Геология полезных ископаемых шпоры

1 Основные этапы развития учения о полезных ископаемых.

Первые государства на земле возникли в эпоху раннего металла.

В каменный век (8-4 тысячелетие до нашей эры) использовался кремень, кварцит, бсидиан для ножей, оружия, камни для жилища, минеральные пигменты для наскальной живописи, золотые самородки из россыпей для украшений, изготавливаются керамические изделия.

Бронзовый век (4-1 тысячелетие до нашей эры) – начался с использования человеком самородной меди, которую он находил в зонах окисления сульфид-ных месторождений. В очагах цивилизации изготавливались сплавы меди с оловом, свинцом, сурьмой, серебром, которые в отличие от чистой меди были прочными с сохранением ковкости. Для украшений и ритуальных предметов помимо золота использовались драгоценные цветные камни (изумруды, горный хрусталь и др.), которые находили в песках и галечниках. В качестве топлива уже применялась нефть.

В железный век (2 тысячелетие до нашей эры) в Египте, Месопотамии разработан способ получения железа из руды. Каменный уголь практически использовался еще до нашей эры, но в Европе уголь начал играть существенную роль сначала в Англии, а затем лишь с 17 века в других странах. Основы рудной геологии и создание горнорудной промышленности отно-сятся к средневековому периоду. Для Китая отмечается высокая цивилизация уже с 11 веке до нашей эры.

В Европе интеллектуальный всплеск приходится на середину 14 века - середину 18 века – эпоху Возрождения. В этот период строятся города из камня. Развивается кузница Европы в Рудных горах (Сак-сонских Альпах), снабжавшая серебром, оловом, железом, медью, красками все страны этого региона. Появляются первые научные идеи о рудообразовании. Крупнейший ученый этой эпохи – Агрикола (Георгий Бауэра). Его работа «О горном деле и металлургии» в 12 книгах служила в течение нескольких столе-тий после его смерти основным энциклопедическим справочником по горному делу. Из фрайбергского серебра изготавливали монеты – талеры, которые быстро распространились по разным странам мира. В Америке талер был переименован в доллар. Несколько позже в России, чтобы делать монеты удобными для расчетов, их рубили на части зубилом, а новую денежную единицу назвали рублем.

В богатой Российской империи добывались строительные материалы (главным образом известняки Подмосковья), соли Урала и бассейна Камы, сера 11

(низовья Волги), разрабатывались болотные железные руды. Период зарожде-ния современной горной промышленности и теории формирования месторож-дений полезных ископаемых в России связан с активной деятельностью Петра Первого и Михаила Ломоносова. Петр лично осматривал месторождения соли в Величке, железа под Тулой, каменного угля Донбасса и вел записи в особой тетради «О познании всяческих руд». С середины 18 века бурное развитие плавильных заводов привело к почти полному уничтожению лесов в Южной и Западной Европе, Англии. Возникла проблема замены древесного угля каменным. Проблема была успешно решена англичанином Генри Кортом, создавшим печь для получения чугуна и стали, которая отапливалась каменным углем. В России в 1773 году открыто Санкт-Петербургское горное училище, ко-торое существует и поныне как горный институт. Здесь и в Московском уни-верситете закладываются основы знаменитой русской школы геологов-рудников. Новый период истории (начиная с середины 19 века до наших дней) ха-рактеризуется созданием разветвленной государственной и частной структуры горнорудного дела и лавинного ускорения научно-технического прогресса. Усовершенствованы технологии отливки чугуна и стали, получены новые спла-вы металлов, ранее не востребованных. Создаются сети железных дорог, мощ-ные крейсеры и линкоры, новые отрасли - электротехническая, автомобильная, ядерная, радиоэлектронная. Получают новые строительные материалы, разра-батывают новые химические, индустриальные и строительные типы нерудного сырья (удобрения, формовочные пески и глины, цементное сырье и др.). Ак-тивно разрабатываются угольные, нефтяные и газовые месторождения. По дан-ным американского исследователя Д.Кука за период 1943-1985 г.г. в мире было открыто 150 крупных и уникальных месторождений меди, свинца, золота, серебра, урана, молибдена, никеля.

2. Определение понятий - месторождение полезных ископаемых (МПИ), руда, содержание ценного компонента, запасы, промышленные кондиции.

Полезное ископаемое - минеральные массы, извлекаемые из недр земли и используемые человеком. Полезные ископаемые бывают твердыми, жидкими, газообразными. В данном курсе будут изучаться твердые полезные ископаемые.

Руда - это минеральный агрегат, в котором содержание ценных компонентов достаточно для промышленного извлечения и экономически выгодно.

Полезные ископаемые неравномерно распределены как по поверхности, так и на глубину, при их скоплениях образуются месторождения.

Месторождения – это отдельные участки земной коры, где в результате тех или иных геологических процессов накопилось минеральное вещество, которое по качеству, количеству, условиям залегания экономически выгодно добывать и использовать. Промышленные кондиции – требования, которым должно удовлетворять минеральное сырье, прежде чем его скопления будут названы месторождением. К промышленным кондициям относят кондиционные запасы, кондиционные содержания полезных и вредных компонентов, кондиционную мощность и др.

Кондиционные запасы минерального сырья – его количество, достаточное для рентабельного производства. Для рудных полезных ископаемых запасы исчисляются в весовых категориях (тысячах тонн, десятках тонн, тоннах, килограммах и т.п.), а для неметаллических – обычно в объемных единицах (например, м3).

Кондиционное содержание полезных компонентов – это их минимальное содержание, при котором возможна эксплуатация месторождения. Существуют кондиции на вредные примеси в рудах (например, допустимое максимальное содержание серы в железных рудах), мощность пластов (например, минимальная мощность угольных пластов, при которой рентабельна их разработка) и другие.

3. Систематика МПИ - металлические, неметаллические и горючие.

Полезное ископаемое - минеральные массы, извлекаемые из недр земли и используемые человеком. Полезные ископаемые бывают твердыми, жидкими, газообразными. В данном курсе будут изучаться твердые полезные ископаемые.

По физ сост.

1 газообразные относятся горючие газы углевод сост. и не горючие интерные (He, Ar, Ne)

2 жидкие относятся нефть и воды

3 твердые большая часть п. и. это элементы, минералы

Среди них выделяются:

1)металлические (рудные) - это полезные минеральные массы из которых извлекаются металлы (из бурых железняков извлекается Fe из бокситов –Al, галенит-сфалеритовых руд - Pb, Zn)

-Черные ме: Fe, Ti, Cr, Mn

-Легкие ме: Al, Li, Be, Mg

-Цветные ме: Cu, Zn, Pb, Se, Ni

-Редкие ме: W, Mo, Sn, Co, Hg, Bi, Zr, Cs, Nb, Ta

-Благородные Au, Ag, Pt, Os, Ur, Pd

-Радиоактивные U, Ra, Th

2)неметаллические (нерудные) - это минералы, горные породы, которые используются целиком (соли, графит, слюда, барит, алмазы, гранит, мрамор, глина, песок и т.п.)

3) горючие (каустобиолиты) – используются для получения энергии (Нефтяные, газовые, угольные, горючие сланцы, торф).

Так же существуют гидромин. Поверхностные и подземные воды (бытовые, технические, бальнеологические, минеральные).

4. Морфология тел полезных ископаемых.

Выделяются три морфологических типа залежей: Изометричные, плоские и вытянутые по одному направлению.

1) Изометричные тела полезных ископаемых представляют собой скопления минерального вещества, примерно равновеликие во всех измерениях. К ним относятся штоки, штокверки и гнезда.

- Штоком называется крупная более или менее изометричная залежь сплошного или почти сплошного минерального сырья, имеющая секущие контакты с вмещающими породами и размеры в поперечнике – более 10 м.

Пример штоки каменной соли, гипса, штоки и штокообразные гидротермальные

метасоматические залежи медных, свинцовых, цинковых и др. руд.

-Гнездом называется небольшое (менее 10 м в поперечнике) скопление полезного ископаемого. Такую форму имеют тела некоторых месторождений золотых, свинцово-цинковых, хромитовых, ртутных и др. руд.

Когда шток или гнездо сплющены в одном направлении, образуются линзы и чечевицы – тела, переходные по форме от изометричных к плитообразным.

Линза – плитообразное тело, имеющее максимальную мощность в центре и выклинивающееся по всем направлениям. Мощность линзы невелика по сравнению с ее протяженностью.

-Штокверк представляет собой более или менее изометричный объем горной породы, пронизанный различно ориентированными прожилками и насыщенный вкрапленностью минерального вещества.

2) Плитообразные (плоские) тела. Тела такой формы характеризуются двумя большими и одним (мощность) значительно меньшим размерами. Это самый распространенный тип, к которому принадлежат пласты и жилы.

-Пласт – плитообразное тело обычно осадочного происхождения, отделенное от других пород более или менее параллельными плоскостями напластования (нижней – подошвой и верхней –кровлей пласта). Пласты могут быть простыми и сложными, состоящими из чередующихся прослоев п. и. и вмещающих пород.

- Жилы представляют собой трещины в горных породах, заполненные минеральным веществом полезного ископаемого. Они протягиваются по простиранию и на глубину на десятки и сотни метров, они характеризуются значительно меньшим третьим измерением мощностью, которая обычно изменяется от нескольких сантиметров до нескольких метров. Поверхности, по которым минеральное вещество жилы соприкасается с вмещающими породами, называются зальбандами.

3) Трубообразные тела. Тела полезных ископаемых такой формы вытянуты по одной оси. Поперечное сечение таких тел может быть изометричным, эллиптическим, линзообразным.

