформировался в результате последовательного внедрения хибинитов, нефелиновых сиенитов и пород ийолит-уртитового ряда. С последними генетически и пространственно связаны наиболее крупные залежи апатитовых руд, создающие в плане кольцо крупных линз. Руды состоят из апатита, нефелина, магнетита, ильменита, сфена, пироксена, лопарита. Они являются комплексными, содержащими промышленные концентрации фосфора, алюминия, титана и редких элементов.
Литература: [1], с. 59-81; [2] с. 51-66; [3], с. 83-95; [9], с. 345 - 402, [10]
Проектные задания студентам по самостоятельной работе по темам 4,5.
Собрать литературные сведения по формированию ликвационных месторождений.
Вопросы для самоконтроля знаний:
1. Что такое ликвация?
2. С какими формациями магматических пород связаны ликвационные месторождения?
3. Какие формы и внутреннее строение имеют интрузивные тела с ликвационными медно-никелевыми месторождениями?
4. При каких геологических и физико-химических условиях образуются ликвационные медно-никелевые руды?
Изучить особенности формирования расслоенных магматических массивов и связанных с ними раннемагматических полезных ископаемых
Вопросы для самоконтроля знаний:
1. Какие магматические породы слагают рудоносные расслоенные массивы?;
2. Какова форма и внутренняя структура расслоенных массивов?;
3. Что такое кумуляты и как они формируются?
4. Привести примеры рудных кумулятов в расслоенных магматических массивах.
Подобрать материалы (интернет, публикации) по особенности формирования магматических месторождений алмазов. Назвать характерные особенности условий залегания, строения и состава позднемагматических месторождений.
Вопросы для самоконтроля знаний:
1. С какими магматическими образованиями связаны месторождения алмазов?
2. Что такое кимберлиты – состав, строение кимберлитовых трубок
3. На какой глубине рождаются кимберлитовые магмы?
4. При каких температурах и давлениях образуются алмазы?
5. Где происходит кристаллизация алмазов?
6. Чем отличаются лампроиты от кимберлитов?
7. Какие типы позднемагматических месторождений имеют промышленное значение?
Лекция 6 (2 часа). Карбонатитовые месторождения
Общая характеристика. Генетические гипотезы, этапы и стадии формирования рудоносных массивов. Форма карбонатитовых тел, зональность карбонатитовых массивов. Примеры месторождений (апатит-магнетитовых, флогопитовых, медных).
Вопрос 1. Общая характеристика (минеральные типы карбонатитов, связь с магматизмом, распространение, геологические структуры). Карбонатиты - это эндогенные скопления карбонатов (преимущественно кальцита, реже доломита, анкерита), которые пространственно и генетически связаны с массивами ультраосновных - щелочных пород.
Карбонатиты на 80-90% состоят из карбонатных минералов. В них также присутствует апатит, флогопит, титаномагнетит, магнетит и редкие минералы бадделит (ZrO2), пирохлор (сложный оксид редких и редкоземельных элементов), перовскит (титанат редких земель), монацит (фосфат редких земель), а также карбонаты редких земель (паризит, бастнезит).
Карбонатитовые месторождения сравнительно редки и содержат специфический комплекс полезных ископаемых, интерес к которым проявился относительно недавно. К настоящему времени обнаружено около 200 массивов карбонатитоносных ультраосновных – щелочных пород. Из них только 20 служат объектами для разработки. На территории России подобные массивы выявлены в Карелии, на Кольском полуострове, в Восточной Сибири, Приморье. За рубежом они известны в США, Канаде, Бразилии, ФРГ, Швеции, Норвегии, Финляндии, Гренландии, Австралии, Индии, Афганистане, ряде районов Африки. В плане штокообразные интрузивы ультраосновного – щелочного состава с карбонатитами занимают километры, десятки километров. Например, Кондерский массив (Алдан) в диаметре – 5,5 км. Ковдорский массив (Кольский полуостров) имеет площадь 40 км2. Возраст карбонатитов разнообразный: на Алдане - докембрийский, на Кольском полуострове – герцинский, в Бразилии, Канаде – киммерийский, в Африке – альпийский. Образование связано с тектономагматической активизацией древних континентов.
Карбонатитовые массивы относятся к многофазовым интрузиям центрального типа и характеризуются концентрически зональным строением. Среди карбонатитов встречаются «открытые» - когда ультраосновная магма достигает поверхности Земли и изливается, и «закрытые» - не доходившие в момент образования до поверхности. Вертикальный размах карбонатитов не менее 10 км. В СССР карбонатитовые тела вскрывались скважинами на глубинах порядка 0,5 км, при этом они не выклинивались.
Вопрос 2. Генетические гипотезы, этапы и стадии формирования рудоносных массивов. Ведущими являются магматическая и гидротермальная гипотезы.
Магматическая гипотеза предполагает, что карбонатиты образуются на позднемагматической стадии из карбонатного расплава, который является продуктом дифференциации щелочно-ультраосновной магмы. Подтверждением являются: экспериментальные исследования, извержения кальциево-углекислых лав на современных Африканских вулканах (Олдонио), высокие температуры гомогенизации флюидных включений в карбонатных минералах (800-600°С), ксенолиты обломков ультраосновных и щелочных пород, изотопы O, C, Mg, Sr, указывающие на мантийный источник, флюидальная текстура карбонатитов.
