загрузка...
загрузка...
На головну

Отже, в залежності від масштабів прояву виділяються наступні категорії рудоносних площ: провінція, область (пояс, басейн), район (вузол), поле, родовище, рудне тіло

К провінціям відносять великі структурні елементи земної кори (синеклізи, антеклізи, регіональні розломи, складчасті пояса, дно морів і океанів і пр.) з розміщеними в їх межах специфічними асоціаціями родовищ.

Область корисних копалин є складовим елементом провінції, має ізометричні обриси і характеризується набором певних за походженням і складом родовищ. Область приурочена до тектонічних структур першого порядку (мульди, грабени, підняття та ін).

рудні пояса - Витягнуті лінійні області, приурочені до прогину, глибинних розломів, зон субдукції і рифтових систем. Розміри їх коливаються від сотень до тисяч кілометрів.

басейни- Площі безперервного поширення пластової рудної мінералізації, що виділяються в межах континентальних і океанічних плит. Площі їх складають сотні - сотні тисяч кв. км.

Рудний район (вузол) - Локальне скупчення корисної копалини в межах більших структур (провінцій і областей), обумовлене приуроченість до певних тектоно-магматичних і літофаціальним ситуацій. Площі їх 50-150 км2.

рудне поле - Група родовищ, що об'єднуються загальним походженням і єдністю геологічної структури. Площа рудних полів має розмір одиниці-десятки кв. км.

Родовище корисної копалини - ділянка земної кори, в якому в ході дії деяких процесів виникло скупчення корисної копалини, придатного за кількістю та якістю для промислового використання.

Раніше причиною зонального відкладення рудного речовини в гідротермальних родовищах майже беззастережно вважалося осадження мінералів з безперервного потоку гарячих розчинів, що виділяються остигає интрузиями (гіпотеза Еммонса і її аналоги). Відповідно до цієї гіпотези високотемпературні руди Sn, Mo, W, Be зобов'язані локалізуватися всередині рудоматерінского масиву. У породах обрамлення интрузий утворюються середньотемпературні руди Cu, Pb, Zn, Au. На максимальному видаленні від інтрузій розташовані низькотемпературні мінерали Au, руди Ag, Sb, Hg. Якщо зональність розглядати в межах значної території (рудоносної зони, металогенічної зони), то така закономірність в цілому дотримується. Прикладом є повні ряди металогенічної зональності в Яно-Колимському і Східно-Уральському поясах, на Памиро-Алайском, Тянь-Шаньском, Кураміно-Чаткальского хребтах в Середній Азії. Але для конкретних інтрузивних масивів повний зональний ряд родовищ не спостерігається.

Пояснення цьому факту різні. С. С. Смирнов пояснив це переривчасто-пульсаційним надходженням порцій розчинів різного складу з остигаючого магматичного вогнища, на його думку, ці різновікові порції використовують для дренажу різні системи тріщин.

слабкість гіпотези Еммонса і її варіацій полягає в тому, що не існує интрузий, геохимически спеціалізованих на всі метали, що складають зональні ряди родовищ в конкретних рудоносних зонах. Крім того, вкрай сумнівна можливість концентрованої транспортування того чи іншого металу від рудоматерінского плутона на великі відстані крізь складну геологічну середу, насичену численними бар'єрами для розчинів. Ці протиріччя знімаються, якщо допустити, що джерелом металів є їх надкларковие концентрації у вмісних геологічних товщах, а інтрузіях відводиться роль прогрівають і поляризують енергетичних вогнищ, що призводить до мобілізації, переносу і концентрованого відкладення металів. У багатьох рудних районах (Північний схід, Далекий Схід, Східна Сибір, Середня Азія і ін.) Вивчення петрографічного складу теригенних порід поблизу родовищ різних металів, просторово віддалених від найближчих интрузий, показало, що оруденение закономірно приурочено до кордонів фацій контактового або регіонально контактового зонального метаморфізму. Наприклад, золоті родовища сконцентровані на кордоні біотитовий і серицит-хлоритові зон метаморфізму алевролітів і пісковиків, т. Е. На кордоні палеотемпературних полів приблизно 350-400 °. При цьому дані родовища виявлені тільки в тих товщах (насичених пиритом, карбонатами, туфогенно матеріалом), де встановлена спеціалізація на золото і його геохімічні супутники (органічний і неорганічний вуглець, S, As, Ag, Cu, Zn, Pb, Sb, Ti, Ni, Co і ін.).

Зональність зруденіння обумовлена також змінами (часто ритмічними) тиску, концентрації розчинів, хімізму середовища, еН, рН, полярності і напруженості природного електричного поля та інших фізико-хімічних показників середовища рудоотложенія. Раніше зональність гідротермальних родовищ беззастережно пов'язувалася з глибиною рудоотложенія. Ліндгрен виділив катазону, мезозону і епізону зруденіння, що відповідає родовищ великих, середніх і малих глибин. Зараз накопичено велику кількість спостережень, які доводять, що ця схема умовна, і в межах одного і того ж інтервалу глибин, в залежності від співвідношення температури і тиску і їх еволюції, можуть проявлятися родовища з ознаками всіх названих зон.

Найбільш яскраво і локально зональність зруденіння проявлена в блізповерхностних гідротермальних, гидротермально-осадових і деяких екзогенних родовищах. Приклад - поклади колчеданних руд, відкладених «чорними курцями» на дні моря. В межах рудних тіл від підошви до покрівлі виділяються мінеральні зони піриту, халькопирита, сфалериту, галеніту, бариту. У вулканогенно-гідротермальних родовищах по падінню рудних тіл часто спостерігається швидка зміна низькотемпературних мінералів (марказіт, кіновар, станнін, антимоніт, реальгар, теллуріди золота, електрум, мінерали срібла та ін.) Середньотемпературних (галеніт, сфалерит, халькопірит, пірит, самородне золото і ін.), а потім і високотемпературними (каситерит, леллінгіт, шеелит, вольфрамит, молибденит і ін.). Одночасно з рудними мінералами швидко змінюється і склад жильних мінералів. На верхніх горизонтах переважає сіруватий тонкозернистий, скритозерністий халцедоновідний кварц з Кокардовая, ниркоподібної, Крустіфікаціонная текстурою в асоціації з баритом; зі збільшенням глибини кварц стає білим, зернистим, з ним асоціюють хлорит, слюда, польові шпати, а барит зникає; на глибоких горизонтах кварц стає «крижаним», часто димчастим, моріоновідним, з ним асоціює турмалін.

З іншого боку, в родовищах, утворених в так званих термостатірованних умовах (тобто в умовах тривалої, стійкої теплової активності) мінеральний склад може бути разюче стійкий в досить значному інтервалі глибин (родовище Колар в Індії, де склад золото-кварцових жив практично не змінюється до глибини 3,5 км).

У деяких родовищах, особливо блізповерхностних (U, Ag, Sn і ін.) Відзначається зворотна температурна зональність (на поверхні розвинені високотемпературні парагенезиси, змінювані з глибиною низькотемпературними), парадоксальна для традиційного пояснення зональності видаленням від магматичного вогнища. Прикладом є олово-уранове родовище Бутугичаг на Колимі. Ліндгрен називав такі об'єкти ксенотермальнимі. Можливе пояснення їх природи полягає в освіті руди в низхідній гілці конвективного потоку речовини та енергії при аномально швидкому охолодженні магматичного вогнища.

