1. Г ранодиорит

2. Кварц, калишпат, альбит, хлорит, кальцит, магнетит Хлоритовая зона

3. Кварц, калишпат, альбит, хлорит, анкерит

4. К варц, калишпат, серицит, анкерит

5. Кварц, серицит, анкерит Карбонатная зона

6. К варц, серицит

7. Кварц Кварцево-серицитовая зона

Наиболее характерные полезные ископаемые: Au, U, Pb, Zn, Cu, Ag, As, Sb, Ni, Co, флюорит

С увеличением основности исходных пород возрастает количество хлорита и карбоната и уменьшается – кварца. В частности, по породам основного состава обычно формируются метасоматиты с серицит-карбонатной внутренней зоной. По карбонатным породам образуются серпентин-карбонатные или тальк-карбонатные метасоматиты.

По ультраосновным породам формируются характерные метасоматиты, которые носят название лиственитов:

1. Серпентинизированный перидотит

2. Оливин, пироксен, магнетит, серпентин, тальк

3. Тальк, магнезит, серпентин

4. Т альк, магнезит, кварц

5. Кварц, магнезит, фуксит Лиственит

3. Онтогенический метод изучения пространственно-временных взаимоотношений между минеральными ассоциациями.

-Онтогенический метод

-Парагенетический метод

-Формационный метод

Онтогенический метод основан на изучении морфологии и внутреннего строения минеральных индивидов и их агрегатов.

Критерии возрастных взаимоотношений:

а) Критерий одновременного роста.

• наличие индукционных границ между двумя кристаллами, которые визуально выглядят как штриховка на гранях. Эти индукционные псевдограни могут быть трех типов:

-совпадать с собственной гранью кристалла;

-совпадать с гранью соседнего кристалла;

-иметь случайную ориентировку.

б) Критерий последовательного роста минералов

Основной критерий – это нарастание или обрастание (цементация) одного минерала другим. Границей срастания двух минералов всегда является грань более раннего минерала. Поэтому более поздний минерал всегда ксеноморфен по отношению к раннему (принцип относительного идиоморфизма)

в) Критерии замещения.

Менее определенны, чем критерии роста.

Для тел замещения характерно разрастание от стенок трещины во все стороны, для тел выполнения, наоборот, - рост от стенок полости внутрь ее. Наиболее обычные тела замещения – метакристаллы, параморфозы, псевдоморфозы. Общий критерий – наличие реликтовых включений замещаемого минерала.

2) путем параллелизации сохранившихся звеньев процесса с какой-либо другой непрерывной цепью событий:

Экзаменационный билет № 7

1. Микроструктурный метод картирования.

Микроструктурный анализ — это тонкий и довольно трудоемкий метод изучения ориентированных структур горных пород и руд. Он является вспомогательным при исследованиях структур рудных полей и месторождений и основан на выявлении закономерностей ориентировок различных минералов в горных породах и рудах и интерпретации этих преимущественных ориентировок с точки зрения условий и причин их возникновения. Успешное применение микроструктурного анализа возможно только на базе детального геологического картирования выбранных структур. Необходимо также, чтобы слагающие их породы содержали в достаточном количестве крупные зерна кварца, кальцита, слюды, пироксенов, амфиболов, полевых шпатов, нефелина или барита. Преимущественные ориентировки трех первых минералов из этого списка чаще всего и становятся объектом исследования, поскольку определение ориентировок двуосных и рудных минералов чрезвычайно сложно и трудоемко.  Как правило, материалом для микроструктурного анализа становятся разновидности гнейсов, кристаллических сланцев, гра-нитоидов, подвергшихся метаморфизму карбонатных пород, а также жильное выполнение рудоносных трещин, гидротермально измененные породы и метасоматические руды. Важным объек-  том микроструктурного анализа становятся метаморфические тектониты — породы, которые образовывались в глубинных зонах коры при совместном проявлении процессов метаморфизма и складкообразования.  Микроструктурный анализ может помочь там, где необходимо выяснить природу складок, сланцеватости, а также при расшифровке внутреннего строения интрузивных тел, характера перемещений по крупным разрывам, динамометаморфической зональности рудных полей и при решении других задач. В каждом из этих случаев может возникать определенная упорядоченность ориентировок тех или иных минералов. Вообще же надо иметь в виду, что статистически однородное, хаотическое расположение в пространстве кристаллографических направлений минералов (спайности, оптических осей, удлинения) встречается достаточно редко. Необходимо выяснить, существуют ли (и если да, то какие) преимущественные ориентировки породо-или рудообразующих минералов в пределах нашей структуры (массива, складки, зоны разлома и т.д.) и дать им геологическую (структурную) интерпретацию.  Закономерная ориентировка минералов в горных породах может возникать из-за разных причин: отложения минералов из неподвижной или движущейся среды, закономерностей роста кристаллов минералов и, наконец, в результате деформаций породы под действием тектонических напряжений.  Ориентировка в процессе отложения типична для минералов, имеющих пластинчатую, чешуйчатую, игольчатую или удлиненно-призматическую форму кристаллов минералов. Если они отлагаются из неподвижной среды, то эти минералы располагаются так, что наибольшие плоскости ограничения оказываются параллельны поверхности дна. При отложении из движущейся среды (магматического расплава или водного потока) минералы ориентируются соответственно направлению ее движения. При этом возникают ориентировки минералов магматических или осадочных горных пород по форме их кристаллов.  Ориентировка роста проявляется при кристаллизации некоторого минерала из раствора на стенках трещины или пустоты, а также при перекристаллизации и метасоматическом изменении горных пород. Хорошим примером таких явлений являются преимущественные ориентировки оптических осей кристаллов в гребенчатых кварцевых, серпентинитовых и других жилках, пегматитовых жилах и др.  Тектоническая ориентировка минералов горных пород является результатом их деформаций. При этом происходит дифференциальное движение отдельных зерен по отношению друг к другу, а сами зерна испытывают деформацию по некоторым плоскостям скольжения или двойникования, т.е. по определенным плоскостям кристаллической решетки. Таким образом, кристаллы как бы стремятся приобрести упорядоченную ориентировку, которая оказывается энергетически наиболее выгодной в данных условиях деформации. Такие ориентировки чаще всего выявляются в породах, смятых в складки, а также вблизи зон разломов. Практически в породах могут быть выявлены преимущественные ориентировки, являющиеся результатом нескольких различных причин. Предположим, некоторые осадочные породы обладали специфической ориентировкой слюды, кварца или других минералов, возникшей при их отложении из водной среды, и подверглись затем деформациям в условиях одностороннего сжатия. В таком случае в п ородах могут быть выявлены не только ориентировки минералов, отвечающие условиям их перекристаллизации при динамометаморфизме, но и реликты первоначальных ориентировок, соответствовавших условиям осадконакопления.  При анализе движений, приводящих к возникновению в породах преимущественных ориентировок минералов, а также при сопоставлении получаемых данных с элементами макроструктуры (например, складки) в микроструктурном анализе используется прямоугольная система координат. Ее ось а соответствует линии движения, плоскость ас — плоскости деформации, а перпендикуляр к ней считается осью Ь ). В микроструктурном анализе принято обозначать всякую плоскость, которая проявляется в структуре или текстуре породы (слоистость, текстуры течения, сланцеватость и др.), как «плоскость S». 