Согласно магматической гипотезе ультраосновные магмы формируются на глубинах более 100 км. При их обогащении Ca, Na, CO2 и остывании до температуры 900°С возможна ликвация с отделением карбонатного расплава. Это возможно по пути следования в промежуточных магматических камерах на глубинах не менее 30-40 км.
Гидротермальная гипотеза. На всех карбонатитовых месторождениях имеются признаки гидротермально-метасоматического происхождения карбонатов:
а) постепенные переходы от карбонатов к замещаемым породам, наличие типичных гидротермальных прожилков;
б) температуры образования карбонатных минералов бывают более низкими, чем в магматических образованиях (от 600 до 200°С);
в) зависимость состава темноцветных и акцессорных минералов от состава замещаемых силикатных пород.
Так, Л.Бородин полагает, что все карбонатиты метасоматические. И только ультраосновные породы в карбонатитовых массивах имеют интрузивную природу. Щелочные разности пород образуются за счет нефелинизации пироксенитов.
Комплексная гипотеза. Карбонатиты имеют комбинированное происхождение, их образование начинается на магматическом этапе и продолжается на гидротермальном. Каждый этап включает несколько стадий, связанных с последовательным внедрением порций магматических расплавов: ультраосновного, щелочного, карбонатного, а также различных по составу и температурам порций гидротермальных растворов. Внедрение расплавов и растворов осуществляется по цилиндрическим, коническим, радиальным трещинам в остывающем многофазовом интрузиве.
Вопрос 3. Форма карбонатитовых тел, зональность карбонатитовых массивов. Залежи карбонатитов образуют штоки, конические дайки, падающие к центру массива, кольцевые дайки, падающие в противоположную сторону, радиальные дайки. Трубообразные карбонатитоносные интрузии ультраосновного – щелочного состава в плане характеризуются концентрически зональным строением за счет многофазового внедрения магмы. Причем зональность может быть различна. Так, на Ковдорском массиве от периферии к центру наблюдаются дуниты-перидотиты, щелочные породы, ореолы метасоматических пород – фенитов, карбонатиты. На Кондерском массиве зональность обратная – в центре ультраосновные породы, на периферии щелочные породы и карбонатиты.
Вопрос 4. Примеры месторождений (апатит-магнетитовых, флогопитовых, медных). Карбонатиты имеют важное промышленное значение. С ними связаны основные ресурсы тантала, ниобия, редких земель, существенные запасы титана, железных руд, флюорита, флогопита, апатита и др.
Полезные ископаемые карбонатитового генезиса можно представить в виде обобщенной модели, где определенный тип полезного ископаемого соответствует разной глубине формирования в трубообразном магматическом теле. На глубине 3-6 км от поверхности формируются железо, ниобий, фосфор. В средней зоне (3-2,5 км) – ниобий, тантал, редкие земли, церий, селен, фосфор, железо, флогопит. В верхней зоне из постмагматических (посткарбонатитовых) растворов образуются флюорит, барит, стронцианит. И в приповерхностной зоне накапливаются торий, редкие земли.
Главными типами промышленных месторождений являются следующие:
1) апатит-магнетитовые карбонатиты на Кольском полуострове (Ковдорское), в Африке, Канаде, Бразилии; запасы железной руды достигают сотен миллионов тонн при содержании железа от 20 до 70%; запасы апатита сопоставимы по масштабам при содержании P2O5 10 – 15 %;
2) флогопитовые карбонатиты, образованные на контакте железо-магнезиальных пород со щелочными и представленные крупными зонами слюд, флогопитовыми жилами и прожилками, неравномерной вкрапленностью; качество слюды невысокое, содержание её от десятков и сотен килограммов в кубическом метре до сплошных слюдяных масс (Ковдорское месторождение); в коре выветривания по флогопитам на Ковдорском месторождении образовываются богатые залежи вермикулитовых руд;
3) карбонатиты с медными рудами - месторождение Палабора (ЮАР) с запасами меди 1,5 млн. т; массив ультраосновных - щелочных пород представлен трубообразным телом в диаметре 0,5-0,7 км; центральная часть – карбонатиты, периферическая – магнетит-апатитовые руды; в карбонатитах – вкрапленники борнита, халькопирита
Литература: [1], с. 82-90; [2] с. 66-77; [3], с. 103-108
Проектные задания студентам по самостоятельной работе по теме 6.
Проанализировать сильные и слабые стороны различных генетических гипотез формирования карбонатитовых месторождений. Дать характеристику строения и практической ценности карбонатитов.
Вопросы для самоконтроля знаний:
1. Из каких минералов состоят карбонатиты?
2. С какими комплексами магматических пород связаны карбонатиты?
3. В каких геологических обстановках образуются карбонатиты?
4. Какое строение имеют карбонатитовые массивы?
5. При каких температурах формируются карбонатиты?
6. В чем заключается магматическая гипотеза образования карбонатитов?
7. Какие данные свидетельствуют о гидротермально-метасоматическом происхождении карбонатитов?
8. Привести пример полезных ископаемых карбонатитового генезиса.
Лекция 7 (2 часа). Пегматитовые месторождения
Общая характеристика. Формы пегматитовых тел, возраст, глубины и физико-химические условия формирования. Генетические гипотезы образования пегматитов. Полезные ископаемые пегматитовых месторождений.