Для екзогенних родовищ зональність контрастно проявлена для родовищ типу залізних капелюхів сульфідних покладів, де в діапазоні глибин від 0 до 20-60 м зверху вниз відбувається зміна зони освітлених (вилужених) порід бурими залізняками, кременистої плиткою, зоною барит-кварцових, потім сульфідних сипучек і зоною вторинного сульфідного збагачення. До низам окислених руд (тобто до кременистої плитці, барит-кварцовою і сульфідної сипучку) тяжіють максимальні (до ураганних) змісту золота і срібла, а до зони вторинного сульфідного збагачення - кольорових металів.

Також чітка зональність проявляється по вертикалі в розрізі бокситових покладів в корі вивітрювання і продуктах їх перевідкладення.

У той же час багато осадові родовища заліза, марганцю, солей мають дивовижну витриманістю мінерального складу протягом багатокілометрових рудних тіл. Це саме можна сказати і до родовищ кам'яного вугілля, де по простяганню пласта зазвичай незначно змінюється лише зольність і вологість вугілля. Як правило, однорідна за складом і нафту одного і того ж родовища, в той час як в межах нафтоносного району (наприклад, Волго-Уральського) характерні значні коливання складу нафти (в напрямку до Уральських гір в цілому зростає сірчистість і в'язкість нафт).

Лекція 5. Класифікація родовищ

Проблема класифікації МПІ має більш, ніж 400-річну історію.

Першою спробою створення наукової класифікації була угруповання Г. Агріколи родовищ за морфологічним ознакою. Подібні класифікації неодноразово створювалися і пізніше. Вони були зручні для гірських інженерів, але мало придатні для цілей прогнозу і пошуків МПІ.

У 1920-ті роки з'явилася низка генетичних класифікацій, які передбачали наявність зв'язків між породо - і рудообразующего процесами (Обручева, Ліндгрена, Нігглі, Шнейдерхен і ін.). У 1970-1980-ті роки в СРСР визнання отримала класифікація В. І. Смирнова, викладається тут з деякими доповненнями, запозиченими з робіт ЦНИГРИ і ВСЕГЕИ.

А. Ендогенна серія

I. Власне магматичні

а. раннемагматіческіе - акумулятивні, сегрегаційні (хроміти, платина в ультрабазітах, рідкісні землі в лужно-ультраосновних породах, алмази в кімберлітах)

б. позднемагматіческім - гістеромагматіческіе (хроміти, платина, ванадіеносние титаномагнетитові і магнетитові руди в габро, норитах, анортозитах, апатит, магнетит, рідкісні землі в лужно-ультраосновних породах і карбонатитах)

2. ліквационноє (сульфідні мідно-нікелеві з платиноїди в габбродіабазов)

II. Пегматитові (керамічні і слюдоносні пегматити чистої лінії і рідкіснометалеві лінії схрещування)

III. карбонатітовиє

IV. постмагматіческого

1. контактово-метасоматичні (скарнові)

2. гідротермальні

а. помірних і значних глибин -

- Високотемпературні (альбітитового і грейзеновие),

- Середньо- і низькотемпературні

б. малихглибин і приповерхневих - високо-, середньо- і низькотемпературні

V. гидротермально-осадові (колчеданно-поліметалічні, залізо-марганцеві, баритові в донних мулах і неметаморфізованних ефузивних породах)

Б. Екзогенна серія

1. розсипи

2. кор вивітрювання

3. зон окислення і вторинного сульфідного збагачення)

4. Осадові

а) механічні опади (ПГС, глини, піски)

б) хімічні опади (солі, гіпси, вапняки, доломіт, залізні руди)

в) родовища каустобиолитов

5. інфільтраційні - гідрогенні (мідисті пісковики, уранові і уран-ванадієві пісковики, сереброносние пісковики, залізні і марганцеві руди)

В. метаморфогенні серія

1. метаморфизованние

2. метаморфічні

3. гидротермально-метаморфогенні

додаткові відомості

Родовища багатьох видів мінеральної сировини класифікуються на геолого-промисловій основі. Покажемо це на прикладі родовищ золота.

Б. І. Беневольскім (2002) запропонована типізація геолого-промислових типів золотих родовищ Росії, СНД і Світу, заснована перш за все на структурно-морфологічних критеріях, що визначають масштаб зруденіння, що враховує також геотектонічного позицію, генезис, формаційних приналежність, літологічний склад і механічні властивості порід, що вміщають, речовий склад і технологічність руд.

Таблиця 1.1

Загальна характеристика основних геолого-промислових типів

ендогенних золоторудних родовищ Росії і СНД

 показники Геолого-промисловий тип
 жильні  мінералізованих зон  штокверковие (мегаштокверковие)
 геотектонічна обстановка  Ев- і міогеосинкліналі, зони активізації завершеною складчастості, вулканічні пояси  Міогеосинкліналі, вулканічні пояси  Ев- і міогеосинкліналі, зони активізації завершеною складчастості
 генетична група  Плутоногенний, вулканогенні  Плутоногенний, вулканогенні  Плутоногенний, метаморфогенні-плутоногенний
 Рудна формація  Золотокварцевая, золото-кварц-сульфід-ва, золото-срібна, золото-антимоніт-кварцова  Золотосульфідная, золото-срібна, золото-теллурідная (халцедон-кварцова)  Золотокварцевая, Золото-кварц-сульфідна
 Головні і другорядні корисні компоненти  Золото, срібло, свинець, цинк, телур, сурма, вісмут і ін.  Золото, срібло, свинець, цинк, мідь, сурма та ін.  Золото, срібло, свинець, цинк, вісмут і ін.
 Зміст основних рудних компонентів, г / т  Золото від 10 до 40, срібло від 20 до 100, Аu: Аg = 10: 1-1: 20  Золото від 3 до 10, срібло від 20 до 400, Аu: Аg = 5: 1-1: 20 і більше  Золото від 2 до 5
 Морфологія і параметри рудних тіл  Січні, приголосні, трубо-, пліто- і стовбуваті невеликої потужності, в середньому 1,0 м (0,2-5,0 м), рідше потужності до 10-15 м  Протяжні лінійні круто- і пологозалегающих, значної потужності, в середньому 10-30 м, витримані на глибину  Штокверки різних розмірів, потужністю до 100 м і більше, значній площі, ізометричної форми, параметри стійкі
 Спосіб відпрацювання, продуктивність  В основному підземний, продуктивність 10-600 тис. Т руди, 0,5-3,0 т золота  Відкритий, підземний, комбінований, продуктивність 600-3000 тис. Т руди, 5-6 т золота.  Відкритий до глибини 500-600 м, продуктивність 1-20 млн. Т руди, 5-50 т золота
 Технологічний тип руди  Легкообогатімим гравітаційним, амальгамаційних, рентгено-радіметріческім способами  Легкообогатімим флотаційним, гравіфлотаціонним, гідрометалургійним, рідше завзятий  Легкообогатімим (пірит-кварцовий); завзятий (вкраплені миш'яковисті руди)
 Крупність по запасах головних рудних компонентів  Невеликі, дрібні, середні, рідко великі, від 0,1-1,0 до 100 т золота, срібло попутне  Дрібні, середні і великі, від 10-50 до 1000 т золота і до 40-50 тис. Т срібла  Середні, великі і дуже великі, від 50-100 т до 1,5 тис. Т золота і більше

Таблиця 1.2

Розподіл світових запасів і видобутку золота за геолого-промисловим типами родовищ