5. Тела полезных ископаемых сложены минеральными агрегатами. В рудных и в некоторой части нерудных месторождений выделяются минералы — носители цепных элементов, которые называются руд¬ными, или цепными, минералами, и сопутствующие им так назы¬ваемые жильные минералы. Соотношение между рудными и жильными минералами колеблется для руд разных металлов и месторождений в очень широких пределах. Так, в золотоносных жилах кварца количество золота составляет тысячные доли процента но отношению к Массе кварца. Наоборот, богатые руды железа целиком состоят из рудных минералов (магнетит, гематит). Содержание металлов в различных рудных мине¬ралах в свою очередь зависит от их химического состава и изменяется достаточно широко.

По составу преобладающей пасти рудных минералов выделяются следующие главнейшие типы руд:

1) окисные — в форме окислов и гидроокислов, характерные для многих месторождений железа, марганца, олова, урана, хрома, алюминия;

2) силикатные — наиболее типичные для неметаллических полезных ископаемых (слюда, асбест, тальк и др.);

3) сернистые — в виде сульфидов, арсенидов, антимонидов, реже в форме соединений висмута, теллура и селена, к которым принадлежит большинство руд цветных металлов (медь, цинк, свинец, никель, сурьма и др.);

4) карбонатные, свойственные некоторым месторождениям железа. марганца, магния, свинца, цинка и меда;

5) сульфатные, к которым относятся месторождения бария, строн¬ция и других элементов;

6) фосфатные, охватывающие месторождения фосфора и связан¬ных с ними соединений;

7) галоидные, типичные для месторождений солей и флюорита;

8) самородные, сложенные самородными металлами и сплавами, известные для золота, платины, меди.

По составу всей массы руды, включающей как рудные, так и не¬рудные минералы, различаются руды: кремнистые, силикатные, карбонат¬ные, сульфатные, сульфидные, оксидные, фосфатные, галоидные и органо¬генные (битумные).

Минеральный состав углей. Выделяются 4 компонента:

 Фюзен относится к матовый ингре¬диентам угля и обладает волокнистым строением.

 Дюрен принадлежит к тем же составляющим угля, по имеет плотное строение.

 Кларен пред¬ставляет собой блестящий или полуматовый ингредиент угля массивного или слоистого сложения.

 Витрин также относится к отчетливо блестящей составляющей угля, обладающей поперечной трещиноватостью и ра¬ковистым изломом.

При по¬мощи технического анализа угли разделяются по содержанию в них золы, влаги, кокса и летучих горючих веществ. Горючая масса угля опре¬деляется вычитанием из его состава золы и влаги. Элементарный анализ опре¬деляет в горючей массе угля содержание: углерода, водорода, азота, кислорода, фосфора и серы.

В состав нефтей входят углеводороды, составляющие их основную массу, а также кислородные, сернистые и азотистые органи¬ческие соединения.

Нефти по содержанию в них основного углеводородного компонента разделяются на три класса:

метановые (парафиновые), с содержанием парафина пли алкана более 50%,

нафтеновые, с содержанием нафтена или циклана более 50%,

ароматические, с содержанием соответствующего углеводорода в количестве более 50%.

На основании минерального и химического состава, определяющего промышленную ценность и технологические свойства минерального сырья, полезные ископаемые разделяются на природные типы или сорта.

Для рудных и нерудных месторождений нет единой группировки минерального сырья по природным сортам.

Сорта руд:

по степени концентрации рудных минералов, выделяют руды:

• богатые (массивные, сплошные)

• убогие (вкрапленные)

по составу преобладающих соединений (силикатные, кремнистые, сульфидные, окисные и др.),

по генезису (первичные неизмененные, вторичные окисленные и др.).

Для некоторых рудных и нерудных полезных ископаемых, таких как железо, марганец, бокситы, асбест, слюда и другие, разработана группи¬ровка минерального сырья по природным сортам.

6. Серии МПИ – седиментогенная (экзо), магматогенная (эндо), метаморфогенная (общие условия образования, группы и классы месторождений).

Итак, все месторождения полезных ископаемых условно разделяются на три серии: магматогенную, экзогенную и метаморфогенную. Каждая серия в свою очередь разделяется на группы, а последние на классы.

Магматогенные месторождения. Их называют также эндогенными или гипогенными и связывают с внутренней энергией земли. В данной серии выделяют шесть групп. Две группы — магматическая и карбонатитовая образуются из расплавов в процессе их дифференциации и ликвации, связанных со сред¬ними, основными и ультраосновными магмами.

Четыре остальных группы — пегматитовая, альбитит-грейзеновая, скарновая и гидротермальная — ассоциируют с кислыми, средними и щелочными магматическими комплексами и формировались на позднеинтрузивнои и постинтрузивной стадиях их становления.

Экзогенные (поверхностные, гипергенные, седиментогенные) месторождения формировались вследствие механической, химической и биохимической дифференциации вещества земной коры под влиянием солнечной энергии. Традиционно здесь выделяют две группы: выветривания, связанную с древней и современной корой выветривания и осадочную, формирующуюся при механическом разрушении тел полезных ископаемых при активном участии континентальных и морских вод, а также возникающую при механической, химической, биохимической и вулканической дифференциации минерального вещества в поверхностной части земной коры в процессе накопления осадочных толщ.

Метаморфогенные месторождения возникают в глубинных зонах земной коры под воздействием господствующих там высоких давлений и температур. В этой серии выделяют две группы рудных образований: метаморфизованную, включающую преобразованные в новой термодинамической обстановке ранее возникшие месторождения любого генезиса и, собственно, метаморфические, образовавшиеся впервые в результате метаморфогенного преобразования минерального вещества или обусловленные процессами гидротермально-метаморфогенного концентрирования рассеянных рудных элементов или их соединений.

7. ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА МЕСТОРОЖЛЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ

Минеральное вещество полезных ископаемых может иметь различное происхождение и поступать из разных источников. Для магматических месторождений, связанных с основными и щелочными изверженными поро¬дами, оно поступает вместе с магматическими расплавами из глубинных, нередко подкороных частей земли и в этом случае имеет ювенильное происхождение.

В постмагматических месторождениях источники вещества разнообразны. Среди них могут быть намечены три группы:

1) ювенильные магматические, обусловленные привносом распла¬вом или дегазацией из глубинных частей земной коры и верхней мантии;

2) ассимилированные расплавом из окружающих пород в связи с возник¬новением палингенной магмы;

3) заимствованные выщелачиванием мине¬рализованными газовыми и жидкими растворами из пород на путях их циркуляции.

В седиментогенных и метаморфогеннмх месторождениях минеральное вещество может быть местным, или автохтонным, и привне¬сенным, или аллохтонным. За счет местных источников пород, вмещающих тела полезных ископаемых, формируются остаточные месторождения. В связи с привносом возникают остальные седиментогенные месторожде¬ния.

Привносимое вещество поступает в виде механически дезинтегриро¬ванной массы, взнеси и раствора из разрушающихся более древних пород полезных ископаемых или в виде газового и жидкого раствора из про¬дуктов вулканической деятельности.

8. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ

Изучение месторождений полезных ископаемых производится с целью выяснения геологических условий их образовании и их оценки для про¬мышленного использовании. Методы изучения месторождений полезных ископаемых распадаются на полевые и лабораторные.

Полевые исследования должны определить положение тел поденных ископаемых в стратиграфическом разрезе, связь их с ком¬плексами изверженных пород, отношение к лито логическому составу вмещающих толщ, влияние тектоники на условия локализации и морфо¬логию залежей, форму, размеры, строение и минеральным состав залежей. Основным методом полевых исследований при изучении месторождений полезных ископаемых является геологическое картирование — составле¬ние геологических карт и разрезов разных, обычно достаточно детальных, масштабов.

Лабораторные исследования связаны с изучением вещества минерального сырья. Они проводятся с целью выяснения мине¬рального состава, химического состава и физико-технических свойств полезных ископаемых.

При исследовании минерального состава выясняется полный пере¬чень минералов, слагающих полезное ископаемое, текстуры и структуры руд, естественные парагенетические ассоциации, их соотношение в контурах залежей и последовательность развитии при общем ходе минералонакопления в процессе формировании и последующего изменения место¬рождения.

Химический состав вещества полезного ископаемого определяется для выяснения входящих в него главных и второстепенных элементов и изменении соотношения этих элементов в естественных разновидностях полезного ископаемого и в различных частях залежей.

Физико-технические исследования производится для оценки техни¬ческих, технологических и физических свойств отдельных минералов и их агрегатов, т. е. для диагностики их состава и условий накопления, а также для определения качества минерального сырья и свойств, важ¬ных при его обработке, переработке и практическом использовании.

Кроме того, в лабораторных условиях выполняются эксперименталь¬ные исследовании, модулирующие поверхностные и глубинные условия формирования месторождений полезных ископаемых, проливающие свет на их генезис.

9 Геологические условия формирования месторождений (цикл Уилсона).

 Месторождения полезных ископаемых размещаются в структурах земной коры закономерно.

 Эта закономерность обусловлена их приуроченностью к главным структурно-тектоническим элементам земной коры – подвижно-складчатым поясам, платформам, океанам и переходным зонам от океанов к континентам.

 Большинство месторождений концентрируется в подвижно-складчатых поясах, меньшее – на платформах.

 Подвижно-складчатые пояса и платформы различаются не только по количеству месторождений, но и по встречающимся в них генетических типах месторождений.