Вопрос 1. Общая характеристика пегматитов. Пегматитами называются своеобразные по минеральному составу, структурам и генезису минеральные образования, которые сложены агрегатами крупных кристаллов, относящихся к алюмосиликатам. Наиболее характерными полезными ископаемыми пегматитов являются Li, Be, Ta, Cs, Nb, Th, Sn, U, слюды керамическое сырье, пьезооптическое сырье, драгоценные камни.
По генезису выделяется две разновидности пегматитов: магматические и метаморфогенные.
Магматические пегматиты пространственно и генетически связаны с материнскими интрузиями и представляют собой позднемагматические тела, формирующиеся на завершающих стадиях глубинных массивов. Они занимают промежуточное положение между интрузивными породами и постмагматическими рудными жилами. Пегматиты располагаются внутри материнских интрузий или в непосредственной близости от них. Они характеризуются тождественностью состава с этими породами, но отличаются от них меньшими размерами, формой (жилы, гнезда), неравномерной крупно- и гигантозернистой структурой, большим количеством минералов, содержащих летучие компоненты, минерализаторы. Пегматиты могут встречаться в магматических породах любого состава. Но подавляющее количество месторождений приурочено к пегматитам в гранитоидных или щелочных магматических комплексах. Такие комплексы формируются в земной коре на глубинах более 3 км в коллизионных обстановках, в зонах тектоно-магматической активизации континентов.
Основными минералами гранитных пегматитов являются: кварц, калиевый полевой шпат, биотит, мусковит; могут присутствовать топаз, касситерит, берилл, флюорит, сподумен, турмалин, апатит, торий, редкие и радиоактивные элементы.
Пегматиты в щелочных формациях состоят из микроклина или ортоклаза, нефелина, эгирина, арфедсонита, эвдиалита, апатита, содержат цирконий, ниобий, тантал, серий, лантан, редкие земли.
Метаморфогенные пегматиты приурочены к метаморфическим комплексам пород и образуются за счет метаморфических преобразований пород. Они локализованы преимущественно в древних (докембрийских) гранитогнейсовых формациях. Их минеральный состав соответствуют определенной метаморфической фации. В обстановке дистен-силлиманитовой фации - мусковитовые пегматиты; андалузит-силлиманитовой – сложные редкометальные пегматиты (например, сподуменовые, т.е. литиевые).
Вопрос 2. Формы пегматитовых тел, возраст, глубины и термобарические условия формирования. По форме пегматитовые тела представлены жилами, реже линзами, гнездами, трубами. Например, на Мамском месторождении мусковита (в Забайкалье) пегматитовые жилы имеют протяженность до 200 м, мощность до 50 м. Встречаются в природе пегматитовые жилы и больших размеров (например, в Заире - до 5 км длиной и 400 м мощности). Плитообразные жильные тела литиевых (сподуменовых) пегматитов в Афганистане по падению прослежены на 600 м и до конца не вскрыты на глубину.
Геологический возраст пегматитов разнообразен – от архея до мезозоя. Но преобладают все же докембрийские пегматиты. Например, архейский возраст имеют пегматиты Анабарского щита, протерозойский – пегматиты Украинского кристаллического массива, Кольского полуострова. К юным эпохам количество полезных ископаемых в пегматитах уменьшается. Например, месторождения бериллия в докембрийских пегматитах составляют – 75 % от их общего количества, в палеозойских – 23 %, а в мезозойских – 2 %.
Физико-химические условия формирования Глубина формирования пегматитов – от 1,5-2 до 16-20 км. В приповерхностной зоне пегматиты не образуются. Температуры кристаллизации минералов пегматитов от 800-700°С (биотит, ранний кварц) до 50°С (халцедон). Процесс формирования магматогенных пегматитов начинается с отдаления остаточного магматического расплава, обогащенного летучими компонентами (H2O, CO2, F, Cl и др.). Нормальный гранит застывает при температурах ниже 1000°С до 800°С, а в присутствии минерализаторов эти температуры могут снижаться до 730-640°С.
Вопрос 3. Генетические гипотезы образования пегматитов. Несмотря на высокую промышленную ценность пегматитов, до сих пор остаются нерешенными многие генетические вопросы. Это объясняется множеством их типов, сложностью строения, неоднородности состава разных пегматитов, что свидетельствует о формировании пегматитов в широком диапазоне физико-химических и геологических условий. Геологические гипотезы расходятся по следующим пунктам: роль магматического расплава и метасоматоза, источник преобразующих растворов, степень замкнутости системы и растворимость летучих компонентов (прежде всего H2O) в расплаве. Можно выделить 4 основные гипотезы.
1. Гипотеза А.Е.Ферсмана, развитая затем К.А.Власовым, А.И.Гинзбургом. Пегматиты являются продуктами затвердевания специфического остаточного расплава, обособленного от магматического очага, высокоминерализованного летучими соединениями – H2O, F, Cl, B,CO2 и др. Полная эволюция этого расплава происходит в замкнутой системе. Вначале кристаллизуются типичные магматические минералы, которые затем подвергаются воздействию летучих минерализаторов, создающих пневматолито-гидротермальные растворы. Первичные минералы частично замещаются, возникают новые. А.Е.Фесман выделял 5 этапов образования пегматитов:
· магматический (900-800°С);
· эпимагматический (800-700°С)
· пневматолитовый (700-400°С)
· гидротермальный (400-50°С)
· гипергенный (менее 50°С).