 Геолого-промисловий тип родовищ  Загальні запаси, т (частка в світових,%)  Видобуток, т (частка в світовій,%)  Забезпеченість запасами, років  Приклади великих родовищ
Родовища головних геолого-промислових типів
 гідротермального класу  34000 (35,4)  1200 (47,8)  
 В тому числі:        
 епітермальние золотосрібне і золототеллурідние руди, пов'язані з вулканотектонические будівлями  11700 (12,2)  370 (14,7)    Ліхір, Поргера (Папуа-Нова Гвінея); Многовершінний, Кубака (Росія), Кочбулак * (Узбекистан), Янакоча (Перу)
 Золото-сульфідно-кварцові в вуглецевих песчаниково-сланцевих формаціях фанерозою  10400 (10,8)  180 (7,2)    Мурунтау (Узбекистан); Суха Балка (Росія); Ашанті (Гана), Бендіго (Австралія)
 Золото-кварц-сульфідні в метатеррігенно-вулканогенних породах докембрійських зеленосланцевой поясів  6500 (6,8)  410 (16,3)    Калгурлі, Кулгарди (Австралія); Керкленд, Хемлі (Канада); Морроу-Велью (Бразилія), Колар (Індія)
 джаспероідние в теригенно-карбонатних фор-маціях фанерозою  5400 (5,6)  240 (9,6)  22,5  Карлін, Голдстрайк, Голд-Кворрі, Мейкл, Пайплайн (США)
 розсипи  3800 (3,95)  250 (10,0)    Родовища Північно-Східної Русі, Ленського, Амурського, Уральського районів
 золотоносних конгломератів  35000 (36,45)  490 (19,5)  Вітватерсранд (ПАР); Тарква (Гана); Жакобіна (Бразилія)
 всього  72800 (75,8)  1940 (77,3)  37,5  
Родовища другорядних геолого-промислових типів
 Контактово-метасоматического класу  900 (0,9)  40 (1,6)  22,5  Ольховское, Чігіжбек (Росія)
 Жильні гидротермального класу, в тому числі:  6800 (7,1)  160 (6,4)  42,5  
 -в теригенно-вулканогенних породах фанерозойских складчастих систем  2300 (2,4)  40 (1,6)  57,5  Сарилах, Росія
 -в тектонічно деформованих ендо- та екзоконтактових зонах гранітогнейсових масивів  2100 (2,2)  70 (2,8)    Форт-Нокс (США); Дарасун (Росія)
 -в тендітних геологічних утвореннях (малих інтрузіях, штоках, дайках, шарах кварцитів)  1100 (1,2)  20 (0,8)    Васильківське, Бестюбе (Казахстан); Каральвеем, Росія
 -в глубокометаморфізірованних кристалічних породах  700 (0,7)  20 (0,8)    Болід (Швеція)
 -седловідних золоторудних тіл в шарнірах складок  600 (0,6)  10 (0,4)    Балларат (Австралія)
 Золотоносних кор вивітрювання  1500 (1,6)  55 (2,0)    Олімпіадінское (Росія); Боддінгтон (Австралія)
 Золотовмісних окислених руд (залізних капелюхів)  300 (0,3)  20 (0,8)  Майкаін (Казахстан), Ріо-Тінто (Іспанія), Ок-Теді (Папуа Нова Гвінея)
 Золотовмісні родовища комплексних руд  13700 (14,3)  300 (11,9)    Грасберг (Індонезія); Алмалик (Узбекистан), Норильське, Гайское (Росія)
Разом 96000 (100) 2515 (100) 38

Наведену характеристику гідротермальних родовищ сульфидно-кварцового складу в магматичних і осадових породах доцільно доповнити положеннями геолого-промислової класифікації родовищ золота ДКЗ СРСР (Збірник керівних матеріалів по геолого-економічної оцінки родовищ корисних копалин », 1985). Останньою передбачається поділ золоторудних родовищ за кількістю сульфідів, який визначає технологічні характеристики руд. За цією ознакою руди, незалежно від формаційної приналежності і мінерального складу, поділяються на убого сульфідні (сульфідів до 2%), мало сульфідні (2-5%), помірно сульфідні (5-20%) і сульфідні (більше 20%). Щодо епітермальних золото-срібних і золото-теллурідних халцедон-кварцових руд, пов'язаних з вулканотектонические будівлями, авторами класифікації ГКЗ підкреслюється, що вони мають переважно убого і мало сульфідні склад. Термін «кварцовий, сульфидно-кварцовий» стосовно до визначення інформаційної приналежності золотого зруденіння означає переважну концентрацію золота в кварці, в меншій мірі в сульфіду, «сульфідні, кварц-сульфідні» - локалізацію частинок золота, в основному, в сульфіду. З урахуванням того, що багато родовищ золота є комплексними, до власне золоторудних рекомендується відносити родовища, в яких вартість золота становить понад 50% сумарної вартості видобутих металів, до золотовмісні - менше 50%.

Лекція 6. Раннемагматіческіе родовища

У раннемагматіческіх родовищах рудні мінерали кристалізуються раніше або одночасно з утворенням породоутворюючих силікатних мінералів. Найважливішими процесами відокремлення рудних мінералів є кристалізація і гравітація. Наприклад, в дуніт-перідотітового масивах характерно скупчення хромита з питомою вагою 5 г / см3, В той час як вміщують породи мають вагу 3,0-3,4 г / см3. Важкі рудні мінерали занурюються в розплаві і накопичуються на певних рівнях магматичного резервуара. Виникають розсіяні вкрапленники, шліри (гнізда) бідних руд. Якщо виникають умови для дії конвективних потоків, то вони захоплюють розсіяні рудні агрегати, переносять і іноді формують пласти багатих руд (приклад - хроміти, титаномагнетиту, нікель-мідні руди і платина м-я Бушфельд в ПАР). Назване родовище приурочено до гігантської расслоенной интрузии площею 480х250 км. В її основі лежать моноолівіновие (дуніти), монопіроксеновие (бронзітіти) і моноплагіоклазовие (анортозитами) породи. Серед них залягає серія пластів багатих платіноносних хромітових руд потужністю від сантиметрів до 1 м, що простежуються на десятки кілометрів. Середній вміст Cr2O3 в них 43%. У верхах расслоенной пачки ультрабазитов, на контакті з габро, залягають також платіноносние мідно-нікелеві сульфідні руди, а в розшарованих габро і норитах - титаномагнетитові руди. Верх розрізу інтрузії складають гранітоїди, в яких виявлено олово-вольфрамовое оруденение.

Приклади великих раннемагматіческіх родовищ тітаномагнетітових і ванадій-титано-магнетитових руд в піроксеніт-габброідних масивах Уралу - Качканар (найбільше в світі), Кусінское, КОПАНСЬКІ, первоуральск. Руди в Качканарський родовищі вкраплені, вміст заліза всього 16%, але його бідність компенсується величезними параметрами рудного покладу, що дозволяють розгорнути продуктивну техніку в кар'єрі, і високим вмістом ванадію - до 1%. У Кусінском і КОПАНСЬКІ родовищах відбулося перегрупування сегрегації магнетиту і ільменіту в пласти потужністю близько 3 м.

У розшарованих масивах лужного-ультраосновного складу накопичуються горизонти апатитів, а також лопаріта - мінералу рідкісних земель.