Основу мобилистской концепции развития складчатых поясов и соответственно месторождений полезных ископаемых составляет орогенический цикл Уилсона (период 200-250 млн л). Цикл разделяется на 5 стадий: I . Стадия внутриконтинентального рифтообразования (или магматизм и металлогения горячих точек) – рифтовая стадия.

II. Стадия расширения океанического дна – стадия спрединга.

III. Стадия поглощения океанической коры – стадия субдукции

IV. Стадия столкновения литосферных плит – стадия коллизии.

V. Стадия заключительная (стабилизационная).

I -Поднимающиеся мантийные струи нагревают литосферу и образуют купольные поднятия.

-В результате в однородных платформенных блоках возникают системы радиальных, а внутри орогенных поясов линейных рифтов.

-Формации магматических пород и ассоциирующих с ними месторождений.

II -В эту стадию возникают срединно-океанические хребты – поднятия, ограниченные глубинными расколами литосферы.

-В их строении выделяют склоны и осевую опущенную зону.

-По глубинным расколам в придонные области поступает мантийный магматический материал (базальтовые толеитовые магмы), которые формируют океаническую кору.

-Две подстадии – начальная (IIa), зрелая (IIб).

III -В эту стадию в зонах активных океанических окраин происходит пододвигание океанических плит под более легкие континентальные.

-Образуется зона Беньефа – Заварицкого.

-В зависимости от географического положения активных окраин выделяют два их типа – Западный (Андийский) и островных дуг (восточный, Тихоокеанский).

IV На этой стадии выделяют два режима:

- пассивный (Средиземное море), сближение краев континентов протекает до их смыкания, тектоническая активность затухает,

- активный (Гималаи, Памир), происходит столкновение континентов с возникновением межконтинентального орогенного пояса, что приводит к закрытию океана. Место

сочленения плит маркируется сутурной зоной.

В надвиговом поясе форланда формируются:

- анатектические граниты (Sn-W м-я),

- лейкократовые граниты (U м-я).

В бассейнах форланда, в терригенных толщах:

- инфильтрационные месторождения Cu и U.

-

V Для нее характерно:

- возвращение единого континента,

- затухание тектонических и магматических процессов,

- формирование систем амагматических рифтов, выполненных мелководными терригенно-

карбонатными осадками.

На этой стадии формируются месторождения:

- седиментогенной серии,

- эпигенетические (полиметаллические, инфильтрационные U),

В это же время формируются континентальные вулканогенные пояса:

- Au-Ag месторождения,

- полиметаллические месторождения.

10. Классификация магматических месторождений – определение, классы, общая характеристика.

МАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ— залежи полезных ископаемых, сформировавшиеся в недрах Земли в процессе остывания и раскристаллизации основной или щелочной магмы, содержащей в своём составе повышенные концентрации ценных минералов. Они образуют разнообразные залежи, находящиеся среди родственных им магматических пород. Концентрация ценных минералов в остывающей магме обусловлена различными причинами.

Магматические месторождения, относящиеся к группе эндогенных образований, могут быть подразделены согласно А.Н. Заварицкому на следующие классы и типы.

1. Кристаллизационные:

1.1. Ранней кристаллизации (аккумулятивные);

1.2. Поздней кристаллизации (фузивные).

2. Ликвационные:

2.1. Собственно ликвационные;

2.2. Отщепленные.

1. Кристаллизационные месторождения образуются в результате кристаллизационной дифференциации, т.е. в результате обособления кристаллов (твердая фаза) в магматическом расплаве (жидкая фаза).

2. Ликвационные месторождения образуются в результате ликвации магмы, т.е. разделения жидкого однородного магматического расплава на несмешивающейся силикатные и рудные жидкости

11. Механизмы формирования магматических месторождений – ликвация, кристаллизационная дифференциация, гравитационная дифференциация.

Ликвационная дифференциация (ликвация) – процесс разделения при кристаллизации гомогенных силикатных расплавов на несколько (два или более) несмешивающихся расплавов – часто встречается в природных магматических системах и комплексах на микро- и макроуровнях. Одним из самых распространенных проявлений ликвационной дифференциации в природных геологических системах является образование вариолитовых (сферолитовых) текстур. Свое название «вариолиты» получили за характерную бугристую «оспинную» поверхность, образующуюся после их интенсивного выветривания. Расплав остывая, разделяется на две несмешивающиеся жидкости – ликвация. Одна из жидкостей состоит из вещества, которое образует месторождение, то оно называется ликвационным.

Кристаллизационная дифференциация магмы, т.е. разделение твёрдых кристаллических фаз магмы в процессе её кристаллизации, обусловленное перемещением и пространственным обособлением возникающих минеральных фаз под влиянием различных факторов. Кристаллизационная дифференциация магмы равновесна, когда между кристаллами и расплавами сохраняется химическое равновесие и происходит механическое отделение кристаллов от равновесной с ними магмы. В случае нарушения равновесия между кристаллами (в целом) и магмой с образованием, например, зональных кристаллов отделение их от магмы приводит к изменению нормального течения реакции кристаллов с расплавом, т.е. к фракционной дифференциация магмы. Обычно происходит разделение магматического расплава вследствие различной температуры плавления минералов – кристаллизационная дифференциация. Если среди первых выпадают рудные минералы – образуются раннемагматические месторождения. Иногда их называют аккумулятивными или сегрегационными.

Гравитационная дифференциация, в результате которой в поднимающейся к верхним горизонтам литосферы колонне магмы происходит обогащение фронтальных её частей SiO2, Al2О3, Na2О, К2О, а в нижних — CaO, MgO, FeO. Образование месторождений, если расплавы насыщены газовой фазой. Меняется порядок выпадения минералов.

Рудные минералы выделяются последними – позднемагматические месторождения (гистеромагматические).

12. Гипотезы образования ликвационных месторождений. (не уверен что правильно).

Существует пять гипотез генезиса данных месторождений: 1) ликвационное расслоение магмы на глубине и затем послойные инъекции; 2) ликвация или кристаллизационная дифференциация магмы на глубине и последующее одноактное внедрение таких гетерогенных расплавов; 3) ликвация или дифференциация магмы на месте становления массивов; 4) постмагматическое метасоматическое происхождение полосчатых рудоносных массивов; 5) магматическое замещение слоистых эффузивно-осадочных толщ. Наиболее распространенными являются первые три гипотезы, остальные, вероятно, могут проявляться в особых геологических ситуациях.

Современная концепция, разработанная А.П.Лихачевым и А.Наддреттом, предполагает, что рудоносные магмы зарождаются на глубинах более 100 км в условиях фракционного плавления первичного сульфидсодержащего материала мантии. Подъем этих магм осуществляется в виде сульфидной жидкости, диспергированной в окисно-силикатном расплаве. Рудное вещество транспортировалось в форме сульфидных капель. Кристаллизация расплава происходила с последовательным выделением пирротина, затем пентландита и в заключение халькопирита. В предкристаллизационный период сульфидный расплав распадается на три несмешивающиеся жидкости, обогащенные: железом, никелем и медью, различающиеся по температурам кристаллизации. Халькопиритовая жидкость может мигрировать на значительные расстояния.

В заключительную стадию эволюции расплавная сульфидная система переходит в гидротермальное окончание с образованием вторичных фаз – миллерита, пирита, халькопирита, пирротина, борнита, халькозина, ковеллина. Таким образом, на Норильском месторождении возникли уникальные миллеритовые руды.

13.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.

Раннемагматаческие месторождения образуются при формировании магматических комплексов основного и ультраосновного состава в любой геодинамической обстановке (в подвижных геосинклинальных поясах, на платформах, зонах тектоно-магматической активиза ции и т. д.) и 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.

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.

Среди них известны зоны вкрапленников и шлирообразные скопления хромитов, в том числе скопления хромитов в перидо¬титах геосинклинальной стадии развития, содержащих платину и алмазы. К ним также принадлежат аналогичное титано магнетитовое оруденение в геосинклинальных габброидах и месторождения рассеченных чешуек графитав щелочных породах.

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.

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

2) титаномагнетитовые в массивах габбро-перидотит-дунитового состава

3) платиновые в дунитах, перидотитах и пироксенитах

4) апатит-нефелиновые в щелочных породах

Промышленное значение особенно высоко для хромита, титаномагнетита и апатита, почти вся мировая добыча которых обеспечивается за счет месторо-ждений позднемагматического генезиса.

15. Это редкие месторождения, связанные с породами щелочного состава. Классическим примером является рудное поле Кирунавары в Северной Швеции, также месторождения подобного типа известны в Норвегии, Мексике, Чили. В России месторождением подобного типа является Лебяжье (Урал). Типичные представители этих месторождений относятся к древним эпохам рудообразования: протерозойской, каледонской. Рудные жилообразные или линзообразные тела обычно приурочены к контакту щелочных гипабиссальных пород или располагаются среди тех разновидностей, представляющих собой продукты последовательного внедрения сложных интрузивов. 14. Месторождения хромитов

Хромитовые месторождения располагаются внутри массивов ультраосновных пород. В России крупные месторождения на Урале (Сарановское), Кимперсайское, в Восточной Сибири; за рубежом в Турции, Норвегии Южной Африке (Бушвельд, риф Меренского), на Кубе. Среди рудных тел по форме преобладают жилы, линзы, гнезда, реже полосы, пласты. Руды в основном вкрапленные («рябчиковые») и массивные, реже встречаются полосчатые, пятнистые, нодулярные, брекчиевые текстуры. Руда сложена хромшпинелидами (Mg, Fe+2)(Cr, Al, Fe+3)2O4.

