8. Вулканические островные дуги, их типы, механизм образования

Они протягиваются параллельно желобам на расстоянии порядка 200-300 км от их оси. Существует два типа вулканических дуг: энсиматические и энсиалические.

Энсиматические дуги закладываются на океанской коре, нередко на месте трансформных разломов, когда одно крыло, с более древней корой, начинает пододвигаться под другое, сложенное более моле молодой корой. Вулканиты юных энсиматических дуг обычно представлены толеитовыми базальтоидами и бонинитами. На долее поздних стадиях развития этих дуг начинают преобладать андезитобазальты или андезиты, но дело редко доходит до кислых магм (Марианская, Алеутская, Тонга- Кармадек).

Энсиалические дуги образуются на континентальной коре, обычно на коре микроконтинентов, отторгнутых от континента рифтом и спредингом. Вулканиты принадлежат к той же известково-щелочной серии, но среди них преобладают андезиты, дациты и риолиты, что объясняется контаминацией более древней континентальной коры. На поздних стадиях развития этих дуг повышается содержание щелочей (Японская, Камчатская, Филлипинская).

В основании вулканических дуг образуются плутоны гранитоидов - диоритов, тоналитов, гранодиоритов в энсиматических, нормальных гранитов - в энсиалических. Породы, слагающие основание и фланги этих дуг, на глубине испытывают региональный метаморфизм низких и умеренных давлений и средней и высокой температуры (появление глаукофановых «голубых» сланцев).

43. Основные типы эндогенных минералообразующих процессов.

Наши знания об эндогенных процессах минералообразования основы­ваются на представлениях о деятельности магматических очагов, распола­гающихся в нижних частях земной коры. Сами процессы, совершающиеся на значительных глубинах, недоступны нашему наблюдению. Лишь в рай­онах действующих на земной поверхности вулканов мы можем получить некоторые данные, позволяющие иметь суждение о глубинных процессах. С другой стороны, данные изучения состава, структурных особенностей, условии залегания и взаимоотношении различных изверженных пород и пространственно связанных с ними месторождений полезных ископаемых также дают возможность получить некоторые представления (в соответ­ствии с физико-химическими законами) о закономерностях, свойственных эндогенным процессам минералообразования.

Согласно этим представлениям, магмы являются сложными по соста­ву силикатными огненно-жидкими расплавами, в которых принимают участие и летучие составные части.

В тех случаях когда значительные массы магмы в силу тех или иных при­чин, не достигая самой поверхности, проникают в верхние части земной коры, они под большим внешним давлением подвергаются медленному остыва­нию и дифференциации, продукты которой в результате кристаллизации дают начало различным изверженным силикатным породам. При этом тя­желые металлы (такие как Sn, W, Mo, Au, Ag, Pb, Zn, Си и др.), присутству­ющие в магмах в ничтожных количествах, образуют с летучими компонен­тами (Н₂0, S, F, C1, В и др.) легко растворимые соединения и по мере кристаллизации магмы концентрируются в верхних частях магматических очагов. В одних случаях с их помощью образуются остаточные силикатные растворы, при кристаллизации которых возникают так называемые пегма­титы, содержащие минералы с F, В, Be, Li, Zr, а иногда с редкоземельными элементами и др. В других случаях они в виде газообразных продуктов уда­ляются из магматических очагов, оказывая сильные контактные воздействия на вмещающие породы, с которыми вступают в химические реакции. Нако­нец, в виде водных растворов — гидротерм — они уносятся вдоль трещин в кровлю над магматическими массивами, образуя нередко богатые месторож­дения главным образом металлических полезных ископаемых.

Лишь немногие тяжелые металлы остаются в магме и в процессе ее дифференциации концентрируются в некоторых горных породах внутри магматических массивов.

В тех случаях когда магма достигает земной поверхности и изливает­ся в виде лав, летучие компоненты, освобождающиеся при этом, уходят в атмосферу. В соответствии с указанной последовательностью развития магмати­ческого цикла явлений различают следующие этапы эндогенных процес­сов минералообразования: 1) магматический (в собственном смысле сло­ва); 2) пегматитовый; 3) пневматолито-гидротермальный.