До раннемагматіческім відносять також родовища алмазів в особливих породах - кімберлітах і лампроітов, проривали кристалічні щити і чохли древніх платформ. Кімберліту є високомагнезіальную олівін-флогопит-хромдіопсид-піропового породу з вторинними серпентином, карбонатами і цоизита, акцесорних мінерали - алмаз, ільменіт, хроміт, апатит, перовскит, барит, магнетит, гематит, сульфіди нікелю, циркон, мінерали рідкісних земель. Більшість алмазоносних кімберлітів - среднепалеозойской (Якутія, Архангельська область), або верхньокрейдяні-палеогенові (Південна Африка). Лампроітов - висококаліевие ультраосновних породи жерловой фації вулканів мезокайнозойского віку (Австралія). Вони почасти схожі з кімберліту за складом мінералів, відрізняючись наявністю лужних рогових обманок, калієвого польового шпату. І ті й інші - результат глибинних вибухових процесів в мантії, з викидом розплавлених продуктів в вихровому потоці розжарених газів.

позднемагматіческім родовища

Позднемагматіческім родовища утворюються в завершальний етап кристалізації магми. Рудні мінерали виділяються між затверділими силикатами (сінгенетічние руди) або в залишкових рудних розплавах (ін'єкційні руди).

У сінгенетічних рудах рудні мінерали у вигляді смуг, шліров, вкрапленности цементують міжзернові простору силікатних мінералів, утворюючи горизонти бідних руд - магнетитових і ін. Часто пласти магнетиту асоціюють з сульфідами - халькопіритом, піритом, а також апетитом і платиною (Вовківське родов).

Ін'єкційні руди кристалізуються з збагачених газами, водою, сірою, металами легко рухливих залишкових розплавів, частково залишають материнську интрузию. До них відносяться найбільш багаті руди хромитового, апатит-магнетитового, апатит-нефелінових складу. Рудні тіла тяжіють до покрівлі масивів, виходять за їх межі, заповнюють тріщини в інтрузивних породах.

Найбільш рухливі розплави сульфідів. Вони проникають в найтонші мікротріщини, розсовують їх стінки і перетворюють в більш широкі канали. У міру злиття каналів в єдину структуру виникають зони суцільних руд.

Приклади позднемагматіческім родовищ - апатит-магнетитове Кіруна (Швеція), хромітові Кемпірсай (Казахстан), Даг-Арді (Туреччина).

Таким чином, відмінності ранньо-та позднемагматіческім родовищ, що мають схожість породо- і рудообразующих процесів і складу руд, полягають в тому, що в перших рудні мінерали утворюються до або одночасно з породообразующими, а по-друге - після породоутворюючих.

ліквационноє родовища

Ліквационноє родовища характерні для сульфідних мідно-нікелевих руд. Рудоносними є розшаровані масиви габро-діабазового складу, характерні для палеозойського і докембрійського чохла древніх платформ і щитів. Зрідка рудні тіла виходять за межі материнських масивів.

У магматичному розплаві з температурою понад 1500 ° метали перебувають у вигляді розчинених рідких сульфідів. При зниженні температури їх розчинність падає, і сульфіди починають виділятися у вигляді розсіяних дрібних рідких крапель.

При зниженні температури до 1170 ° починається кристалізація силікатів, а сульфіди залишаються рідкими. Вони накопичуються в рідкому розплаві, збагаченому іонами ОН- і Н+, Поступово перетворюється на водяну пару, розчинений в сульфідному розчині. З цього розчину кристалізуються сульфіди в порядку: пирротин, пентландит, халькопірит.

Сульфіди заліза, нікелю та міді містять також кобальт, платину і платиноїди, в меншій мірі золото і срібло. Зазвичай багаті сульфідні поклади тяжіють до підошви интрузии, складеної породами найбільш основного складу, де вони накопичуються під впливом гравітації. Характерна поперечна зональність багатих покладів. Верхній горизонт зазвичай має пірротіновий склад, середній - пентландітовий, нижній - халькопірітовий.

Іноді залишковий рудний розплав вичавлюється в тріщини накладених розривів, січних застиглу або напівзавмерлу интрузию, тоді він у вигляді ін'єкцій мігрує у вміщують породи.

Найбільші в світі родовища ліквационноє типу - Норільський (Талнах і ін.). Великими також є Седбері в Канаді, Мончетундра на Кольському півострові.

На прикладі Норільський родовищ можна показати взаємозв'язок зруденіння, интрузий і вміщають осадових порід. З безлічі интрузий габро-діабазів рудоносний ті, які проривають на своєму шляху соленосних горизонти, що містять борати. З покладів гіпсів магмою запозичується сірка, з кам'яних солей - бор. В результаті околорудних породи родовищ норильської групи насичені силикатами бору - летючого елемента. Його присутність збільшує розчинність і рухливість сульфідних розплавів і забезпечує унікальне багатство даних родовищ.

Нещодавно в Норильському районі відкриті так звані малосульфідние рудопроявления платини, приурочені до малопотужним інтрузіях з убого вкраплень мінералізацією сульфідів. Можливо, вони мають широке поширення в згодних інтрузіях - Сіллах базальт-діабазовий трапповой формації на Сибірській платформі, і цим пояснюються численні руслові розсипи платини в басейні р. Вилюй і інших лівих приток Олени.

Характерною особливістю ліквационних родовищ є те, що вони утворюються тільки в інтрузивної фації порід базальтового складу. Вулканічні покриви того ж складу безрудного, можливо, через швидку дегазації розплаву на поверхні, що не забезпечує концентрації металів в магматичному тілі.

Неважко помітити, що за способом освіти ліквационноє родовища дуже подібні з позднемагматіческім і фактично являють собою особливий «сульфидно-нікелевий» варіант останніх.

Лекція 7. Пегматитові родовища

Пегматіти- найбільш пізні продукти кристалізації магми, зазвичай крупнокристаллической структури, за складом схожі з материнським інтрузивним масивом. Масиви, що утворюють пегматити, мають гранітний, лужно-ультраосновних, середній, основний і ультраосновной склад. Характерна структура - графічна (письмові граніти, або «єврейський камінь»), в якій в великих кристалах одних мінералів проростають більш дрібні кристали інших мінералів. У гранітних пегматитах основна маса (великі кристали мікрокліна, ортоклаза, альбіта, що складають 70-78% обсягу) проростає кварцом, слюдою, турмаліном; в лужних нефелин і ортоклаз проростають егірином, арфведсонітом, лопаріта, апетитом, в основних характерно взаімопрорастаніе польового шпату з піроксенами, роговий обманкою. Розмір кристалів в пегматитах вимірюється багатьма сантиметрами, іноді метрами, а материнських інтрузіях - зазвичай не більше 1 см. Пегматіти збагачені мінералами, що містять легколетучие компоненти (H2O, ОН-1, Cl, F, B, S, Н2, СО, N2, Р, метан та ін.), Іменовані мінералізаторами. Вплив минерализаторов відбивається на зниженні температури кристалізації і в'язкості і зростанні рухливості залишкового силікатного розплаву, що володіє багатьма властивостями розчинів. Завдяки цьому пегматитовими розчин-розплав може легко дренувати по тріщинах за межі материнського вогнища, проникаючи навіть по найтонших тріщин, іноді на багато кілометрів по вертикалі і горизонталі.

Практичне значення мають зазвичай гранітні, рідше лужні пегматити.

Гранітні пегматити складені великими ідіоморфни кристалами кислих польового шпату, кварцу, мусковіту, буттям, часто також турмаліну, андалузиту, апатитів, флюориту, іноді топазу.

За В. І. Смирнову, кристалізація пегматитового розчину-розплаву починається в діапазоні температур 600-700 градусів, утворюються графічні зрощення кварцу і польового шпату, подовжені кристали кварцу, пластини буттям, на які при переході до наступної температурної фазі наростають рідкоземельні мінерали.