16. Апатит-нефелиновые месторождения генетически связаны с массивами щелочных пород. Уникальными среди них считаются месторождения Хибин-ского щелочного массива на Кольском полуострове. Массив имеет форму ло-полита конического строения, залегает среди гнейсов и кристаллических слан-цев. Он сформировался в результате последовательного внедрения хибинитов, нефелиновых сиенитов и пород ийолитуртитового ряда. С последними генети-чески 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

17. Месторождения алмазов связаны с ультраосновными или основными магматическими телами – кимберлитами или лампроитами, приурочены к разломам тектонически активизированных древних платформ. Выделяют несколько главных эпох таких активизаций:

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 го-рода Кимберли на юге Африки. 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 под-нимается 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. Часто трубки на глубине переходят в дайки. 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.

тип алмазов 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

Одна из наиболее принятой гипотизы– раннемагматическое образование алмазов еще в верхней мантии при температурах 1400 -1900С 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 неѐ 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.

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. 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 ксенолита ми. Лампроитовые расплавы зародились на меньших глубинах по сравнению с кимберлитовыми. Лампроитовые магмы возникали также в результате частич-ного плавления верхней мантии ультраосновного состава, но несколько отличного от кимберлитовых магм. Для лампроитовых магм характерны низкие кон-центрации 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. При поверхностном разрушении алмазоносных трубок образуются россыпи алмазов.

18. Промышленное значение особенно высоко для хромита, титаномагнетита и апатита, почти вся мировая добыча которых обеспечивается за счет месторо-ждений 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 Хибин-ского щелочного массива на Кольском полуострове. Массив имеет форму ло-полита конического строения, залегает среди гнейсов и кристаллических слан-цев. Он сформировался в результате последовательного внедрения хибинитов, нефелиновых сиенитов и пород ийолитуртитового ряда. С последними генети-чески 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.

19.Карбонатитовые месторождения

Карбонатитами называются эндогенные скопления кальцита, доломита и других карбонатов, пространственно и генетически ассоциированные с интрузивами ультраосновного щелочного состава центрального типа, формирующимися в обстановке платформенной активизации. Формировались в зонах магматической активизации.Особенности: 1связаны только с комплексами ультраосн.щелочных пород;2-встречаются исключительно на платформах. В настоящее время на земном шаре известно более 250 массивов ультраосновных щелочных пород. В России такие массивы известны в Карело-Кольском регионе, Сибири. Размещаются массивы на платформах и имеют различный геологический возраст. Среди них известны массивы докембрийского (Сибирь, Северная Америка), каледонского (юг Сибири), герцинского (Мурманская обл.), киммерийского (Сибирь, Бразилия) и альпийского циклов развития (большинство карбонатитов Африки). Карбонатиты образуют обособленную группу эндогенных месторождений в силу резко специфических геологических условий их образования. Карбонатитовые месторождения связаны только с платформенным этапом геологического развития и ассоциированы с комплексами ультраосновных щелочных пород. Массивы имеют трубообразную форму, дифференцированный состав и концентрически зональное строение. В них выделяют четыре главные группы пород: 1) ранние ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2) щелочные (мельтейгит-ийолиты, щелочные и нефелиновые сиениты); 3) ореолы вмещающих пород, подвергшихся щелочному метасоматозу и превратившихся в фениты; 4) карбонатиты (рис.1). Массивы сопровождаются дайковой серией сложного состава, отражающего длительную и направленную эволюцию магматического очага и состоящую из разнообразных пород – от пикритовых порфиритов до щелочных пегматитов. Последовательно формирующиеся группы пород, образующие карбонатитовые массивы, размещаются в центростремительном направлении от периферии к центру и иногда в обратном, центробежном направлении. Примером последнего размещения может служить Ковдорский массив в Мурманской области. Центральная часть массива сложена оливинитами, образующими шток, далее располагаются прерывистым полукольцом пироксениты, а периферическая часть выполнена ийолитами и мальтейгитами. Карбонатиты в массиве представлены несколькими разновидностями: кальцитовыми карбонатитами, имеющими широкое распространение, доломитовыми карбонатитами, которые встречаются значительно реже, и доломито-кальцитовыми, возникшими большей частью в процессе доломитизации кальцитовых разновидностей пород. Многочисленные жилы и линзы, кальцитовых карбонатитов залегают в оливинитах центральной части массива и в щелочных породах его краевой зоны. Они группируются в отчетливо выраженную дугообразную зону и в ее пределах приурочены к серии кольцевых трещин-разломов, пологопадающих внутрь массива.Карбонатитовые тела представляют собой штоки, конические жилы, падающие к центру массива, кольцевые жилы, падающие от центра массива, радиальные дайки. Штоки в поперечнике имеют размеры от сотен метров до нескольких километров, а жилы мощностью от 10м при длине несколько сот метров до нескольких километров (1-2 км). Минеральный состав карбонатитов определяется наличием карбонатов, составляющих 80-99%. Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты, реже встречаются доломитовые, еще реже анкеритовые и совсем редко сидеритовые карбонатиты. В формировании карбонатитов установлена последовательность их образования – первым накапливается кальцит, далее доломит и анкерит. Остальные минералы в карбонатитах являются акцессорными, их более 150 разновидностей. Типоморфными минералами являются флогопит, апатит, флюорит, форстерит; редкими – бадделеит, пирохлор, гатчеттолит - урансодержащий пирохлор, перовскит-кнопит-дизаналит, карбонаты редких земель (синеизит, бастнезит, паризит).

В карбонатитах установлен стадийный характер минералообразования: в первую стадию формируются крупнозернистые кальциты с минералами титана и циркония; во вторую – среднезернистые кальциты с дополнительными минералами титана, урана, тория; в третью – мелкозернистый кальцит-доломитовый агрегат с ниобиевой минерализацией; в четвертую – мелкозернистые массы доломит-анкеритового состава с редкоземельными карбонатами. Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая, плойчатая, структура – разнозернистая. Минеральные типы рудоносных карбонатитов отвечают различным уровням их возникновения и последующего эрозионного среза

Геологические структуры, определяющие положение и морфологию карбонатитовых тел внутри массивов, имеют один источник деформирующих усилий и разделяются на две разновидности по их морфологии. Центральные штоки приурочены к цилиндрическим трубкам взрыва. Карбонатитовые жилы приурочены к круговым структурам, среди них выделяют радиальные, кольцевые (падающие от центра), конические (падающие к центру).

Формирование массивов ультраосновных щелочных пород с карбонатитами охватывает длительный интервал времени и делится на четыре этапа магматической эволюции, разобщенные перерывами внедрения магматических пород: 1 - образуются ультраосновные породы (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2 - щелочно-гипербазитовый этап с формированием биотитовых пироксенитов и перидотитов и мелилитсодержащих пород; 3 - ийолит-мельтейгитовый этап характеризуется появлением пород от якупирангитов (крайне меланократовая бесполевошпатовая ультраосновная щелочная порода) до уртитов (существенно нефелиновая порода); 4 - внедряются нефелиновые и щелочные сиениты. После этого возникают карбонатиты. Все этапы сопровождаются формированием комагматичных даек. Весь интервал времени, охватывающий становление массивов может охватывать несколько десятков и даже первых сотен миллионов лет. Длительное развитие ультраосновных щелочных пород и сопровождающих их карбонатитов происходило в широких рамках температур и давлений. Ультрабазиты формируются при температурах 1350-1100оС, нефелиновые сиениты – 750-620оС, карбонатиты первой стадии 630-520оС, второй стадии 520-400оС, карбонатиты третьей стадии 400-300оС, карбонатиты четвертой стадии 300-200оС. Значительная вертикальная протяженность карбонатитообразования свидетельствует об изменении давления от верхнего уровня (близ поверхности земли) до глубинных горизонтов 100-60 МПа.

Магматическая гипотеза. Форма тел карбонатитов говорит о возможном их образовании при раскристаллизации из магматического расплава. Об этом свидетельствуют обломки вмещающих пород в карбонатитах, флюидная текстура некоторых карбонатитов, наличие в составе карбонатитов остывших расплавленных включений с температурой гомогенизации 880-558оС. Последнее обстоятельство позволило поставить вопрос о явлении магматической ликвации с отделением карбонатного расплава при температуре 900±50оС. Эти представления подтверждаются экспериментальными данными.

Гидротермальная гипотеза. Никто из исследователей не отрицает наличие карбонатитов гидротермально-метасоматического происхождения. В пользу этой гипотезы свидетельствуют следующие данные: наличие постепенных переходов от карбонатитов к замещаемым им породам; наличие реликтов незамещенных силикатных пород, пронизанные сетью прожилков; метасоматическая зональность в распределении минеральных ассоциаций, на контакте карбонатных и силикатных пород; зависимость состава темноцветных и акцессорных минералов карбонатитов от состава замещаемых силикатных пород; избирательный характер карбонатного метасоматоза.

20.По составу полезных ископаемых, концентрирующихся в карбонатитах последние разделены на семь групп. 1. Гатчеттолит-пирохлоровые карбонатиты с содержанием Nb2O5 0,1-1%; 2. Бастнезит-паризит-монцонитовые карбонатиты с содержанием TR2O3 от десятых долей процента до 1%; 3. Перовскит-титаномагнетитовые руды связаны с гипербазитами в ассоциации с карбонатитами; 4. Апатит-магнетитовые с форстеритом карбонатиты с содержанием железа 20-70%, Р2О5 10-15%; 5. Флогопитовые скарноподобные образования, в коре выветривания формируется вермикулит; 6. Флюоритовые карбонатиты; 7. Сульфидоносные карбонатиты с медным оруденением при содержании меди 0,68% и свинцово-цинковым.