1. Магматические процессы совершались во все геологические эпохи и приводили к образованию огромных масс изверженных горных пород.

По условиям образования различают прежде всего две главные груп­пы этих пород: а) эффузивные (экструзивные), т. е. излившиеся на зем­ную поверхность в виде лав или быстро застывшие в непосредственной близости ее в условиях низкого внешнего давления; б) интрузивные, мед­ленно застывшие на глубине под высоким давлением в виде больших грибообразных, пластообразных и неправильной формы массивов. Эф­фузивные породы при быстром остывании не успевают полностью рас-кристаллизоваться и потому в своем составе содержат в том или ином ко­личестве вулканическое стекло и часто обильные округлые пустоты (в пузыристых лавах), свидетельствующие о выделении газообразных про­дуктов вследствие резкого уменьшения внешнего давления. Интрузивные породы, наоборот, представляют собой полнокристаллические породы.

Явления дифференциации в магмах, как было указано, приводят к образованию различных по химическому и минеральному составу и удельному весу горных пород. В зависимости от содержания кремнезема и других компонентов среди изверженных пород различают:

а) улътраосновные, богатые MgO и FeO, но наиболее бедные Si0₂ (< 45 %): дуниты, пироксениты — в интрузивных и пикриты — в эффу­зивных комплексах;

б) основные, более богатые Si0₂ (45-55 %) и богатые Al₂0₃ и СаО, но более бедные MgO, FeO; габбро, нориты — в интрузивных и базальты и диабазы — в эффузивных комплексах;

в) средние по содержанию Si0₂ (55-65 %), более бедные СаО, но обо­гащенные щелочами: диориты, кварцевые диориты — в интрузивных, пор-фириты, андезиты и др. — в эффузивных комплексах;

г) кислые, богатые Si0₂ (> 65 %), но еще более богатые щелочами и более бедные по сравнению с предыдущими СаО, FeO, MgO: гранодио-риты, граниты и другие породы — в интрузивных; липариты, кварцевые порфиры и прочие породы — в эффузивных комплексах.

На рисунке 52 представлены данные содержаний элементов в виде раз­личных окислов для главнейших представителей интрузивных пород. На этой диаграмме легко видеть, как меняется состав ультраосновных, ос­новных среднекислых и кислых изверженных горных пород.

Несколько особняком от них стоит семейство бескварцевых нефелино­вых сиенитов (Si0₂ около 55 %), более богатых щелочами и А1₂0₃, чем гра­ниты, а также фонолитов, лейцитофиров и других эффузивных комплексов.

В ряде интрузивных массивов, где дифференциация магмы прояви­лась более совершенно, кислые разности пород располагаются в верхних частях, а более тяжелые по удельному весу основные и ультраосновные породы — в более глубоких частях, у нижней границы массивов.

Рудные месторождения магматического происхожде­ния встречаются лишь в уль­траосновных и основных из­верженных породах. К ним принадлежат месторождения Cr, Pt и других металлов пла­тиновой группы, а также Си, Ni, Co, Fe, Ti и др.

В богатых щелочами ин­трузивных породах (нефели­новых сиенитах) встречают­ся месторождения редких земель — ниобия, тантала, титана, циркония, и неметаллических полезных ископаемых — фосфора (апатита), глино­земного сырья (нефелина) и др.

2. Процессы образования пегматитов протекают в верхних краевых частях магматических массивов и притом в тех случаях, когда эти масси­вы формируются на больших глубинах (несколько километров от повер­хности Земли) в условиях высокого внешнего давления, способствующего удержанию в магме в растворенном состоянии летучих компонентов, ре­агирующих с ранее выкристаллизовавшейся породой.