2. Метасоматические колонки березитизации в различных геологических обстановках.

Березиты образуются в широком диапазоне термодинамических условий (температуры 400-150^O, глубины 2-5 км), под воздействием растворов слабокислой-близнейтральной реакции (pH = 5-7). Поэтому, наряду с формированием колонки кислотного выщелачивания, в них всегда картируется сопряженная прожилковая минерализация субщелочного метасоматоза (пирит, хлорит, карбонат). С этим же связана повышенная рудоносность березитов.

Классическая колонка березитов формируется по породам умеренно-кислого состава:

Г ранодиорит

Кварц, калишпат, альбит, хлорит, кальцит, магнетит Хлоритовая зона

Кварц, калишпат, альбит, хлорит, анкерит

К варц, калишпат, серицит, анкерит

Кварц, серицит, анкерит Карбонатная зона

К варц, серицит

Кварц Кварцево-серицитовая зона

Наиболее характерные полезные ископаемые: Au, U, Pb, Zn, Cu, Ag, As, Sb, Ni, Co, флюорит

С увеличением основности исходных пород возрастает количество хлорита и карбоната и уменьшается – кварца. В частности, по породам основного состава обычно формируются метасоматиты с серицит-карбонатной внутренней зоной. По карбонатным породам образуются серпентин-карбонатные или тальк-карбонатные метасоматиты.

По ультраосновным породам формируются характерные метасоматиты, которые носят название лиственитов:

Серпентинизированный перидотит

Оливин, пироксен, магнетит, серпентин, тальк

Тальк, магнезит, серпентин

Т альк, магнезит, кварц

Кварц, магнезит, фуксит Лиственит

3. Камеральная обработка данных минералогического картирования.

а) изучение коллекции образцов, шлифов, аншлифов;

б) составление комплекта карт, предусмотренных проектом;

в) составление отчета о выполненных работах.

Если картирование выполняется в рамках прогнозно-поисковых работ, комплект карт включает в себя: геологическую карту, карту полезных ископаемых (ПИ), карту закономерностей размещения ПИ; специализированные карты по видам выполненных исследований (карта метасоматических формаций, топоминералогическая карта и т.д.); карта прогноза.

На геологической карте изображаются:

а) все выявленные геологические тела и их границы (стратиграфические, тектонические, интрузивные) с разделением на достоверные и предполагаемые;

б) фациальные переходы внутри геологических тел, маркирующие горизонты;

в) элементы залегания слоев, контактов, разрывов; оси складок, места находок фауны и флоры;

г) наиболее важные обнажения и выработки:

д) все месторождения и проявления полезных ископаемых.

Геологическая карта обязательно сопровождается разрезом вкрест простирания основных структур на всю ширину карты.

На карту закономерностей размещения ПИ выносятсявсе элементы геологического строения, влияющие, по мнению авторов, на размещение ПИ. Поскольку мнение это субъективно и может со временем меняться, исходная основа должна быть объективной – это геологическая карта. Специфика заключается в характере изображения геологических тел. Раскрашиваются только те свиты и магматические комплексы, которые являются рудогенерирующими или рудоконтролирующими. Рудоконтролирующие разломы изображаются красным цветом (остальные – черным). Выносятся также все геохимические, геофизические, минералогические аномалии, связанные с оруденением, участки развития околорудных метасоматитов и т.д.