21.Гипотезы образования карбонатитовых месторождений. I гипотеза – «магматическая». Карбонатиты образуются при раскристаллизации магматического расплава. (зарубежные геологи – шведы, норвежцы; русские – Егоров).Аргументы: Наблюдения над телами:Наличие типичных ксенолитов окружающих пород (ультраосн. щелочных, фенитов)Флюидальная текстура, ориентировка удлиненных минералов по простиранию (а не контактам)ТплCal = 1339°C, Р >1000 атм (≠ для природных расплавов)Эксперимент: Т=650°С, Р низкие – тройная система с H2O или четверная с Ca(OH)2 Излияния карбонатитовой лавы (Африка)Остаточный расплав – конечный продукт кристаллизации щелочной перидотитовой магмы. II гипотеза – «гидротермальная». Карбонатиты образуются как гидротермально-метасоматические м-я. (зарубежные геологи - Сэттер, Гольдшмидт; русские - Гинзбург, Бородин). Признаки метасоматоза:Реликты измененных вмещающих г.п.Проникновение карбонатитов по трещинам.Изменение карбонатитов в зависимости от изменения вмещающих пород.Избирательный характер замещениия (легче гипербазиты и ийолит-мельтейгиты, чем нефелиновые сиениты)Метасоматическая зональность Формирование в несколько стадий (последующая развивается по предыдущей)Это однозначное свидетельство метасоматического формирования.II гипотеза – Бородин – крайняя точка зрения. Единственные изверженные породы – это пироксениты(гипербазиты, т.е. ультраосновные породы),щелочные породы образовались при нефелинитизации пироксенитов. При карбонатитообразовании вещество проходит длинный путь в резком изменении РТ условий.Большую роль играла СО2 – она и агент транспортировки, и растворитель.Ее поведение отлично от поведения Н2О.При больших Р - СО2 жидкость, при h<300 м – газ. При движении снизу вверх на больших глубинах СО2 жидкость и приближается к обстановке углекислого магматического расплава, т.е. на больших глубинах формируются магматические тела карбонатитов.При приближении к поверхности СО2 вскипает и идут метасоматические процессы. У самой поверхности СО2 улетучивается, давление СО2 низкое и опять существует расплав.Смена условий по вертикали, влияющих на состояние СО2, приводит к формированию то магматических,то метасоматических карбонатитов.Возможно позднее метасоматическое изменение карбонатитов – вначале кристаллизация из расплава, потом переработка метасоматическим путем.

22.Пегматитовые месторождения. Пегматитовые месторождения являются продуктами кристаллизации остаточного магматического расплава-раствора, обогащенного летучими компонентами и редкими элементами. Пегматиты формируются на последних стадиях затвердевания интрузивов. Пегматиты связаны с интрузивами одинаковым составом,но отличаются меньшими размерами, формой рудных тел, зональностью, неравномерной зернистостью (наличие зон с крупными кристаллами), продуктов метасоматического замещения. Пегматиты чаще всего образуются в связи с магматическими интрузиями гранитов –гранитные пегматиты. Реже пегматиты ассоциируют с магматическими интрузиями другого состава (щелочного, основного, даже ультраосновного).Пегматиты чистой линии-Формируются в среде, близкой по составу, предохраняющей их от загрязнения.По минеральному составу соответствуют материнским интрузивам.Линии скрещивания-Формируются в среде,отличающейся по составу(например, в породах ультраосновного состава). Пегматиты формируются в абиссальных и гипабиссальных условиях на глубинах 4-7 км, реже около 2 км.Интервал температур Т : 700° до 100-50°С.формы тел-жилы,линзы. Схема зонального строения пегматитов:

(I – аплитовая оторочка (т/з агрегат Q-Ab-Mus)II – пегматит письменной структуры (тесное срастание Q и КПШ)III – зона микроклина и микроклиновых блоков (мономинеральная масса)IV – Q зона (часто с занорышами)V – метасоматическая зона. По составу и особенностям внутреннего строения пегматиты разделяются:1– простые пегматиты.2 – перекристаллизованные или неполнодифференцированные пегматиты.3 – полнодифференцированные пегматиты). Гранитные пегматиты имеют минеральный состав близкий к гранитам (материнским породам):КПШ (калиевый полевой шпат) + Q (кварц) ± слюды.отличие пегматитов от гранитов: жильную или линзовидную форму;зональное строение;зону графических срастаний кварца и полевого шпата;полости (камеры-занорыши) с хорошо образованными кристаллами различных минералов;крупно- и гигантозернистое строение минеральных агрегатов;повышенные концентрации минералов редких элементов (полезных ископаемых). Минералы щелочных пегматитов (сиениты, нефелиновые сиениты, ийолит-уртиты). Полезные ископаемые: Простые пегматиты(керамические) Структуры-письменная и гранитная, Перекристаллизованные пегматиты(мусковитовые)ст-ры:разнозернистые:крупно и гиганто кристал. Метасоматически замещенные пегматиты(редкометалльные).

23. Первая гипотеза А. Ферсманом. Пегматиты про¬дуктом затвердевания обособленной от магматического очага остаточной магмы. Процесс происходит в закрытой системе(при неограниченном поступлении воды в расплав).

В качестве опорных пунктов для температурной градуировки длительной эволюции пегматитообразования А. Ферсман принимал: 1) на¬чало процесса в 800—700° С; 2) точку перехода (З-кварца в а-кварц, лежа¬щую в пределах от 573 до 644° С (в зависимости от давления); 3) критиче¬скую температуру воды, находящуюся между 374 и 425° С (в зависимости от давления и состава растворенных веществ); 4) минимальную темпера¬туру гидротермального минералообразования в 50° С.

А. Ферсман различал пять этапов формирова¬ния пегматитов, Эти этапы расчленялись на промежуточные ступени, стадий пегматитообразования.

Фаза А магматиче¬ская 900— 800° С оствание гранита.

Фаза В - эпимагматическая соответствует образованию аплитовых оторочек при температуре 800—700° С.

Фаза С собственно пегматитовая, или графическая, при темпе¬ратуре 700-600° С(обр письм гр).

Фазы D—Е пегматоидные отличаются кристалл. Породами из флюидального остатка турмалин, мусковит, берилл, топаз и других минералов при температуре 600—500° С.

Фазы F—G надкритические характеризуются также двухфазовым состоянием (флюидная и твердая) с проявлением типичного пневматолитового процесса, фиксирующегося образованием зеленых слюд, альбита, литиевых и других соединений, замещающих ранее выдели¬вшиеся минералы при температуре 500—400° С.

Фазы Н—J—К гидротермальные соответствующие высоко-, средне- и низкотемпературному гидротермальным режимам вновь в условиях трехфазовой системы (сжиженная вода — газ — твердые минералы) с отложением сульфидов, цеолитов, карбонатов при температуре от 400 до 50° С.

Фаза L — гипергенная — относится к преобразованию пегма¬титов в зоне выветривания с вхождением в их состав глинистых продуктов, вторичных карбонатов, гидроокислов, кремнистых и других соединений.

Недостатки первой гипотезы образования пегматитов сводятся к сле¬дующим:

1) не учитывалась ограниченная растворимость воды в магме и вытекающее из зтого необоснованное выделение пегматоидной и над¬критической стадий развития;

2) недостаточно анализировались тектонические факторы, которые могут определять не только пути внедрения и локализации пегматитов, но и раскрытие системы (взламывание пегматитовой полости);

3) не давалось удовлетворительное объяснение пересечению пегмати¬товых жил трещинами, выполненными минералами поздних стадий;

4) снижение перспективы пегматитовых жил, вытекающее из гипо¬тезы о концентрации промышленно ценных минералов из летучих соеди¬нений только в их верхних частях;

5) трудность объяснения резкой смены накопления калиевых поле¬вых шпатов натровыми;

6) трудность объяснения проблемы пространства и зонального стро¬ения пегматитов.

Вторая гипотеза Р. Джонсом, Е. Камероном и др.

Подчеркивают, что структурные составля¬ющие пегматитов отчетливо разделяются на две самостоятельные группы:

1) зональное заполнение пегматитовой полости;

2) метасоматические обра¬зования, формирующие массы, структурный рисунок которых явно накла-дывается на более раннее зональное строение пегматитовых тел.

Исходя из зтих данных предполагается, что процесс формирования пег¬матитов распадается на два самостоятельных этапа — магматический(сист зак) и пневматолито гидротермальный(сис откр).

Таким образом, пегматиты образуются комбинированным путем образуются зональные пегматиты простого состава, а на втором этапе, в условиях полностью раскрытой системы, происходит метасоматическая их переработка растворами, поступающими из глубинного магматического очага, с образованием сложных по со¬ставу и строению пегматитовых тел.

Среди критических замечаний, высказываемых по поводу рассматри¬ваемой гипотезы, отмечаются следующие:

1) осталось неразработанной экспериментальная и физико-химиче¬ская (термодинамическая) часть предлагаемой схемы процесса;

2) Метосоматич процесс слабо проявляется вокруг пегматитов, т. е. слабо развитизм вмещающих пород.

Третья гипотеза Она предложена А. Заварицким.

Пегматиты могут образоваться из любой породы; гранитные пегматиты, в частности, могли сформироваться за счет гранитов, аплитов и других сходных с ними по составу пород. Весь процесс пегматитообразования, по его представлениям, распадается на два этапа постепенно переходя¬щих друг в друга.

1 этапе остаточные горячие газо-водные растворы, создают усло¬вия для перекристаллизации этих пород. Возникают крупно- и гиган-токристаллические простые пегматиты, не отличающиеся минеральным составом от пород, по которым они образовались. замкну¬той системе.