Пегматиты как геологические тела¹ наблюдаются в виде жил или не­правильной формы залежей, иногда штоков, характеризующихся необы­чайной крупнозернистостью минеральных агрегатов. Мощность жилооб­разных тел достигает нередко нескольких метров, а по простиранию они обычно прослеживаются на десятки, реже сотни метров. Большей частью пегматитовые тела располагаются среди материнских изверженных по­род, но иногда встречаются в виде жилообразных тел и во вмещающих данный интрузив породах.

Необходимо указать, что пегматитовые образования наблюдаются среди интрузивных пород самого различного состава, начиная от ультра­основных и кончая кислыми. Однако наибольшим распространением пользуются пегматиты в кислых и щелочных породах. Пегматиты основ­ных пород не имеют практического значения.

По своему составу пегматиты немногим отличаются от материнских пород: главная масса их состоит из тех же породообразующих минералов. Лишь второстепенные (по количеству) минералы, да и то не во всех тинах пегматитов, существенно отличаются по составу, так как содержат ценные редкие химические элементы, часто в ассоциации с минералами, содержа­щими летучие компоненты. Так, например, в гранитных пегматитах в до­полнение к главнейшим породообразующим минералам (полевые шпаты, кварц, слюды) наблюдаются фтор- и борсодержащие соединения (топаз, турмалины), минералы бериллия (берилл), лития (литиевые слюды), иног­да редких земель, ниобия, тантала, олова, вольфрама и др. В тех случаях, когда пег­матиты проникают во вме­щающие интрузивs породы, особенно богатые щелочны­ми землями (MgO, CaO), их минеральный состав суще­ственно отличается от соста­ва пегматитов, залегающих в материнских породах. реакции, происходившие в процессе взаимодействия растворов с вме­щающими породами. Устанавливаются такие ассоциации минералов, в составе которых участвуют элементы не только магмы (Si, A1, щелочи и др.), но и боковых пород (MgO и СаО), которые на контакте с пегмати­тами сами сильно изменяются. Такого рода пегматиты по классифика­ции А. Е. Ферсмана относятся к пегматитам «линии скрещения» в от­личие от вышерассмотренных пегматитов «чистой линии».

Происхождение пегматитов еще нельзя считать до конца разгаданным. А. Е. Ферсман рассматривал их как продукт кристаллизации остаточных расплавов, обогащенных летучими соединениями. Позже акад. А. Н. За-варицкий и его последователи на основании физико-химических сообра­жений допускали возможность образования крупнокристаллических масс путем перекристаллизации материнских пород под влиянием газов, на­капливающихся в магматическом остатке, получающемся в процессе кри­сталлизации магмы. Однако в том и другом случаях пегматиты образу­ются в конце собственно магматического процесса и занимают как бы промежуточное положение между глубинными магматическими порода­ми и рудными гидротермальными месторождениями.

3. Пневматолито-гидротермальные процессы по существу являются уже явно постмагматическими, т. е. протекают после того, как главный про­цесс кристаллизации магмы в глубинном массиве в основном закончился.

Явления собственно пневматолиза (от греч. пневма — газ) могут иметь место в тех случаях, когда расплавы, насыщенные летучими компонентами, кристаллизуются в условиях пониженного внешнего давления. Вследствие этого в известный момент происходит вскипание, остаточная жидкость пере­ходит в газ, сосуществующий с ранее выделившимися твердыми минералами, и происходит дистилляция (перегонка) вещества. Процессы этого рода долж­ны совершаться в тех случаях, когда магмы застывают на малых глубинах.