Далі кристалізація триває в діапазоні 500-600 градусів, виникають кристали польового шпату, кварц, часто темний (раухтопаз і морион), слюди, чорний турмалін, топаз, частина рідкоземельних мінералів.

Остаточна кристалізація в діапазоні температур 400-500 градусів. В таких умовах відбувається розпад польового шпату на пертит і альбіт, утворюються літієві мінерали, червоний турмалін, пізні генерації топазу і рідкоземельних мінералів, апатит.

При подальшому зниженні температури, вже умовах гідротермального розчину, що заміщує мінерали попередніх стадій, кристалізуються сульфіди, флюорит, літієві слюди, карбонати.

За типом текстурної-структурних і мінералогічних ознак виділяють 5 стадій освіти і відповідно мінеральних типів пегматитів:

1) графічний і равнозерністий пегматит;

2) блоковий пегматит;

3) повно диференційований;

4) рідкіснометалеве заміщений;

5) альбітом-сподуменовиє.

Інший погляд на генезис пегматитів передбачає їх Метасоматическая походження на постмагматіческой стадії за рахунок звичайних інтрузивних порід, зокрема, жильних аплітів, і які вміщали порід в проникних зонах.

за Старостину

Виділяють два генетичних типу пегматитов - ендогенні та метаморфогенні.

ендогенні пегматитиявляють собою позднемагматіческім освіти, мають тотожний родоначальної интрузии склад. Найбільшою пегматітоносностью мають інтрузії з підвищеною кислотністю або лужністю, повної диференціацією і багатофазного впровадження. Серед них встановлено кілька мінералого-геохімічних типів: гранітний, гібридний, десіліцірованний, лужної і ультраосновной.

1. Гранітні пегматити пов'язані з інтрузіями гранітоїдів і складені, головним чином, ортоклазом, мікрокліном, кварцом, альбітом, олігоклазу і буттям. В якості додаткових присутні: мусковіт, турмалін, гранати, топаз, берил, лепідоліт, сподумен, флюорит, апатит, мінерали рідкісних і радіоактивних елементів і рідкісних земель. Ці пегматити поділяють на дві групи: прості недиференційовані пегматити, Складені майже винятково мікрокліном і кварцом, і складні диференційовані різниці.

У складних пегматитах виділяють наступні зони і ділянки аномальних мінеральних скупчень (рис. 5.1): 1) зовнішня тонкозерниста мусковит-кварц-польовошпатова облямівка потужністю кілька см; 2) кварц-польовошпатова маса з письмової та гранітної структурою; 3) блоки крупнокристалічного мікрокліна; 4) кварцове ядро; 5) на кордоні ядра і мікроклінові блоків розвиваються неправильні скупчення кварцу, альбіта, сподумента, мінералів марганцю і рідкісних металів. Чим досконаліша ступінь диференціації, тим утворюється більша кількість зон, зростає кількість скупчень з рудними елементами, укрупнюються мінерали, розширюється їх число, скорочуються розміри зони гранітної і письмовій структури, близько пегматитових тіл утворюються ореоли метасоматоза до 50 м по повстанню і до 10 м по потужності . У них дві зони - внутрішня, представлена окварцеваніе і мікроклінізація порід, і зовнішня, що характеризується новоутвореннями хлорита, амфибола і цеолітів. У геохімічних ореолах фіксуються аномальні концентрації барію, заліза, літію та берилію.

2. Гібридні пегматити утворюються при асиміляції гранітної магмою різних порід. У разі, якщо були захоплені глинисті сланці або вулканіти основного складу, виникають пегматити з андалузитом, кіанітом, сілліманітом. При переробці карбонатних порід відзначається збільшення змісту рогової обманки, пироксенов, титаніту, скаполіти та інших збагачених кальцієм, магнієм і залізом мінералів.

3. Десіліцірованние пегматити формуються при впливі гранітного розплаву на ультраосновні і карбонатні породи. В результаті утворюються плагиоклазітах (від альбітітов до анортозитов). При пересиченні розплаву глиноземом виникають корундові плагиоклазітах.

4.лужні пегматити зустрічаються в лужних магматичних комплексах. Для них характерні микроклин, ортоклаз, нефелин, Арфведсон, содаліт, егіриніт, натролит. Як домішки відзначаються апатит, анальцим, мінерали цирконію, танталу, ніобію і рідкісних земель.

5. Пегматіти ультраосновних магм мають склад: Бронзіта, анортит-бітовніт, лабрадор-андезин, олівін, амфібол, біотит. У невеликих кількостях відзначаються: апатит, гранат, Стено, циркон, титаномагнетит, сульфіди.

Ендогенні пегматити представлені двома групами утворень - сінгенетічной і епігенетічной. Сінгенетічние (Шліровая, камерні) пегматити розташовуються завжди всередині интрузий і утворилися одночасно з останніми. Для них характерна відсутність різких контактів і аплітових оторочек, овальна форма і велика кількість міаролових пустот. Епігенетичні пегматити сформувалися після затвердіння зовнішнього каркаса интрузий. Їх тіла розміщуються як в материнській породі, так і за її межами, мають жильні форми, різкі контакти, чіткі аплітовие облямівки, контролюються тектонічними порушеннями.

метаморфогенні пегматити формувалися в регресивні стадії високих фацій регіонального метаморфізму; не пов'язані з магматичними комплексами; розвиваються в межах гранито-гнейсових блоків древніх Кратон і контролювалися розривними структурами зон протоактівізаціі. У їх складі присутні типоморфні метаморфічні мінерали - дистен, силіманіт, андалузит і інші.

Пегматіти утворювалися в усі періоди геологічної історії, починаючи з архейської. Масштаби цього процесу зростають у міру еволюції земної кори. Так, площа пегматитових поясів становила (в тис. Км2): Докембрійських - 98, палеозойских - 229 і мезозойських - 275. Однак рудна продуктивність їх, навпаки, згасає в молодих утвореннях. За даними Н. А. Солодова, розподіл запасів берилію в пегматитах по епохах має наступний вигляд: докембрий - 75%, палеозой - 23% і мезозой - 2%. Цьому кілька суперечать великі запаси в кайнозойских пегматитах Афганістану.

За геологічними даними, пегматити формуються в широкому інтервалі глибин від 1,5 до 20 км, що відповідає величинам літостатіческого тиску 120 - 800 МПа. Також надзвичайно широкий температурний діапазон - 800 - 50 ° С. Судити про температурний режим пегматітооб-рення дозволяють наступні факти: рання кристалізація розплаву - 1200 - 900 ° С; освіту граніту без минерализаторов - 1000 - 800 ° С, в їх присутності -730 - 640 ° С; виникнення гранітної евтектики - 700 - 650 ° С; кристалізація буттям - 760-435 ° С, мусковіту - 500 - 435 ° С, берилу - 500 - 400 ° С, кварцу - 600 - 300 ° С, топазу - 510 - 300 ° С, мориона і аметисту - 300 - 130 ° С , халцедону - 90 - 55 ° С.

¦ генезис пегматитов

Походження пегматитів відноситься до однієї з найбільш дискусійних проблем в рудної геології. В її обговоренні брали участь найбільші геологи минулого століття. В даний час існує п'ять основних гіпотез пегматітообразованія.