2 этапе раствор перестает быть химически равновесным по отношению к минеральным комплексам простого пегматита. Система становится открытой.

Таким образом, в рассматриваемой гипотезе полностью отрицается особая пегматитообразующая остаточная магма.

Четвертая гипотеза Метаморфогенная гипотеза (Г.Рамберг, Ю.М.Соколов) и др.) объяс-няет условия формирования пегматитов в древних метаморфических комплек-сах. Пегматиты формируются на разных стадиях метаморфогенного преобразо-вания преимущественно докембрийских пород и по особенностям состава соот-ветствуют фации метаморфизма вмещающих пород. Согласно данной гипотезе пегматиты – продукты регрессивного метаморфизма.

Пятая гипотеза Ликвационая гипотеза Гранитный расплав в процессе остывания ликвацирует, т. е. разделяется на расплавы различающиеся по составу SiO2. Применима только к гранитным пегматитам.

24.Генетические классы пегматитовых месторождений (простые, перекристаллизованные, метасоматически замещенные), их полезные ископаемые.

ПРОСТЫЕ ПЕГМАТИТЫ

Простые пегматиты по химико-минералогическому составу соответствуют исходным породам (гранитным пегматитам).

Так, для простых гранитных пегматитов главными минералами являются калинатровые полевые шпаты и кварц с небольшой примесью светлой слюды, турмалина и граната. Письменной или гранитной структурой, не несут заметных следов перекристаллизации, зональной дифференциации и метасоматической пере¬работки.

Они разрабатываются для полу¬чения комплексного керамического сырья.

ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗОВАННЫЕ ПЕГМАТИТЫ

Пегматиты этого класса отличаются разнозернистой крупно и гигантокристаллической структурой. Причина перекристаллизация исходного вещества жил под влиянием горячих газо-жидких растворов, химический состав которых находился в основном в равновесии с составом ранее выделившихся пегматитообразующих соединений.

При такой перекристаллизации, помимо Q и КПШ, при гидролизе последнего формируется мусковит, составляющий наиболее ценный минерал пегматитов этого класса.

Перекристаллизованные пегматиты бывают как зональные, так и азональные.

Такие пегматиты, как правило, принадлежат к древним докембрийским образованиям, сформированным в наиболее глубинных условиях среди глубокометаморфизованных кристаллических пород.

Из перекристаллизованных пегматитов добывают мусковит, полевой шпат, комплексное кварц-полевошпатовое сырье и кварц.

Мусковит во всем мире получают исключительно из перекристаллизованных пегматитов, являющихся единственным источником его добычи. Размеры пластин слюды колеблются от очень мелких до гигантских с площадью; промышленное значение имеют листы площадью более 4 см2.

Крупные месторождения мусковита обладают запасами слюды в тысячи тонн. Главные места добычи мусковита в СССР находятся в Мамском районе Сибири, в Карелии и на Кольском полуострове,Индии и Бразилии.

Комплексное кварц-полевошпатовое сырье, или так называемый пегматит, получают из зон письменного гранита, подобно тому как это делается при разработке простых пегматитов.

МЕТАСОМАТИЧЕСКИ ЗАМЕЩЕННЫЕ ПЕГМАТИТЫ

Они не только перекристаллизованы, но и метасоматически переработаны под воздействием горячих растворов, химически неравновесных по отношению к составу первичной пегматитообразующей минеральной массы.

Для них типично наиболее полное зональное строение, осложняемое скоплениями альбита, грейзенов и их минералов редких металлов, горного хрусталя и драгоценных камней.

П. и. горный хрусталь, оптический флюорит, драгоценные камни, руды Li, Be, Cs, Rb; иногда в качестве руды Ol, W, Nb, редких земель.

Горный хрусталь и флюорит обычно приурочены к открытым полостям, так называемым «погребам» центральных частей шлировых или эпигенетических гранитных метасоматически измененных пегматитов. Размеры таких кристаллоносных погребов колеблются в широких пределах., достигая 200 м3.

Среди драгоценных камней в Советском Союзе, Бразилии, Индии, Южной Африке, топаз, берилл (аквамарин), турмалин, гранат и аметист.

Скопления лития в пегматитах связаны с лепидолитом, сподуменом,, амблигонитом, циннвальдитом и другими более редкими минералами добываемыми в качестве литиевой руды.

25. .Альбититовые и грейзеновые месторождени

Альбититы и грейзены объединяет общность происхождения, локализация и источник рудообразующих веществ. Они связаны с апикальными частями массивов кислых и щелочных гипабиссальных интрузивных пород, подвергшихся постмагматическому щелочному метасоматозу.Эти месторождения обр-ся в рез-те единого процесса метосоматоза,а локализуются в апекальных частях массивов кислых и щелочных пород,но чаще всего встречаются раздельно. Альбитизация процесс замещения плагиоклазов и других минералов альбитом в различных силикатных и алюмосиликатных породах. Широко проявляется как высокотемпературный метасоматический процесс, как на значительных площадях, так и вдоль локальных зон. Альбитизация обычно следует за калиевым метасоматозом, когда образуются существенно микроклиновые и ортоклазовые породы. При альбитизации возникает инфильтрационная зональность. Грейзенизация – процесс высокотемпературного (300-500оС) метасоматоза с обязательным участием летучих компонентов (фтор, бор, хлор и др.), при широком диапазоне давлений и при эволюции постмагматических растворов от кислых к щелочным, связанный с гранитными гипабиссальными интрузиями. В зависимости от состава растворов образуются различные грейзены. Вследствие натрового метасоматоза апикальные части гранитных куполов и их апофиз альбитизируются, а избыток калия выносится и связывается в грейзенах, накапливающихся на границе альбитизированных гранитов и вмещающих их пород, а также среди последних, близ кровли интрузивов.

Единство процесса возникновения альбитизации и грейзенов не всегда приводит к их одновременному и совместному образованию. В природе чаще встречаются грейзоновые месторождения без альбититов и альбититовые месторождения без грейзенов, чем совместная ассоциация альбититов и грейзенов. На основании изучения зонального строения выступов изверженных пород, подвергшихся щелочному метасоматозу, А.А. Беус предложил схему процесса. Прогрессивная часть процесса характеризуется калиевой составляющей с формированием существенно микроклиновых пород в ядерной части массива в обстановке повышенных давлений. Затем, вследствие инверсии процесса, активизировался натровый метасоматоз, приведший к ранней альбитизации преимущественно в периферийной зоне массивов в условиях пониженных давлений. На фоне восходящей кислотности сильное основание (калий) сменяется более слабым (натрий). Максимальное увеличение кислотности растворов происходило при их переходе из надкритического в гидротермальное состояние в стадию грейзенизации, при активности фтора и бора выносились щелочи, алюминий и элементы примеси. После перелома (грейзенизации) начинается регрессивная часть процесса, протекающая в обратном направлении, при понижении кислотности растворов с формированием поздних альбититов и микроклиновых пород. Поздняя микроклинизация и альбитизация по объему меньше ранней и может ограничиваться выделением прожилков адуляра и альбита.

Альбититовые и грейзеновые месторождения формировались в среднюю и позднюю стадии геосинклинального цикла, а также при активизации магматической деятельности на древних платформах. Альбитизация характерна для щелочных метасоматитов древних щитов, для контактовых частей щелочных массивов (каледониды Тянь-Шаня) для районов распространения скарновых месторождений (Северный и Средний Урал), для рудных полей грейзеновых и апогранитовых месторождений (Забайкалье). За границей значительные месторождения альбититов и грейзенов известны в Индонезии, Китае, Бирме, Австралии, Южной Америке, Испании, Чехословакии и др.

Температурный режим:1)м-м парагенет.анализа:микроклин 650-550,альбитизация 550-400;грейзенизация 450-300; сопровожд.кварц-ПШ жилы 450-250;глубина альбитов 1,5-2 до 3-4км;грейз.1-1,5 до 4-5км.Альбититы обр-ся из более ранних высокотемпературных и более щелочных растворов в тыловой части метосоматической колонки,а грейзеновые из менее высокотемпературных и относительно кислых растворов на фронте метосоматоза