2. Гипотеза А.Н.Заварицкого, В.Д.Никитина и др. отрицает значение остаточного магматического расплава и ведущую роль в становлении пегматитов отдает процессам собирательной перекристаллизации близких к гранитным пегматитам пород (гранитов, аплитов). Перекристаллизация осуществляется под воздействием горячих газово-водных растворов и приводит к формированию крупно- и гигантозернистых минеральных агрегатов. 1 этап – система закрытая. Горячие газово-водные растворы находятся в химическом равновесии с вмещающими гранитными породами, перекристаллизация происходит без изменений состава этих пород. На втором этапе растворы просачиваются через боковые породы, перестают быть химически равновесными, начинаются процессы растворения, замещения, образуются сложные метасоматические пегматиты.
3. Гипотеза Р.Джонса, Е.Камерона, Ф.Хесс и др., имеющая компромиссный характер. Пегматиты образуются комбинированным путем в два этапа. На первом магматическом этапе – закрытая система, из остаточного расплава кристаллизуются простые зональные пегматиты (фракционная кристаллизация). Затем система открытая, под воздействием газово-водных минерализованных глубинных растворов осуществляется метасоматическая переработка ранее отложенных минералов с выносом отдельных компонентов. Так возникают метасоматические части пегматитов, содержащие кварц, альбит, мусковит, минералы редких металлов.
4. Метаморфогенная гипотеза (Г.Рамберг, Ю.М.Соколов) и др.) объясняет условия формирования пегматитов в древних метаморфических комплексах. Пегматиты формируются на разных стадиях метаморфогенного преобразования преимущественно докембрийских пород и по особенностям состава соответствуют фации метаморфизма вмещающих пород. Согласно данной гипотезе пегматиты – продукты регрессивного метаморфизма.
Вопрос 4. Полезные ископаемые пегматитовых месторождений. Среди пегматитовых месторождений выделяется три генетических класса: простые, перекристаллизованные, метасоматически замещенные.
Простые пегматиты по минеральному и химическому составу соответствую исходным породам. Так, простые гранитные пегматиты содержат кварц, калиевый полевой шпат, кислые плагиоклазы, бесцветную слюду, турмалин, гранат. Они характеризуются письменной (графической) структурой, не обнаруживают признаков перекристаллизации и метасоматоза. К ним приурочены месторождения керамического сырья, используемого в фарфоровой, фаянсовой промышленности – в Карелии (Хетоламбино, Чкаловское), на Кольском полуострове, Украине (Бельчаковское, Глубочанское), в Восточной Сибири (Мамско-Чуйские).
Перекристаллизованные пегматиты – имеют крупнозернистые, гигантозернистые структуры (по А.Н.Заварицкому 1 этап). Раствор находится в равновесии с составом ранних пегматитообразующих соединений. Наиболее ценный минерал этих пегматитов – мусковит. Пример месторождений – Мамский район в Сибири, Карелия, Кольский полуостров. Площадь кристаллов мусковита иногда достигает нескольких квадратных метров.
Метасоматически замещенные – с полной зональностью и наличием крупных (до 200 м3) открытых полостей с друзами ценных минералов. Пегматиты этого типа не только перекристаллизованы, но и метасоматически преобразованы под воздействием горячих газово-водных растворов. Характерны месторождения, имеющие важное промышленное значение: лития, бериллия, цезия, рубидия (их называют редкометальными пегматитами). Кроме того их разрабатывают на руды олова, ниобия и тантала, вольфрама, урана, редких земель. Из нерудных полезных ископаемым к ним приурочены оптическое сырье, драгоценные камни. Пример – месторождение Кайстон (США), на котором встречен сподумен (LiAlSi2O6) длиной 16 м, в диаметре 1 м, массой 90 т. В Южной Африке на пегматитовом месторождении встречались кристаллы берилла (Be3 Al2Si6O18) массой 30 т. Месторождения корунда с его драгоценными разновидностями- сапфиром и рубином – Урал (Карабашское, Борзовское).
Литература: [1], с. 91-102; [2] с. 77-92; [3], с. 96-102
Проектные задания студентам по самостоятельной работе по теме 7.
Изучить генезис пегматитовых месторождений.
Вопросы для самоконтроля знаний:
1. Какие образования относят к пегматитам?
2. Как различаются пегматиты по составу?
3. С какими пегматитами связаны промышленные месторождения?
4. Гипотеза А.Ферсмана и её недостатки
5. Гипотеза Р.Джонса, Е.Камерона и её недостатки;
6. Гипотеза А. Заварицкого и критические замечания к ней;
7. Метаморфогенная гипотеза формирования пегматитов и её ограничения.
Лекция 8 (2 часа). Альбитит-грейзеновые месторождения
Общая характеристика альбититов и грейзенов, геологические и физико-химические условия формирования. Модели образования, геохимическая зональность. Полезные ископаемые альбититовых и грейзеновых месторождений (ниобий, тантал, уран, редкие земли, бериллий, литий, молибден, вольфрам, олово).