1. ендогенні-гідротермальних гіпотеза, розроблена А. Ферсманом, В. Нікітіним та ін., Вважає пегматити продуктом раскрісталлізаціі залишкової магми. Процес протікав безперервно в закритій системі при необмеженої розчинності Ь ^ О і поділявся на п'ять умовних етапів: магматичних (900 - 800 ° С), епімагматіческій (800 - 700 ° С), пневматолітових (700 - 400 ° С), гідротермальний (400 - 50 ° С) і гіпергенних (50 ° С). Етапи в свою чергу расчленяются на 11 фаз і стадій. На ранніх етапах формувалися плагіоклази, середніх - микроклин і заключних - альбіт. Недоліки гіпотези: недооблік обмеженою розчинності в розплаві води; проблема простору (потрібні великі відкриті порожнини); не пояснюючи зміна калієвих польових шпатів натрієвими за рахунок автометасоматоз.

2. магматогенних-пневматоліто-гідротермальних двоетапна гіпотеза американських геологів (Р. Джонс, Е. Камерон і ін.). У ранній магматичних етап система закрита. У відкритих порожнинах відбувалося їх зональне заповнення пегматитами простого складу за умови винесення частини елементів. У другій пневматоліто-гідротермальний етап система ставала відкритою. Надходили з глибин розчини метасоматически переробляли попередні прості пегматити і формували складні за складом тіла. До недоліків слід віднести незначні за масштабами сліди виносу і привноса речовини за межі пегматитових тіл.

3. Метасоматическая двоетапна гіпотеза А. Н. Заварицкого передбачає перетворення будь-якої вихідної породи, близької за складом до граніту. У перший етап залишкові гарячі газоводние розчини перебували в хімічному рівновазі з вміщають породами і перекрісталлізовивают їх без зміни складу. У закритій системі виникали прості крупнокрісталліческіе пегматити. До другого етапу вже в обстановці відкритої системи відбувалося розчинення простих пегматитов і заміщення їх новими мінеральними асоціаціями. Ця гіпотеза не пояснює формування пегматитів в негранітних породах і відсутність відповідних масштабам даних процесів геохімічних і метасоматічеських ореолів.

4. ліквационноє гіпотеза, що розвивається А. А. Маракушевим і Е. Н. Граменіцкий, стосується генези тільки гранітних пегматитів. На прикладі Шліровая пегматитов доводиться тісний генетичний зв'язок цих утворень з материнськими гранитоидами. Вона базується на близькості хімізму буттям (железистость, глиноземистий, фтористого і ін. Параметрів), а також наступності режиму кисню і фтору при їх формуванні в гранитоидах і пегматитах. Особлива роль відводиться вузькому висококонцентрованим середах, проміжним між розчинами і розплавами, які є продуктами ликвации магми.

Пегматітоносность масивів пов'язують з їх розшарування. Шліровая пегматити концентруються в прікровельних частинах масивів. Форми виділень: шари, коржі, краплі, колби, гантелі і т. Д., Що формувалися пегматити в порівнянні з материнськими гранітами мають більш лейкократовими склад. Вони збіднена залізом, магнієм, марганцем і кальцієм. Нормативний склад: кварц-польовий шпат. Для різних масивів в гранітах і пегматитах співвідношення кварцу, альбіта і ортоклаза неоднакові, а для одного вони витримані. Таким чином, пегматітообразованіе є самостійним Петрогенетическая процес, який полягає в відщепленні від залишкової магми особливого флюидного розплаву за механізмом рідинної несмесімості і підготовці до розшарування гранітного плутону. Існують три головні гілки еволюції гранітної магми.

1. Магма розщеплюється на два розплаву з близькими кількостями в них алюмосиликатов. Розплав, збагачений солями, призводить до утворення пегматитів. У міру зниження температури склад розплаву все більш стає водносолевого, і з нього кристалізуються кварц та інші жильні мінерали. Спочатку флюідние фази носять лужний характер і відбувається розчинення кремнезему. Потім вони стають кислими, що сприяють появі кварц-Мусковитовий агрегатів. Через зниженою щільності залишкові розплави займають в интрузии верхнє положення. В силу обмеженої розчинності сольовий складової відбувається відщеплення самостійної фази флюїдних розплавів, в яких концентруються рудні компоненти.

2. З магми відділяється сольовий розплав. Пегматіти в цьому випадку не виникають. Утворюються вапняні скарни.

3. Третя гілка характеризується безперервним переходом від алюмосилікатних розплавів до гідротермальних розчинів. Вона реалізується в глибинних магматичних комплексах на платформних щитах в етапи тектоно-магматичної активності. Тут виникає безперервний ряд: 1) мігматити,

2) гіганти-мігматити (прості пегматити),

3) кварц-полешпатові й кварцові жили.

5. метаморфогенні гіпотеза розроблена В. Н. Мораховскім. Вона стосується численних пегматитових провінцій і полів, широко розвинених в фундаментах стародавніх платформ і для яких відсутній просторово-генетичний зв'язок з інтрузивними комплексами. Освіта цих пегматитів тісно асоціює з виникненням і розвитком вогнищевих структур і протікає на тлі падіння температур і тисків в шість основних етапів. 1) У локальних ділянках розтягування виникають мікротріщини матричні деформації у всьому обсязі порід. Напрямок розтягування субширотное або вертикальне, обумовлене дією ротаційних сил Землі і денудаційна розвантаженням. Таке поле напруг сприяє доцентровому руху флюїдів в осередкові структури. У порожнинах тріщин відриву створюється висока ступінь розрядження. 2) Протікають інтенсивні процеси автометасоматоз за участю калієвих і натрієвих лугів (рання хвиля лужності), що виражаються в збиральної перекристалізації і зростанні мікрокліном. 3) Формуються системи Сколова тріщин поясного типу. У очаговую структуру надходять кислі флюїди (хвиля кислотності). Виникають стрижневі сегрегації (іхтіогліпти) і крупноблокового виділення кварцу, окремі кристали і гнізда шерлу, берилу і апатитів. Намічаються основні контури мінеральних зон. 4) Інтенсивно розвиваються виникли системи тріщин поясного типу. Утворюються крупнокрісталліческіе слюди з поясними, рідше конусними орієнтування. 5) Режим розтягування змінюється обстановкою стиснення. Протікають тендітні і пластичні деформації. Зникнення стискають напруг стимулює надходження флюїдів і розвиток серициту, альбіта, кварцу, хлорита, кальциту, піриту, магнетиту, ортіта. 6) У системах регіональних тектонічних порушень, що розтинають осередкові структури, утворюються дайки гранітів і кварцові жили.

У розглянутих гіпотезах спірними положеннями є уявлення про роль особливого залишкового розплаву, про масштаби метасоматоза, про джерела флюїдів, про ступінь закритості системи, про розчинність води і деякі інші менш важливі твердження. Не існує однієї універсальної концепції, що пояснює все розмаїття цих природних утворень. У конкретних геологічних ситуаціях зберігають актуальність окремі положення всіх п'яти гіпотез.

Типи пегматитових родовищ

Освіта корисних копалин, пов'язаних з пегматитами, залежить головним чином від двох факторів - ступеня диференціації магматичного речовини і масштабів метасоматического перетворення ранніх фацій пегматитов. З цих позицій В. І. Смирновим виділено три класи родовищ: прості, перекристалізованої і метасоматически заміщені. Однак ця класифікація не в повній мірі задовольняє промислово-генетичним принципом систематики мінеральних об'єктів. Мабуть, доцільніше розділяти родовища пегматитів по ведучому типу корисного компонента. У зв'язку з таким підходом пропонується виділити чотири класи родовищ: керамічний, мусковитовий, рідкіснометалеве і кольорових каменів.