26. Альбититовое месторождение

По форме месторождения штокообразные с апофизами, достигающие по площади несколько квадратных километров, на глубину распространяются до нескольких сот метров, реже до 600 м. Альбитизация захватывает изверженные материнские породы и реже породы кровли (Рис.9). Альбитит – лейкократовая порода, в которой на фоне мелкозернистой основной массы отмечаются порфировые выделения кварца, микроклина, пластинки слюд или щелочного амфибола (рибекит), реже пироксена. Во всех типах альбититов сохраняется парагенезис минералов: альбит+микроклин+кварц. Минеральный состав альбититов зависит от состава исходной породы и меняется в соответствии с их щелочностью. 1). По нормальным гранитам формируются мусковит-микроклин-кварц-альбитовые альбититы с второстепенным минералом – мусковитом; типоморфные редкометальные акцессории - берилл, хризоберилл, бертрандит, фенакит, эвксенит, вольфрамит, молибденит, касситерит (характерные элементы - бериллий). 2). По субщелочным гранитам образуются литионит-микроклин-кварц-альбитовые альбититы, второстепенные минералы – криофиллит, лепидолит, циннвальдит, топаз; типоморфные редкометальные – колумбит-танталит, микролит, пирохлор, касситерит. 3). В щелочных гранитах обнаружены биотит-кварц-альбитовые альбититы с биотитом и типоморфными редкометальными акцессориями – пирохлором, цирконом, фергюсонитом, колумбитом, торитом, гагаринитом, приоритом, ксенотимом, бертрандитом, фенакитом, молибденитом и эгирин-альбитовые альбититы с эгирином, цирконом, чевкинитом, ксенотимом, монацитом, иттриалитом. 4). По нефелиновым сиенитам формируются нефелинсодержащие микроклин-альбитовые альбититы с эгирином, щелочным амфиболом, цирконом, пирохлором, сфеном, апатитом, бритолитом и ильменитом.Характерным примером мусковит-альбитовых апогранитов первой группы, содержащих акцессорную вкрапленность берилла, является один из куполовидных выступов небольшого (10 км) интрузива киммерийских гранитов в Восточной Сибири, прорывающего песчано-сланцевые породы палеозоя. Главный интрузивный массив, с которым предположительно связан бериллоносный купол, сложен пестрой гаммой гранитоидов, среди которых выделяются биотитовые и двуслюдяные граниты порфировидного, среднезернистого и мелкозернистого сложения, а также аплитовидные сильно альбитизированные разности, в том числе своеобразные литионит-амазонит-альбитовые апограниты, содержащие микролит и колумбит-танталит. В пределах интрузивного массива, а также в зоне экзоконтакта широко развиты грейзеновые и кварцево-жильные образования, несущие вольфрамовую и в меньшей мере оловянную минерализацию. Порфировидные двуслюдяные граниты главного интрузивного массива содержат 0,0008% бериллия, что более чем в полтора раза выше среднего содержания бериллия в гранитах. В гранитах широко развита микроклинизация. Продуктами этого процесса являются метасоматические порфировидные вкрапленники микроклина. Межпластовый купол грейзенизированных вольфрамоносных гранитов, содержащих акцессорную вкрапленность берилла, располагается в пределах ослабленной зоны, прослеживающейся во вмещающих породах в экзоконтактовой части главного интрузивного массива (Рис.10).

Ширина полосы рассланцованных метаморфических пород, вмещающих куполовидную залежь гранитов, достигает 300-400 м. В разрезе куполовидная залежь (Рис.9) имеет гораздо более сложную форму, чем это можно было предполагать, наблюдая падение всех контактов тела в сторону вмещающих пород на поверхности эрозионного среза. В трещинах купола развиты вольфрамитсодержащие кварцевые жилы, а в апикальной части купола, непосредственно на границе со сланцевой кровлей, наблюдается крупное линзовидное обособление кварца, окруженное зоной полосчатого кварц-мусковитового грейзена. Все граниты массива до глубины более 250 м в той или иной степени альбитизированы и грейзенизированы.

На глубоких горизонтах ясно прослеживаются явления ранней микроклинизации. При этом метасоматически измененные разности гранитов располагаются в пространстве весьма закономерно, определяя характерную вертикальную зональность массива: сильно грейзенизированные метасоматические породы с реликтовым альбитом в апикальной части, альбитизированные и слабее грейзенизированные продукты метасоматического изменения гранитов на глубине более 80-100 м, альбитизированные микроклиновые граниты со слабым проявлением грейзенизации на глубине более 200 м. Явления альбитизации гранитов наиболее четко прослеживаются на глубине более 100 м от апикальной части массива. Минеральный состав метасоматически измененных гранитов из различных частей куполовидной залежи изменяется достаточно широко и характеризуется следующими колебаниями (в %): кварц –35-60; альбит –10-40; микроклин – 10-20; мусковит – 5-15.В альбититах различного генезиса неодинаков состав полезных ископаемых. В альбититах апогранитов нормального ряда ведущим является бериллий; в альбититах апогранитов субщелочного ряда – литий, рубидий, тантал, ниобий; в альбититах апогранитов щелочного ряда – цирконий, ниобий, иттриевые редкие земли; в альбититах апонефелиновых пород – цирконий, ниобий, цериевые редкие земли.

Ниобий концентрируется в танталит-колумбите, пирохлор-микролите, его содержание достигает 0,3%.

Цирконий совместно с гафнием накапливается в цирконе, циртолите и малаконе (содержание до 0,7%).

Литий вместе с рубидием обособляются в литиевых слюдах (криофиллите, лепидолите, циннвальдите).

Бериллий локализуется в берилле, фенаките, бертрандите, хризоберилле.

Урановые минералы представлены урано-титанитами, уранинитом, давидитом, коффинитом, уранофаном.

Вольфрам концентрируется в вольфрамите

27. месторождения - тесно связанные с гранитными массивами, известны во многих регионах мира (Центральная и Западная Европа, Китай и др.). Наиболее значительными в Советском Союзе являются грейзеново-рудные районы Центрального Казахстана, Северо-Востока, Восточного Забайкалья. Месторождения локализуются в контактовых зонах гранитных массивов и особенно часто в их куполовидных выступах и являются жильными, штокверковыми, а также жильно-штокверковыми. Реже встречаются месторождения в крупных разломах и трубообразные. Жилы приурочены к тектоническим трещинам одной, двух или более систем. Штокверковые тела находятся в эндоконтактовой части интрузивных массивов и в надынтрузивной зоне. Внутреннее строение штокверков весьма сложное, так как определяется как крупными разрывными нарушениями, так и несколькими системами мелких тектонических трещин и слоистостью вмещающих пород. Наиболее интенсивно грейзенизированы граниты куполов. Во вмещающих песчано-сланцевых толщах грейзенизация проявлена слабее. Кварц, мусковит, флюорит выполняют в основном мелкие трещины.

Руды описываемых месторождения комплексные. Главными рудными минералами в них являются вольфрамит, касситерит, молибденит, берилл, а на отдельных месторождениях также бертрандит, висмутин и слюды, содержащие литий. Наиболее часто встречаются ассоциации вольфрамита с касситеритом и вольфрамита с молибденитом, бериллом. Количество сульфидов в грейзеновых рудах невелико, но тем не менее висмутин на некоторых месторождениях является промышленным.

Процесс минерализации был многостадийным. Сначала происходила слабая альбитизация гранитов. Затем образовались грейзены с турмалином, топазом, флюоритом и другими минералами. После этого в связи с тектоническими подвижками формировались кварцевые жилы с вольфрамитом, касситеритом, бериллом. Следующая стадия является сульфидной, а завершающая – карбонатной или кварц-карбонатной.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ГРЕЙЗЕНОВЫЕ И ГРЕЙЗЕНОВОЙ ФОРМАЦИИ - месторождения W, Sn, Be, реже Mo, As, Bi, в которых процессы рудообразования, создавшие основные промышленно ценные парагенезисы, в пространстве и во времени сочетались с процессами преобразования гранитов в грейзены, а вмещающих их горных породах - в метасоматиты грейзеновой формации, включая аналоги грейзенов среди основных, ультраосновных и карбонатных горных пород.

В соответствии с этим они объединяют разнообразные по метасоматическим фациям месторождения, возникшие в различных по химизму средах, но под воздействием исходно однотипных растворов общего происхождения (Рундквист, Павлова, 1970). См. Формация грейзенов.

Для собственно грейзеновых месторождений характерно преобладающее распространение в жильном выполнении и в околорудных горных пород типично грейзеновых парагенезисов, т.е. кварц-слюдяных, кварц-топазовых и др.

Месторождения грейзеновые и грейзеновой формации характеризуются различной морфологией рудных тел (жильные, трубообразные, штокверковые и др.) и различным способом образования (замещение, выполнение).

28. 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 есторождениями. 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, тектониче-ская 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. Магнезиальные скарны магматической стадии образуют субпластовые и линзовидные тела, прибл согласные с залеганием вмещающих метам толщ. В экзоконтактовой зоне интрузивов, формируют жило- и трубовидные залежи. Тела сложены кальцифирами, шпинель-форстеритовыми, шпинель-клинопироксеновыми, реже форстерит-клинопироксеновыми и шпинель-гиперстеновыми скарнами, а также клинопироксен-плагиоклазовыми, гиперстен-плагиоклазовыми и гиперстен-ортоклазовыми околоскарновыми породами. Эндоскарны часто содержат титанит, отсутствующий в экзозоне.

29. Микроструктуры. Преобладающими микроструктурами являются гранобластовая, гетеробластовая, порфиробластовая и тогранобластовая.

Стадийность и зональность метасоматитов. Для известковых скарнов характерны разнообразные типы метасоматической зональности, что обусловлено вариациями температуры и состава растворов, а также глубиной становления метасоматитов.

В обобщенном виде метасоматическая колонка выглядит следующим образом:

0. Карбонатная порода

1. Волластонитовый экзоскарн

2. Пипоксеновый экзоскарн

3. Гранатовый экзоили эндоскарн

4. Пироксен-гранатовый эндоскарн

5. Пироксен-плагиоклазовая околоскарновая порода

0. Алюмосиликатная порода

При понижении температуры из колонки выпадает зона волластонитового, а иногда и гроссулярового скарна; в эндоскарнах появляется эпидот. В ходе дальнейшего охлаждения формируются ассоциации кварц-плагиоклазовых метасоматитов: Mn-содержащие пироксены, андрадит, амфибол, плагиоклаз, кварц и низкотемпературная пропилитовая ассоциация: эпидот, тремолит, хлорит, кальцит.

При понижении температуры и повышении кислотности растворов на скарны накладывается грейзеновая ассоциация: флюорит, слюды, хрупкие слюды, топаз.

Скарны широко распространены в земной коре и формировались от архея до кайнозоя.