Вопрос 1. Общая характеристика альбититов и грейзенов, геологические и физико-химические условия формирования. Альбититы и грейзены пространственно и генетически связаны с кислыми интрузивами – гранитами, щелочными гранитами, реже со щелочными магматическими породами. Их образование обусловлено постмагматическим щелочным метасоматозом, который наиболее интенсивно проявляется в апикальных частях гранитных куполов и их апофиз, т.е. в гипабиссальных условиях.
Альбитит – это лейкократовая метасоматическая порода, основная масса которой состоит из мелкозернистого альбита, а на её фоне – порфировые выделения кварца, микроклина, иногда слюды, реже амфибола. К ним приурочены рудные минералы, содержащие редкие металлы, уран, цирконий, ниобий, гафний.
Грейзен состоит из легко расщепляющегося агрегата слюды (мусковита, биотита) и кварца с примесью турмалина, флюорита, топаза. Рудные минералы представлены бериллом, литиевой слюдой (циннвальдитом), касситеритом, молибденитом, вольфрамитом.
Формирование альбитит-грейзеновых месторождений происходило за счет воздействия восходящих горячих и химически агрессивных растворов на раскристаллизовавшуюся интрузивную породу. Постмагматические растворы являлись производными тех же кислых или щелочных магм, из которых формировались интрузивы. «Пропитывая» всю массу уже застывших интрузивов по пути следования вверх к кровле интрузива, растворы перегруппировывали породообразующие элементы.
Вначале развивался калиевый метасоматоз – ранняя микроклинизация, которая происходила обычно в ядерных частях массива при температурах 650-580°С в обстановке повышенных давлений. Затем происходила инверсия процесса и активизировался натриевый метасоматоз при температурах 550-400°С, что приводило к ранней альбитизации периферических зон массивов в условиях пониженного давления. Процесс происходил на фоне восходящей кислотности раствора. При этом калий выносился и сменялся натрием. Растворы оставались ещё надкритическими.
Максимальная кислотность растворов наступала в следующую стадию метасоматоза – стадию грейзенизации. Растворы, поднимаясь к кровле массивов и в их надапикальные части, переходили из «надкритических» в гидротермальные. Температуры при этом снижались от 450 до 200°С. В условиях повышенной активности фтора, бора из интрузивных пород выносились щелочи, алюминий, рудные элементы примеси. Так, в верхних частях интрузивов и над ними формировались грейзены.
При мощных метасоматических процессах перегруппировывались и рудные элементы. Особенностью гранитоидных и щелочных пород с альбитит-грейзеновыми месторождениями является то, что они сами (изначально) содержат повышенные количества некоторых рудных элементов, концентрация которых при метасоматозе приводила к формированию их промышленных скоплений. За счет рафинирования гранитоидов при метасоматозе одни металлические элементы примеси переоткладывались в альбититах, другие – в грейзенах.
Месторождения альбитового и грейзенового генезиса известны от докембрия до альпийского возраста. Примером молодых месторождений являются штоки кислых интрузивов с альбититами в районе г. Пятигорска. Докембрийские месторождения альбититов – на Украинском кристаллическом щите.
Форма рудных тел. Для альбититовых месторождений характерны штокообразные массы метасоматически преобразованных куполов и апофиз материнских изверженных пород. Их площадь достигает несколько квадратных километров, распространение на глубину – первые сотни метров (реже до 600 м). Для грейзеновых месторождений формы тел различны:
- штокообразные тела при массовом метасоматозе (эндогрейзен);
- штокверки (система мелких трещин, жил) для экзогрейзенов.
|
|
 |
Рисунок 1 – Модель строения альбитит-грейзенового
месторождения
Существенный вынос элементов происходит из нижней подрудной зоны. Так, по В.Барсукову, на подобных месторождениях при содержании олова в неизмененных гранитах около 26 г/т, в зоне выноса Sn - 4–5 г/т. Если в биотите содержание Sn – 200-300 г/т, то в замещающем его мусковите - 20-30 г/т.
Месторождения альбититов и грейзенов едины по условиям образования, однако в природе редко бывают вместе, как это показано на модели рисунка 1. Это связано с разной степенью проявления того или иного процесса и состава материнских интрузий. В нормальных гранитах чаще отмечаются грейзеновые месторождения, а в щелочных – альбититовые.
Вопрос 3. Полезные ископаемые альбититовых и грейзеновых месторождений. Альбититовые и грейзеновые месторождения, несмотря на генетические и пространственные связи, существенно отличаются друг от друга по металлогенической специализации. Типоморфными элементами альбититов являются ниобий, тантал и цирконий, а для грейзенов наиболее характерны вольфрам, олово, молибден и др.
Среди грейзеновых месторождений по преобладающей рудной минерализации можно выделить следующие основные типы: вольфрамит-топаз-кварцевый (Спокойненское в Забайкалье, Акчатау в Казахстане), касситерит-топаз кварцевый (Этыка в Забайкалье) и комплексный вольфрамит-молибденит-топаз-кварцевый. Примером комплексного грейзенового месторождения является месторождение Восточный Коунрад (Казахстан) с ниобием, танталом, цирконием, торием, оловом, вольфрамом, молибденом, бериллием, висмутом.
Литература: [1], с. 120-128; [2] с. 92-105
Проектные задания студентам по самостоятельной работе по теме 8.