Керамічні родовища. До цього класу родовищ відносяться ендогенні і метаморфогенні прості і перекристалізованої пегматити, складені майже винятково калінатровимі польового шпату і кварцом. Мають письмовій, гранітної і гіганти-зернистою структурою. Ставлення кварцу і польового шпату в промислових сортах сировини становить 1: 3.

Мусковітові родовища зустрічаються в магматогенних і метаморфогенних (дистен-сілліманітовая фация) перекристалізованої пегматитах. Промислове значення мають тіла, в 1 м3 яких добуток номінальної середньої вихідної площі Мусковитовий пластин на їх масу буде більше 10 - 20 кг. см2. Запаси великих родовищ досягають декількох тис. Т. Найбільш значні мусковітові провінції розташовуються в Росії (Карелія і Забайкаллі), Індії і Бразилії.

Рідкіснометалеві родовища асоціюють з магматогенних і метаморфогенні метасоматически заміщені пегматитами. У магматогенних різницях родовища характеризуються великою різноманітністю рудних елементів. Крім найбільш важливих в промисловому відношенні літію, берилію, танталу і ніобію, з них добувають в невеликих кількостях олово, вольфрам, уран, торій, рідкісні землі. У метаморфогенних пегматитах, що утворилися в умовах андалузит-сілліманітовой фації, часто розташовуються складні тантал-ніобієві і рідкоземельні родовища. Цей клас родовищ широко розвинений в фундаментах всіх стародавніх платформ і в фанерозойских складчастих поясах, а також в областях тектоно-магматичної активізації (Бразилія, Австралія; Росія - Урал, Сибір, Карелія і ін.).

Родовища кольорових каменів пов'язані з магматогенних метасоматически заміщені пегматитами. Особливо перспективні гранітні пегматити. Їм властиві великі, до 200 м, відкриті порожнини з друзами кристалічного сировини. З цих родовищ добувають значну частину гірського кришталю, оптичного флюориту, топазів, аквамаринів, гранатів, аметистів та інших дорогоцінних і облицювальних каменів (Україна, Волинь; Бразилія, Південна Африка, Австралія, Карелія і ін. Регіони). Часто корінні родовища служать джерелом для утворення великих розсипів кольорових каменів. Подібним способом виникли багато прибережно-морські розсипи Індії, Мадагаскару і Австралії.

Типовими рисами пегматитових родовищ є:

- Приуроченість рудних полів до інтрузивним масивів (материнським інтрузіях) різноманітного складу, і перш за все гранітного; розташування пегматитових тіл поблизу їх покрівлі, а також в утвореннях пізніх фаз кристалізації цих масивів ;.

- Концентрація летючих (ОН, F, С1, В, Р) і літофільних елементів (Si, Na, К, Li, Cs, Be, Zr, Sn, Nb, TR, Th, U);

- Поширення чистих, ідіоморфни і великих кристалів;

- Присутність різноманітних парагенетических мінеральних асоціацій від високобаріческіх і високотемпературних (гранати, піроксени, слюди та ін.) До нізкобаріческіх і низькотемпературних (цеоліти, хлорит, аметист і ін.);

має місце різна зональність: а) від зовнішніх до внутрішніх частин пегматитових тіл: письмовий граніт - "блоковий микроклин -> слюдяная облямівка -" гірський кришталь (і ін. кристали);

б) щодо поверхні материнської интрузии: безрудні і мікроклінові - »микроклин-альбітовие і сподумен-микроклин-альбітовие -» альбіт-сподуменовиє рідкіснометалеві;

в) щодо поверхні контакту материнської интрузии (мегазональность) - поздовжня, діагональна, поперечна і відповідна глибина ерозійного зрізу;

г) по вертикалі (передбачувана схема): ступінь диференціації пегматитов по минералогическим зонам (від простих графічних до складних багатозональних редкометальних) пов'язана суменьшеніем глибини їх формування;

- Евтектоїдна текстура простих пегматитов (письмовий граніт);

- Форма рудних тіл: жило- і плітообразная, рідше лінзи, гнізда, труби, каплевидні; розміри рудних тіл: протяжність від десятків і сотень метрів до 4 -5 км, потужності від метрів до сотень метрів.

Рудні формації і відомі родовища пегматитів: рідкіснометалеві (Колмозерское, Тастиг-ське в Росії, Кінгз-Маунтін в США, Дара-Піч в Афганістані, Берник-Лейк в Канаді, об'єкти в Бразилії, Зімбабве і Заїрі, Коктогай в КНР та ін.) ; слюдоносні і керамічні (мамского на Алданском щиті, об'єкти в Індії, на Мадагаскарі і ін.); камені-самоцвітні (хрусталеносних) (Волинське на Україні, об'єкти на Уралі, в Казахстані, Південній Африці).

Тектонічна позиція пегматитових полів - 1) геоантіклінальниє структури в складчастих поясах (Східно-Уральське підняття, хребет Гіндукуш в Афганістані), 2) кристалічні щити (Тараташскій виступ складчастого підстави Уралу, Волинський район на Українському щиті, Карельський район на Балтійському щиті, о-в Мадагаскар, Бразильський щит). У перших пегматити проявляються в орогенний (колізійних та постколлізіонний) етап геодинамічного розвитку, по-друге - в умовах тектоно-магматичної активізації докембрийского фундаменту. Необхідною умовою є наявність розвиненого і достатньо потужного гранітно-метаморфічного шару земної кори.

За будовою пегматити діляться на недиференційовані і диференційовані. В останніх мінерали розташовуються не безладно, а чіткими смугами і зонами. Зовнішня зона зазвичай складена альбітом, далі ближче до центру вона послідовно змінюється мікроклінові і кварцовою. Мінеральні зони розміщуються симетрично і несиметрично, іноді з ритмічним чергуванням.

Дуже характерні порожнечі (занориші), на стінки яких наросли прекрасно сформовані кристали польового шпату, кварцу і його різновидів (гірський кришталь, раухтопаз, цитрин, аметист, морион), топазу, турмаліну, берилу.

Форми пегматитов - жили самих різних розмірів. Деякі жили мають потужність в десятки метрів і протяжність кілька кілометрів. Поля зближених пегматитових жил мають нерідко площі в десятки квадратних кілометрів. Часто спостерігаються також пластові тіла, в тому числі сідлоподібні, лінзи, труби, складні тіла в формі полум'я, бризок, штокверки. Глибина розробки особливо цінних пегматитових тіл досягає 100-200 м.

Незалежно від генетичних уявлень, практичний інтерес до пегматитам визначається наступним.

Тривала кристалізація з флюидной системи в спокійних тектонічних умовах визначає зростання кристалів, що досягають гігантських розмірів. Відомі знахідки кристалів мікрокліна до 100 т (Норвегія), амазоніту в сотні тонн (Міас), берилу до 20-30 т (США, штат Мен; ПАР), мориона до 10 тонн (Бразилія), ювелірного топазу до 70 кг (Мурзинка на Уралі). Кристали буттям, мусковіту, сподумена, турмаліну, аквамарина досягають розмірів в кілька метрів - до 15-16 м, вагою до 90 т. Суцільні скупчення більш дрібних кристалів рідкісних мінералів (колумбіту, лепідоліту, берилу) нерідко мають вагу від 1 тонни до десятків тонн .