Магнезиальные и известковые скарны служат благоприятной средой для рудоотложения. В них сосредоточена значительная доля мировых запасов Fe, W, флогопита, вермикулита, лазурита. К скарнам приурочены месторождения Cu, Co, Au, U, B и других полезных ископаемых. Рудная минерализация носит как сопряженный, так и наложенный характер. С магнезиальными скарнами сопряжены магнетитовые руды, а также скопления людвигита, флогопита, лазурита. Месторождения других металлов обычно наложены на скарны и связаны с воздействием более низкотемпературных гидротермальных растворов.

Известковые скарны вмещают промышленные месторождения всех металлов, кроме хрома, сурьмы и ртути, а также многих неметаллических полезных ископаемых.

30. Физико-химические условия образования.

Температурный диапазон формирования скарнов: известковых от 1000 до 4000С, магнезиальных магматической стадии от 1000 до 6500С, магнезиальных послемагматической стадии от 650 до 4500С. Процесс образования скарновых месторождений многостадийный. Так, на полиметаллическом скарновом месторождении Верхнее (Приморский край) минералообразование протекало в четыре стадии:1) предрудную скарновую – волластонит-гранатовую (свыше 6000С), 2) скарново-сульфидную (600-4000С), 3) сфалерито-галенитовую (350-1200С), 4) халцедон-кальцитовую (100-200С), минералы которых отлагались в виде друз в открытых полостях. Метасоматоз - процесс наиболее радикального изменения состава пород под воздействием гидротермальных растворов, связанных с интрузивами.

31. 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 – 800-4000С. Единственный рудный минерал скарнов, который может образоваться в таких условиях – магнетит. Однако такая теория (биметасоматическая) не объясняла привнос в зону скарнов SiO0. 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 2000С 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.

32. 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, Дальне-горское 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

33. гидротермальные месторождения

-м-я,кот-е образ-ся на глубине горячими минерализованными газовожидкими водными р-ми.Скопления п.и.в г-т.м-ях св-но:1)отложение вещ-ва из р-ров в пустотах и трещинах г.п.на глубине;2)в рез-те метосом.замещения пород.в связи с 2-мя мех-ми образ-я месторождений ф-ма руд.тел зависит:1)от морфологии рудовмещающих полостей и трещин;2)от очертаний замещаемых п-д.Ф-ма тел ГТМ-жилы,реже штокверки,гнёзда,линзы;редко-пластообр-е залежи и сложные комбинированные тела.Р-ры руд.тел:минимал-длина2-3м,шир 20-50см;максим-дл-200км,шир400-500км;Источники воды:1)магмат;2)атмосфер(метеорная,водозная);3)поровый(захорон.в др.остатках);4)морской;5)метаморф.

34.Зональность: от внеш.к центру:карбонат.с НРу;полиметалл;арсенопиритовые;пирротиновые с НРу.

Эммонс,1924.Батолитовая концепция-в магм.резервуаре вначале охлажд.внеш.оболочка и обр-ся породы типа аплитов,цент.часть остаётся жидкой,кристалл-ся дольше и при крист-ии в ней накапливается летучие компоненты,они прорывают п-ды кровли и обр-т ГТМ(одноактовая).М-лы отлагаются из ГТр-ров в порядке,обратном их растворении.Зон-ть по элементам(снизу вверх) с падением температуры:1-5:пустые кварцы,олово,вольфрам,мышьяк,висмут;6.10:золото,медь,цинк,свинец,серебро;11-безрудная12-серебро13-золото14-сурьма15-ртуть16-пустые кварц.жилыСмирнов,1937-др.конц-я обр-я зон-ти ГТМ-пульсационная-предполагал,что определение ГТр-ров от остывающего магм.очага пр-ло многократно отдел.импульсами.Состав металла в ГТр-рах меняется со временем и это приводит к последующему форм-ю м-й различ.состава

Ист-ки руд.вещва:1)ювенильный2)ассимелированный3)инфильтрационные.Ф-мы переноса гидротермального вещ-ва:1)истинные р-ры2)коллоидные3)простые ионные соед-я4)комплексные ионно-молекуляр.соед-я.Причины отложения вещ-в из ГТр-ров:1)окисл-восстан.р-ии2)изм.рН3)коагуляция коллоидов4)распад комплексов5)фильтрацион.эффект6)сорбция7)изм-е темп и давления.Связь ГТМ с изверж.п-ми:1)генетическая-плутоногенный2)параген.-вулканогенный3)агенетич.4)амагм

35. Классификация ГТМ

3классаГТМ:плутоногенный гранитоидный;вулканогенный андезитоидный;вулканогенный базальтоидный

36.Плутоногенный гранитоидный

делится на подклассы:кварцевый,сульфидный и карбонатный.Рудной формацией наз-ся м-е с преобладающим рудообр-м мин-м.Кварцевый – гл.жил.мин-л кварц,высокотемперат,1-5км глубина,500-300градусов температура.Гл.руд.формации:1)кварц-золото;2)кварц-арсенопирит-кварц(Кочкарь,Ю.Урал);3)Кв-пирит-золото(Берёзовское,Урал);4)Кв-турмалин-золото(Забайкалье);5)Кв-касситеритовая(Онон,Забайк);6)Кв-молибденитовая(Чикой,Забайк);7)Кв-халькопиритовая(жилы и штокверки)-меднопорф-е м-я;8)Кв-энаргитовая(Бьютт,США);9)Кв-висмутиновая(ср.азия).Сульфидный подкласс:1)галенит-сфалерит-халькопиритовая(садон,кавказ);2)галенит-сфалерит-пирит-баритовая(Салаир);3)Сульфидно-пастурановая;4)5-элементная(кобальт,никель,висмут,серебро,уран)(рудные горы);5)арсенид-сульфоарсенидная-никель,кобальт,железо;6)арсенопиритовая(Заб-е);7)касситерит-галенит-сфалеритовая(Хапчаранга);8)касситерит-хлорит-пирротиновая(касситерит-силикатная,Омсучкан);9)ферберит-антимонитовая(Грузия).Карбонатный подкласс:1)сидеритовая(Бакал,Урал);2)родохрозитовая(Бьютт,США);3)магнезитовая(урал);4)кальцит-тремолит-тальковая(Урал);наиболее спорная группа м-й.Пр-е:1)гидротермально-метаморфогенное2)осадочное3)инфильтрационное

37. Вулканогенно-андезитоидные

м-я приурочены к вулк.поясам.Вулк.пояса тихоокеан.конт-го обрамления.В более др.эпохи могли возникать и в зонах тектоно-магм.активизации платформ.Это приповерхн.м-я(глуб.до400м).Св-ны с вулк.п-ми ср.состава,приурочены к палеовулканам.Темп.обр-я начал.600-500,но быстро понижается.м-я сложные по мин.составу.Специф.изм-я вмещающих пород.Пропилитизация-кальцевый мет-з,каолинизация-калиевый м-з,адуляризация-натриевый м-з,алунитизация-алюминиевый м-з.Гл.руд.формации:1)Аи-серебро с теллуридами и селенидами(крипл-крик,США).Св-ны с молод.вулк.п-ми,сопровожд.широкими зонами алунитизации и адуляризации;2)полимет-я Аи-серебро,сульфиды Рв и цинка(Кордильеры);3)олово-вольфрам или касситерит-вольфрамит-висмутин-аргентитовая(анды и корд);4)халькопирит-энаргит-халькозиновая(Чили);5)самород.меди(оз.Верхнее,Сша);6)исландского шпата(траппы Сибири).

38. Вулканогенные базальтоидные м-я(колчедан) св-ны с субмарин-й(морск) базальт-риолитовой вулканоген.ф-й(спилит-кератофировая),кот-я представляет собой мощные слоистые толщи из гор-в лав,туфов,туфобрекчий с прослоями изв-в и др.терриген.п-д.Эту толщу пронизывают интрузии субвулк.тела.Мощн-ть от 1000 до 7000м.Кв-хлорит-серицит.По мин.составу преобл-т сульфиды.Гл.мин-лы-пирит,пироксен,марказит.Второст-халькопирит(борнит),галенит,сфалерит.Неруд-барит,кварц,карбонаты,серицит и хлорит-ук-т на степень изоморфизма.3гл.пром.типа колч.м-й:1)сернокалч-Карельский,кипрский(Ру,пироксен,маркозит);2)меднокалч-е(+халькопирит)уральский тип;3)полимет.колч-е(+галенит,сфалерит)алтайский тип(Куроко).1936Заварицкий-колч.м-я св-ны с вулканоген.формациями-после остывания лав на дне моря их глубин очагов поднимаются глубин.р-ры с летучими соед-ми и металлами.под их воз-м происходит замещение образовавшихся п-д и форм-ся руд.тела,т.е. отл-я сульфидов пр-т из р-ров,излив.на дно моря.Доказал,что м-я не св-ны с гранитами.Общая схема обр-я колч.м-й:рифтогенная стадия в св.с базальтоидным вулканизмом.Сначала изливались осн.магма,затем более кислые лавы и послед-риолиты.после стан-ся локальным,происходило отделение летучих компонентов с металлами и обр-сь колч.м-я.Т.о. завершается вулканич.цикл.В пределах м-я можно выд-ть подводящие каналы,кот-е хар-ся резким изм-м магм п-д(серицизация,хлоритизация).Р-ры изливались на пов-ть и отлогались на дне моря.В рез-те донных течений они разрушались и образовывали руд.гальки.

В обр-ии колч.м-й прнимают участие как ГТметосом.пр-сы,так и осадоч.процессы.Обр-сь в 2 этапа:1-дорудное изм-е вмещающих п-д,кот-е приводит к увеличению пористости и отл-ю простых сульфидов;2-обр-ся сульфиды цвет.металлов(медь,свинец,цинк).встреч-ся повыш.сод-я золота и серебра.