Изучить особенности генезиса альбититовых и грейзеновых месторождений.
Вопросы для самоконтроля знаний:
1. Из каких минералов состоит альбитит?
2. Какими минералами представлен грейзен?
3. С какими магматическими породами связано формирование альбитов и грейзенов?
4. Как происходит геохимическая перегруппировка породообразующих элементов и типомофных металлов при формировании альбититов и грейзенов?
5. Какие металлы могут накапливаться в альбититах?
6. Что такое фениты?
7. Как формируются линейные альбититы?
8. Что такое эндо- и экзогрейзены и где они формируются?
9. Какую форму рудных тел имеют грейзеновые месторождения
10. Какие полезные ископаемые образуются в грейзенах?
Лекция 9 (2 часа). Скарновые месторождения
Общая характеристика, форма и состав скарновых тел, связь с магматическими формациями. Физико-химические условия образования. Генетические гипотезы (инфильтрационно-диффузионная гипотеза Д.С.Коржинского, стадийная гипотеза П.Пилипенко)). Полезные ископаемые скарнов (скарновые месторождения железа, вольфрама и молибдена, меди, цинка и свинца, бора).
Вопрос 1. Общая характеристика, связь с магматическими формациями, форма и состав скарновых тел. Скарн – это метасоматическая порода известково-силикатного состава, которая образуется в приконтактовой зоне карбонатных и силикатных пород. Скарны, которые содержат промышленные скопления полезных ископаемых, называются скарновыми или контактово-метасоматическими месторождениями. Различают эндоскарны, располагающиеся в пределах измененной части интрузивов, и экзоскарны, размещенные во вмещающих породах. Преобладают экзоскарны, локализующиеся непосредственно в зоне контакта интрузивов. Некоторые скарновые залежи по плоскостям напластования вмещающих пород удаляются от интрузивов на десятки и сотни метров, и даже первые километры.
Наиболее интенсивно скарнообразование идет на контактах с интрузиями среднего состава – гранодиоритами, кварцевыми диоритами, монцонитами. Благоприятными факторами являются пологие контакты интрузий, тектоническая нарушенность их эндо- и экзоконтактовых зон, карбонатный состав вмещающих пород (известняки, доломиты и мергели).
Форма рудных тел. Для скарнов, как метасоматических тел, характерны залежи с раздувами, пережимами, извилистыми границами. По морфологии выделяют скарновые залежи следующих типов: пластовые и пластообразные, линзовидные, штоки, жилы, гнезда, сложные ветвящиеся тела. Гнездообразные тела – в поперечнике до нескольких метров, трубообразные могут быть вытянуты на 1 -1,5 км, пластообразные при мощности 150 -200 м имеют протяженность до 2 -2,5 км.
Состав. В зависимости от состава пород, вмещающих интрузии, скарны делятся на известковые и магнезиальные (иногда выделяют также силикатные скарны). Месторождения полезных ископаемых, связанные с этими основными видами скарнов, отличаются друг от друга вещественным составом, характерными комплексами полезных ископаемых, а также особенностями морфологии и условий залегания.
Известковые скарны формируются при замещении известняков. Они наиболее распространены в природе. К главным минералам их относятся гранат (гроссуляр-андрадитового ряда) и пироксен (диопсид-геденбергитового ряда). Существенное значение могут иметь везувиан, волластонит, амфиболы, эпидот, магнетит, кварц, карбонаты. В скарновых залежах часто наблюдается зональное строение, выражающееся в закономерной смене высокотемпературных минеральных ассоциаций более низкотемпературными по мере удаления от материнской интрузии. Для скарнов характерны друзовые, крустификационные, полосчатые, массивные и вкрапленные текстуры. Известковые скарны вмещают промышленные месторождения всех металлов, кроме хрома, сурьмы, ртути, а также многих неметаллических полезных ископаемых.
Магнезиальные скарны формируются при замещении доломитов и доломитизированных известняков. Типоморфными минералами являются диопсид, форстерит (магниевый оливин), шпинель, флогопит, серпентинит, магнетит, людвигит (железо-магниевый борат), доломит, кальцит. Рудные тела - линзы, пластообразные и сложные залежи. Характерно их зональное строение. Наибольшее промышленное значение имеют людвигит-машнетитовые (железо-борные), флогопитовые и хризотил-асбестовые месторождения.
Вопрос 2. Физико-химические условия образования. Температурный диапазон формирования скарнов: известковых от 1000 до 400°С, магнезиальных магматической стадии от 1000 до 650°С, магнезиальных послемагматической стадии от 650 до 450°С. Процесс образования скарновых месторождений многостадийный. Так, на полиметаллическом скарновом месторождении Верхнее (Приморский край) минералообразование протекало в четыре стадии:1) предрудную скарновую – волластонит-гранатовую (свыше 600°С), 2) скарново-сульфидную (600-400°С), 3) сфалерито-галенитовую (350-120°С), 4) халцедон-кальцитовую (100-20°С), минералы которых отлагались в виде друз в открытых полостях.