На больших и средних глубинах отделяющиеся от расплава летучие компоненты (включая воду) представляют собой флюид (надкритический раствор), находящийся в относительном равновесии с кристаллизующи­мися из расплава минералами. Однако такой флюид не равновесен со вмещающими породами и поэтому является по отношению к ним агрес­сивной средой. В этом случае флюид устремляется к вмещающим поро­дам и, химически реагируя с ними, производит так называемый кон­тактовый метасоматоз. При этом в боковых породах (в кровле), пропитывающихся растворами, протекают химические реакции. Степень преобразования и состав получающихся продуктов в значительной мере зависят не столько от температуры, сколько от химической активности ра­створа и состава реагирующих с ними пород. Наблюдениями установлено, что наиболее интенсивные изменения происходят среди контактирующих с магматическими массивами известняков и других известковистых пород. В результате реакций в этих случаях путем замещения, или, как говорят, метасоматоза, образуются так называемые скарны (рис. 54), состоящие пре­имущественно из силикатов Са, Fe, A1 и др. Химический состав их пока­зывает, что источником для их образования послужили как вмещающие породы (известняки, доломиты и др.), так и составные части магмы. Ха­рактерно, что вдоль контакта, как это показали наши ученые (А. Н. Зава-рицкий и Д. С. Коржинский), одновременно происходит изменение и в интрузивных породах, успевших застыть к моменту проявления описы­ваемого процесса. При этом минералы магматических пород замещаются новообразованиями, состав которых показывает, что имеет место привнос элементов из карбонатных толщ (Са, Mg). В связи со скарнами нередко образуются крупные месторождения железа (гора Магнитная на Южном Урале), иногда вольфрама, молибдена и некоторых других металлов.

Воздействие обогащенных фтором и редкими элементами флюидов на сложенные терригенными осадочными породами кровли гранитоид-ных интрузий приводит к образованию грейзенов, существенно кварце­вых пород, обогащенных слюдами, топазом, бериллиевыми минералами и флюоритом. Грейзены нередко вмещают руды вольфрама, молибдена, олова и висмута.

В том случае когда магмы извергаются на земную поверхность, огром­ные количества летучих соединений (в виде так называемых эксгаляций) выносятся в атмосферу. Однако в трещинах остывших лав, на стенках кратеров вулканов и в окружающих других породах часто можно наблю­дать образование продуктов возгона (сублимации) таких минералов, как самородная сера, нашатырь, гематит, киноварь, минералы бора и др. От­мечаются и метасоматические реакции, но они выражены слабее, чем в предыдущем случае.

Струи газообразных продуктов вулканизма могут отлагать значитель­ные количества минерального вещества и при подводных извержениях. В этих условиях смешение газов с морской водой приводит к пневмато-лито-гидротермальному образованию конических сульфидных построек (черных курильщиков), содержа­щих заметные концентрации желе­за, цинка, меди и серебра.

Гидротермальные процессы в глубинных условиях развиваются в кровле, на некотором удалении от непосредственного контакта с из­верженными породами. Согласно гипотезе У. Эммонса(ок. 1930), кис­лая магма является источником как воды гидротермальных растворов, так и металлов, переносимых в раст­воренной форме из магматического очага в области рудоотложения. Остаточные надкритические раст­воры (флюиды), используя для сво­его продвижения системы трещин, возникающих при внедрениях маг­мы в кровле магматических очагов (рис. 55), постепенно охлаждаются и при температурах от 400 до 370 °С сжижаются, превращаясь в горячие водные растворы — гидротермы.

Наиболее благоприятные условия для проявления гидротермальных процессов создаются на малых и средних глубинах (3-5 км от поверхно­сти). Главная масса гидротермальных образований пространственно и генетически связана с интрузивами кислых пород (гранитов, гранодио-ритов и др.). Сфера циркуляции раствора, начинаясь почти от верхних частей магматических очагов, достигает иногда дневной поверхности. В районах проявления недавнего вулканизма до сих пор действуют горя­чие минерализованные источники, отлагающие кремнистые осадки с ве­сомыми количествами сернистых соединений Hg, Sb, As, Pb, Cu и др. (Стимбот-Спрингс в Неваде, Сольфор-Бэнк в Калифорнии и др.).