Вопрос 3. Генетические гипотезы. Скарны образуются в результате комплексного воздействия тепла интрузий и горячих минерализованных газово-жидких водных растворов. За счет прогрева и термального метаморфизма вмещающие породы перекристаллизовываются без изменения состава. Известняки превращаются в мраморы, глинистые сланцы – в роговики. Процесс изохимический. Но всякий гранитный интрузив сопровождается газово-жидкими постмагматическими растворами. Летучие компоненты выделяются из расплава со стороны застывающего интрузива, либо из его глубинных частей, В зонах, куда по порам, мелким трещинам проникают такие растворы, происходят аллохимические метасоматические процессы – т.е. с привносом и выносом подвижных элементов. Существует две главные гипотезы формирования скарновых месторождений:
1) инфильтрационно-диффузионная,
2) стадийная
Инфильтрационно-диффузионная гипотеза была разработана Д.С.Коржинским, который вначале выдвинул идею биметасоматического образования скарнов. Скарны образуются по обе стороны разогретого контакта гранитоидной и карбонатной пород, контакт пропитан горячим раствором, за счет воздействия которого происходит выравнивание состава пород. Алюминий, кремнезем – во вмещающие породы, кальций, магний – в сторону интрузива. Т.е. происходит встречный диффузионный отток химических элементов из областей высокой концентрации, в области низких концентраций. Между соединениями раствора происходят химически реакции – за счет них образуются минералы скарнов с Ca, Mg, Fe, реже Mn – гранаты (чаще андрадит-гроссуляр) и пироксены (геденбергиты, диопсиды). Температуры биметасоматоза – 800-400°С. Единственный рудный минерал скарнов, который может образоваться в таких условиях – магнетит.
Однако такая теория (биметасоматическая) не объясняла привнос в зону скарнов SiO2. Его не хватало при подсчете баланса вещества. Впоследствии Д.С.Коржинский развил свою теорию и дополнил её инфильтрационной. При инфильтрационном процессе постмагматические растворы могут привносить с собой компоненты, особенно рудные – Cu, Pb, Zn, W, Mo. Они могут циркулировать по трещинам в экзоконтактах интрузий там откладывать минералы скарнов. Температуры таких растворов могут снижаться от 400 до 200°С и даже ниже.
Гипотеза стадийная (П.Пилипенко). Главная масса минералов скарнов образуется за счет привноса специфическими скарнообразующими растворами и метасоматоза на контакте интрузий и вмещающих карбонатных пород. Выделяется 6 главных стадий метасоматоза, при снижении температуры.
Вопрос 4. Полезные ископаемые скарнов. К известковым скарнам приурочены магнетитовые и кобальт-магнетитовые месторождения (Высокогорское, Гороблагодатское на Урале; Соколовское и Сарбайское в Казахстане), вольфрам-молибденовые месторождения (Тырныауз на Северном Кавказе), медные – халькопиритовые месторождения (Турьинские рудники на Урале), свинцово-цинковые – галенит-сфалеритовые месторождения (Верхнее, Дальнегорское в Приморье).
К магнезиальным скарнам приурочены железо-борные месторождения (Таёжное, Железный Кряж в Восточной Сибири), флогопитовые месторождения (Алдан), хризотил-асбестовые месторождения (Аспагаш, Бистаг в Красноярском крае).
Литература: [1], с. 103-119; [2] с. 105-130; [3], с. 109-118
Проектные задания студентам по самостоятельной работе по теме 9.
Изучить условия образования скарновых месторождений
Вопросы для самоконтроля знаний:
1. Что такое метасоматоз – дать определение;
2. Что такое биметасоматоз в понятии Д.С.Коржинского?
3. Как происходит контактово-инфильтрационный метасоматоз?
4. Как образуются известковые скарны, и какие минералы для них характерны?
5. Как образуются магнезиальные скарны, и какие минералы для них характерны?
6. Какие геологические структуры благоприятны для локализации скарновых месторождений?
7. Какие температуры образования характерны для скарновых месторождений?
8. Привести пример полезных ископаемых скарнового генезиса.
Лекции 10, 11 (4 часа). Гидротермальные месторождения
Общая характеристика. Связь с магматизмом и гидротермальные изменения вмещающих пород. Зональность гидротермальных месторождений. Ореолы рассеяния. Физико-химические условия рудообразования, источники воды и минерального вещества гидротермальных систем, формы переноса минеральных соединений гидротермальными растворами.
Длительность образования гидротермальных месторождений. Классификация месторождений. Генетические типы гидротермальных месторождений.
Вопрос 1.Общая характеристика. Гидротермальные месторождения – это месторождения, созданные горячими минерализованными растворами, циркулирующими в земной коре. Полезные ископаемые возникают как вследствие отложения минеральных масс в пустотах горных пород, так и при замещении пород, по которым циркулируют гидротермальные растворы. Наиболее типичной формой рудных тел являются жилы. Часто встречаются штокверки, линзы, гнезда, пластообразные залежи и сложные по форме комбинированные тела. Образование таких месторождений часто связывается с производными магматических очагов (преимущественно кислых). Однако существуют и другие источники горячих минерализованных растворов (подземные воды глубокой циркуляции, собственные флюиды осадочно-породных бассейнов и др.). Гидротермальные месторождения обычно сопровождаются ореолами гидротермально измененных пород, а также ореолами рассеяния рудообразующих металлов, что используется при поисках данных месторождений.
Размеры тел полезных ископаемых гидротермального происхождений изменяются в широких пределах. На Березовском месторождении золота – это жилы, длиной 2-3 м, встречаются жильные тела, протяженностью несколько километров и даже сотни километров (Материнская жила, Калифорния).