По мере удаления от магматических очагов в сторону земной поверх­ности гидротермальные растворы встречают среду, постепенно обогаща­ющуюся кислородом; при этом внешнее давление соответственно пада­ет; температуры снижаются предположительно от 400 до нескольких десятков градусов. Эти факторы, естественно, влияют на ход химичес­ких реакций и на минеральный состав гидротермальных образований. По преобладанию тех или иных ассоциаций минералов эти образования совершенно условно делят на высоко-, средне- и низкотемпературные. Это, конечно, не означает, что среди высокотемпературных образований не могут встречаться ассоциации минералов, кристаллизующихся при низ­ких температурах. Даже в пегматитах и контактово-метаморфических об­разованиях всегда устанавливаются более низкотемпературные минералы гидротермального происхождения. Они свидетельствуют лишь о заклю­чительных стадиях процесса отложения минералов, начавшегося при вы­соких температурах.

Образование гидротермальных растворов продолжается, очевидно, весьма длительное время — в течение всего периода жизни магматичес­кого очага. На основании анализа фактических данных о соотношениях различных месторождений, составляющих один рудный узел, С. С. Смир­нов пришел к выводу о прерывистом движении рудоносных растворов в связи с неоднократным возобновлением процессов трещинообразования. Об этом говорят нередко наблюдающиеся признаки наложения более поздних стадий минерализации на более ранние.

Формы минеральных тел зависят от конфигурации выполняемых пустот и отчасти от состава горных пород, в которых происходит цир­куляция растворов. В случае заполнения трещин образуются преры­вающиеся жилы (рис. 56), корни которых иногда залегают в верх­них частях магматических масси­вов. При отложении минералов в мельчайших порах и пустотах обра­зуются вкрапленники. Если раст­воры на своем пути встречают хими­чески легко реагирующие породы (например, известняки), то возни­кают часто неправильной формы метасоматические залежи. Если растворы внезапно попадают в большие раскрывшиеся полости, то вследствие резкого уменьше­ния давления должно происхо­дить массовое испарение раство­рителя (воды), а в связи с этим, по крайней мере в первое время, — резкое пересыщение растворов и выпадение колломорфных масс, сложенных сферолитовыми агрегатами. Широко распространены так­же пустоты с друзами различных кристаллов.

Данные по растворимости рудных компонентов в солевых водных растворах показывают, что объемы гидротерм, которые способны генери­ровать даже очень крупные интрузии (типа батолитов), недостаточны для выноса из магматического очага тех количеств металлов, которые запасе­ны в гидротермальных залежах. Это привело к пересмотру взглядов на единство источников для части металлов и гидротермальных растворов. В настоящее время признается, что в образовании гидротермальных жил также могут принимать участие воды глубокой циркуляции метеорного происхождения. Многократная циркуляция в неоднородном тепловом поле магматического очага значительных масс таких вод, обогащенных летучими компонентами, исходящими из интрузии, ведет к выщелачи­ванию из огромных объемов надинтрузивных вмещающих пород некото­рой доли кларковых содержаний таких металлов, как Au, Ag, Си и Со, что является достаточным для последующего отложения значительных масс рудных минералов. Смешанная природа гидротермальных растворов под­тверждается и данными об изотопном составе газово-жидких включений в жильном кварце.

Минеральный состав гидротермальных месторождений крайне раз­нообразен. Жилы в подавляющем большинстве случаев представлены массами кварца, которые заключают в себе скопления разнообразных минералов, чаще всего сернистых соединений металлов. Нужно сказать, что именно из гидротермальных месторождений добывается главная масса руд редких (W, Mo, Sn, Bi, Sb, As, Hg, отчасти Ni, Co), цветных (Си, Pb, Zn), благородных (Au и Ag), а также радиоактивных металлов (U, Ra, Th).

70. Классификация гидротермальных месторождений и хар-ка их основных классов.

Образуются в результате отложения рудного вещества в открытых пустотах и трещинах из горячих минерализованных газово-жидких растворов магматического происхождения, как путём отложения вещества, так и метасоматическим.

Гидротермальные месторождения создаются циркулирующими под поверхностью земли горячими минерализованными газово-жидкими растворами. Они возникали на протяжении всей истории развития земной коры от раннего архея до наших дней включительно. К современным аналогам гидротермальных систем относятся эксгаляционные процессы СОХ, фумарольные воды Камчатки, Аляски, Чили и других регионов, минерализованные источники Красного моря, полуострова Челекен, Южной Калифорнии и других территорий.

Гидротермальные месторождения имеют крупное значение в добыче цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов. Из неметаллических месторождений к ним принадлежат месторождения хризотил-асбеста, магнезита, флюорита, барита, горного хрусталя, исландского шпата, а также некоторые месторождения флогопита, графита, апатита, гипса.

Формы рудных тел. Гидротермальные руды возникают как вследствие отложения минеральных масс в пустотах горных пород, так и в связи с замещением последних. Поэтому формы рудных тел зависят, с одной стороны, от морфологии рудовмещающих полостей, а с другой стороны, от очертаний замещаемых пород. Наиболее типичны для гидротермальных месторождений различные жилы, часто встречаются штоки, гнезда, штокверки, линзы, пастообразные залежи и сложные комбинированные тела.

Геологический возраст. Гидротермальные месторождения формировались на всем протяжении длительного развития земной коры. Расцвет гидротермальной деятельности начинается с герцинской эпохи. Интенсивные гидротермальные процессы продолжались в киммерийскую и альпийскую эпохи.

Классификация гидротермальных мест-ий

Наиболее распространенной из зарубежных классификаций, используемой многими геологами, является систематика В.Линдгрсиа, разделяющая месторождения по температурам и глубине образования на три класса:

1. гипотермальный - большие глубины, высокие давления и температуры (500-300°С);

2. мезотермальный - средние глубины, температуры 300-200°С;

3. эпитермальиый - небольшие глубины и низкие температуры (200-50°С).

Американские геологи в 50-е годы XX в. дополнили ее еще тремя классами: лептотермальиым - средние глубины, низкие температуры; телетермальным - малая глубина, низкие температуры; ксенотермальиым - малая глубина и высокие температуры.

Классификация Смирнова:

1. Плутоногенные месторождения связаны с кислыми, умеренно кислыми и умеренно щелочными гипабиссальными изверженными породами. По преобладающему развитию ведущей минеральной ассоциации выделяются три подкласса: кварцевый, сульфидный и карбонатный. Распространены переходные месторождения: кварц-карбонатные, кварц-сульфидные и карбонатно-сульфидные.

Формирование месторождений, как правило, осуществляется в несколько стадий. Отмечается общая тенденция к выделению на ранних стадиях оксидных соединений (кварц, магнетит, гематит, вольфрамит, касситерит и др.), на средних происходит массовое выделение сульфидов, их аналогов и сульфосолей, а на поздних отлагаются карбонаты. Образование месторождений сопровождается изменением боковых пород. Особенно характерны серицитизация, хлоритизация, окварцевание, доломитизация, лиственитизация, флюоритизация, пиритизация, гематитизация.

Среди рудных тел известны изомстричиые, плоские и трубообразиые залежи. Размеры колеблются в широких пределах от нескольких метров до десятков километров по простиранию. Месторождения формировались главным образом на глубине от 1 до 5 км. Начальная температура процесса минералонакопления достигала 500°С и более, но в большинстве месторождений была близка 400-300°С, затем она постепенно падала.

Среди месторождений кварцевого парагенезиса выделяются следующие главные рудные формации: кварц-золоторудная, кварц-касситеритовая, кварц-молибденитовая, кварц-шеелитовая, кварц-висмутиновая, кварц-уранинитовая.

Образования сульфидного парагенезиса включают в качестве характерных следующие формации: полиметаллическая (галенит-сфалерит- халькопиритовая), сульфидно-настурановая, пятиметальная (Со, Ni, Вi, Аg, U), сульфидно-касситеритовая, сурьмяно-мышьяковая.

В образованиях карбонатного парагенезиса различают формации сидеритовую, родохрозитовую, магнезитовую, катьцит-тремолит-тальковую.