Доказательством формирования полезных ископаемых из гидротерм являются многочисленные исследования современных минеральных источников. Горячие воды (80-96°С) Узун-Гейской системы на Камчатке за 100 лет вынесли (в тыс. тонн): мышьяка – 26, сурьмы – 5, ртути -2,5, цинка – 2, свинца и меди по 2,5. Фумаролы «Долины тысячи дымов» на Аляске ежегодно выделяют свыше миллиона тонн соляной и около 200 тыс. т плавиковой кислоты. Горячие воды глубокой скважины Южной Калифорнии представлены высококонцентрированным (36%) гидротермальным раствором, с хлоридами щелочей, 2 г/т серебра, 15 г/т меди, 100 г/т свинца, 700 г/т цинка.
Гидротермальные месторождения имеют важное промышленное значение для цветных, благородных, редких, радиоактивных металлов, многих нерудных полезных ископаемых (хризотил-асбеста, барита, флюорита, магнезита, гоного хрусталя, исландского шпата и др.).
Вопрос 2. Связь с магматизмом и гидротермальные изменения вмещающих пород. Гидротермальные месторождения могут образовываться в различных геодинамических обстановках, но преимущественно – в зонах орогенеза и при тектоно-магматической активизации континентов. Поэтому наиболее типична – связь гидротермальных процессов с гранитоидным магматизмом в разных его проявлениях. Месторождения могут пространственно и генетически связаны интрузиями (штоками, дайками) гранитов, гранодиоритов, диоритов, а также с вулканическими андезитодацитами, риолитами, реже они находятся в ассоциациях с формациями щелочных и трапповых пород. Но в связи с перидотивой и габбровой формациями гидротермальные месторождения практически не образуются. Это объясняется разной насыщенностью водой (растворимостью воды) в магмах основного, ультраосновного и кислого состава.
Формы связи гидротермальных месторождений и изверженных пород могут быть:
- непосредственные (собственно генетические) или материнские, при которых месторождения располагаются в центре или по периферии магматических массивов, а растворы, из которых они формируются являются постмагматическими;
- парагенетические, косвенные или братские, при которых постмагматические минеральные месторождения, часто разобщающиеся от интрузивной массы, особенно на глубине, являются производными породившего их общего глубинного магматического очага;
- агенетические, случайные, объединяющие на одной площади генетически не связанные интрузивы и гидротермальные месторождения, особенно принадлежащие разным геологическим эпохам;
- отсутствие видимых связей
Генетическая связь с магматизмом наиболее легко устанавливается, если гидротермальные образования находятся в непосредственной близости от (или внутри) массивов изверженных пород. Значительно труднее установить такие генетические взаимоотношения для гидротермальных месторождений, локализующихся на удалении от магматических комплексов – в осадочных или метаморфических формациях пород. Среди признаков связи между гидротермальными месторождениями и комплексами изверженных пород могут быть следующие:
1) одновременность магматических образований и гидротермальных месторождений, устанавливаемая по комплексу геологических признаков, по определениям абсолютного возраста минералов и др.;
2) приуроченность к одним и тем же геологическим структурам,
3) фациально-глубинные одинаковые условия образования,
4) одинаковая степень метаморфизма.
5) зональное размещение гидротермальных месторождений по отношению к массивам магматических тел,
6) геохимическое родство.
Гидротермальные изменения вмещающих пород. В процессе взаимодействия гидротермальных растворов с породами, вмещающими рудные тела, происходит их метасоматическое преобразование. По главному химическому элементу, вытесняющему другие породообразующие элементы, различают несколько видов околорудного метасоматоза.
Калиевый метасоматоз по мере снижения температуры процесса проявляется в виде калиевой полевошпатизации, мусковитизации, серицитизации и каолинизации. При калиевой полевошпатизации образуются ореолы ортоклаза или микроклина. Мусковит замещает темноцветные минералы, отчасти полевые шпаты. Серицитизация обычна для кислых и средних пород и связана с замещениями плагиоклаза. Каолинизация (аргиллизация) приводит к развитию в гидротермально измененных породах каолина, диккита, накрит.
Натриевый метасоматоз приводит к замещению калиевых полевых шпатов натровыми или кислыми плагиоклазами типа альбита, что обычно для кислых пород.
Кремниевый метасоматоз может развиваться по породам любого состава. Окварцевание по сланцам приводит к образованию роговиков, по кислым и средним изверженным породам формируются вторичные кварциты, по карбонатным породам – джаспероиды.
Магниевый метасоматоз приводит к преобразованию известняков и мраморов в доломиты.
Железо-магниевый метасоматоз – хлоритизация по породам различного состава (за исключением чистых кварцевых и карбонатных пород).
Кальциевый метасоматоз проявляется в виде пропилитизации и листвинитизации. Пропилиты развиваются среди средних и основных пород особенно эффузивных. В их состав входят карбонаты (анкерит, кальцит), альбит, хлорит, эпидот, серицит, соссюрит. Листвениты чаще всего развиваются по змеевикам, ультраосновным, основным породам. Этот процесс выражен развитием на месте темноцветных силикатов и полевых шпатов – магнезиально-железистых карбонатов, талька, хлорита, фуксита, серицита, пирита, с превр