2. Вулканогенные месторождения. Месторождения этого класса связаны главным образом с наземным преимущественно андезит-дацитовым вулканизмом, а также с щелочным и трапповым магматизмом. Наиболее характерны месторождения, приуроченные к жерлам палеовулканов и их периферии.

Им свойственны конические, кольцевые, трубчатые, внутрижерловые и радиалыю-трещинные структуры. Рудные тела имеют форму жил, труб и штокверков. Чаще всего они невелики по размерам, быстро выклиниваются с глубиной, хотя нередко сложены очень богатой рудой, образующей спорадические скопления или так называемые «бонанцы». Для вулканогенных месторождений характерны специфические изменения вмещающих эффузивных пород, проявляющиеся в их окварцевании, пропилитизации, алунитизации и каолинизации. Эти месторождения формировались в приповерхностной зоне на глубине от нескольких десятков до сотен метров. Они возникали в условиях резкого спада температуры и давления. Такая обстановка приводила к большой скорости минералонакопления, способствующей скучиванию (телескопированию) накладывающихся друг на друга сложных и разнообразных минеральных ассоциаций. Для руд характерно широкое распространение метаколлоидных текстур. С этим типом связаны многочисленные и важные в экономическом отношении рудные формации: полиметаллическая золото-серебряная, золото-серебряная с теллуридами и селенидами, олово-серебряная, флюорит-бертрандитовая, молибденит-флюорит-настурановая, киноварная, самородной меди с цеолитами, алунитовая, исландского шпата, самородной серы.

3. Амагматогенные месторождения. Месторождения находятся на площадях развития осадочных пород, где отсутствуют активные изверженные породы. Раиее предполагаюсь, что они связаны с находящимися на глубине и не вскрытыми эрозией магматическими породами и их назы­вали телетермальными. Позднее их стали называть нейтральным термином «стратиформные». Генезис амагматогенных месторождений представляет собой одну из остро дискуссионных проблем рудообразования.

Существуют четыре главные гипотезы.

Часть геологов рассматривает их как первично-осадочные месторождения, претерпевшие диагенетическое, катагенетическое и метаморфическое преобразование. В качестве обоснования приводились характерные черты этих месторождений:

1. нахождение исключительно в осадочных породах и отсутствие изверженных пород;

2. обычно пластовая форма рудных тел;

3. отсутствие признаков контроля разломами;

4. приуроченность к определенным частям стратиграфического разреза;

5. размещение среди мелководных осадков прибрежных морских фаций;

6. ритмичное строение рудоносных толщ;

7. преимущественная связь оруденения с начальными трансгрессивными или конечными регрессивными частями разреза;

8. переход пластовых рудных тел по простиранию в зоны рудных конкреций;

9. признаки диагенетического преобразования вещества;

10. нахождение среди свит пластов с повышенным содержанием рудных элементов;

11. соответствие изотопного состава этих элементов изотопным соотношениям руд;

12. изотопный состав серы, свидетельствующий о ее биогенно- осадочном характере;

13. сравнительно простой минеральный состав руд.

Другая группа геологов считает рассматриваемые месторождения эпигенетическими гидротермальными, связанными с залегающими на глубине изверженными породами. Этот взгляд аргументируется следующими положениями:

1. наличие наряду с согласными секущих рудных тел;

2. проявление в ряде случаев гидротермального изменения боковых пород - окварцевание, доломитизация, серицитизация, каолинизация;

3. агрессивный характер рудообразования, приводящий местами к отчетливому метасоматозу;

4. формирование руд в несколько стадий, разделенных перерывом:

5. иногда сравнительно высокая температура минераловыделения (200-70°С).

К амагматогенным относятся формации: медистых песчаников, свинцово-цинковых руд в карбонатных породах, антимонит-киноварные месторождения сурьмы и ртути, флюоритовые месторождения.

Пример месторождений: Восточный Коунрад, Сорское (Mo), Коунрадское, Удокан (Cu), Фестивальное (Sn), Березовское (Au).

БИЛЕТ № 10