Збагачення залишкового пегматитового розплаву гранітного складу летючими мінералізаторами і накопичення в ньому рідкісних і розсіяних елементів (В, Be, Li, Zr, Nb, Ta, Th, U, Sn, Mo), рідкісних земель (Ce, La, Y, Yb) визначає утворення скупчень, іноді промислових, мінералів берилію (берил, фенакит), олова (каситерит), танталу і ніобію (колумбіт, танталіт, пірохлор і ін.), рідкісних земель, урану і торію (монацит, ортит, ксенотим, самарскит, уранініт) , цирконію (циркон), рубідію і цезію (поллуціт), літію (цинвальдит, амблигонит, сподумен). Гранітні пегматити є найважливішим джерелом літію, цезію, дорогоцінних і напівкоштовних каменів, пьезокварца і хімічно чистого кварцу, істотне значення - для танталу і берилію, другорядне - для рідкісних земель, урану, торію, ніобію.

У лужних пегматитах накопичуються нефелин, пірохлор, мінерали рідкісних земель, апатит, циркон, ільменіт.

Гранітні пегматити чистої лінії і лінії схрещування

За співвідношенням пегматитов з бічними породами розрізняють пегматити чистої лінії і лінії схрещування. Перші являють собою пегматити, локалізовані всередині материнської гранітної інтрузії і бічних породах, близьких за складом до гранітів (гнейси, слюдисто-кварцові кристалічні сланці і кварцові пісковики). Такі пегматити мають нормальний гранітний мінералогічний і хімічний склад. Такі пегматити є джерелом технічної слюди - мусковіту (північна Карелія, Кольський півострів, Алдан, мамского родовище на східному березі Байкалу), а також керамічної полевошпатового сировини.

Пегматіти лінії схрещування утворюються за межами материнської интрузии, в породах, відмінних від гранітів. У них відбувається речовинний обмін з бічними породами.

Якщо склад пегматита не різко відрізняється від бічних порід (туфопесчанікі, глинисті сланці, алевроліти, амфіболіти), то відбувається в основному асиміляція їм відсутніх елементів, в першу чергу глинозему (Al2O3). При цьому в пегматитах утворюються кристали високоглиноземистих мінералів - андалузиту, силлиманита, дистена, кордиерита, граната.

Якщо склад помітно відрізняється (базальти і продукти їх метаморфізму), пегматит засвоює з вміщають дефіцитні для нього компоненти (кальцій, магній, залізо, СО2 і ін.), в нього привноситься натрій з утворенням плагиоклазов від альбіта до анортиту, а в бічні породи пегматит віддає надлишкову калій. Так виникають гібридні пегматити, що містять незвичайні для пегматитов мінерали - піроксени, амфіболи, скаполіт, Стено.

У разі, якщо склад пегматита різко відрізняється від бічних порід (карбонатні породи, ультрабазити), то пегматити віддають кремнезем і стають десіліцірованнимі. Пегматит майже без остачі втрачає спочатку калій, потім значна частина SiO2, В ньому вивільняється вільний глинозем, який утворює корунд, аж до майже мономінеральних корундових порід. Замість пегматита іноді утворюється плагіоклази, що складається остачі з олігоклазу. Характерні також основні плагіоклази. У разі глибокого десіліцірованія виникає хлорітоід. На контакті з пегматитів бічна ультраосновних порода перетворюється в темну, золотисто-коричневу, зелену слюдисто масу, що складається з буттям, флогопита. Слюди часто заміщуються вермикулітом і хлоритом. На освіту цієї облямівки потужністю до декількох десятків сантиметрів йде майже весь калій з пегматита, тут концентруються летючі, утворюються кристали берилу, смарагду, а також флюорит, турмалін, фтор-апатит. Далі в ультраосновной породі слід зелена облямівка з кристалів амфиболов (антофиллит, актіноліт, Гедрен), іноді з енстатіта потужністю до 0,5-0,7 м, далі йде Талькова зона потужністю до декількох метрів, потім серпентінізірованние ультрабазити. Приклад - найбільше в світі Малишевське родовище смарагду на Уралі (рудна зона протяжністю 25 км).

Лекція 8. карбонатітовая родовища

Карбонатітовиє родовища являють собою рідкісний, але промислово важливий тип зруденіння в особливих магматичних породах - карбонатитах. Останні є карбонатними виплавили в зонах тектоно-магматичної активізації на периферії древніх платформ і щитів. Приклад сучасного карбонатного вулкана - Нгоро-Нгоро в Танзанії, в зоні Великого Африканського Рифт на його перетині великим поперечним розломом. В Африці виявлено понад 70 таких масивів, Канаді - 15, Бразилії - 6, США - 5, Швеції - 5. У Росії карбонатити виявлені на Кольському півострові, в західній, північній, південно-східній і східній частинах Сибірської платформи.

Карбонатити складаються в основному з кальциту, сідеріта, анкеріта, доломіту. У них локалізовані багаті руди ніобію і танталу, рідкісних земель, стронцію, магнетиту, міді, місцями урану і торію.

Рудні мінерали виділяються в кілька стадій, причому кожна з них істотно відрізняється за складом від попередніх. Зазвичай руда концентрується у верхній або нижній частинах масиву. Температура освіти найбільш ранніх мінералів 550-350 градусів. У деяких карбонатитах поширений барит (BaSO4), Целестин (SrSO4), Флюорит (CaF2). Температури кристалізації цих мінералів зазвичай не перевищують 200 градусів. Таким чином, процес зруденіння в карбонатитах є тривалим і складним, з участю постмагматических гідротермальних розчинів.

За сучасними уявленнями, деякі мантійні розплави збагачені кальцієм і вуглецем. Осередок мантійного розплаву знаходиться під тиском 1500-2500 МПА. У міру просування до поверхні він взаємодіє з розплавами вищих рівнів земної кори, збагачується киснем, окислюється, углеродсодержащие флюїди переходять в вуглекислу форму, що реагує з кальцієм, магнієм, залізом. Розплав розшаровується на карбонатний і силікатна, і шляхи цих розділених розплавів далі розходяться. Карбонатний розплав застигає на глибині або виривається у вигляді вулканічного виверження.

Карбонатити часто оздоблюють ультраосновнимі і лужно-ультраосновних породами, ймовірно, представляють собою більш ранні силікатні виплавки з того ж магматичного вогнища, що і карбонатити. Канали просування карбонатитов мають форму воронкоподібних, конусоподібних і циліндричних розривів. У пізніх карбонатитових виплавки з температурою 650-700 градусів накопичуються металоносні газо-рідкі компоненти. Карбонати кристалізуються при охолодженні розплаву до 600- 550 градусів, спочатку у верхній частині магматичного тіла. Глибокі частини карбонатної магми безперервно збагачуються летючими сполуками - водяною парою, вуглекислотою, фтором, хлором, фосфором, бором. У міру остигання вони перетворюють розплав в розчин, насичений металами. Ці вельми агресивні розчини піднімаються по тріщинах і взаємодіють з бічними і раніше застиглими магматическими карбонатами і при цьому виділяють рудні мінерали.

Головні рудні мінерали карбонатитов - пірохлор (Na, Ca, TR, U)2(Nb, Ta, Ti)2(OH, F), бастнезит (Ca, La, Pr) F [CO3], Паризит Ca (Ce, La), [CO3] F, монацит (Ce, La, Th) PO4. Відомі багаті руди магнетитового, апатитового, борніт-халькопірітового складу.

Форма рудних тіл - трубообразних, рідше жілообразную і прожілково-жильний-вкраплена штокверкового. Розмір рудних труб в поперечнику досягає багатьох сотень метрів, на глибину вони простежені на кілька кілометрів.

У ряді родовищ відзначені наступні стадії мінералоутворення: 1) безрудного з крупнозернистого кальциту зі слюдою і апетитом, 2) пегматоїдні гігантозернистих карбонати з магнетитом, апетитом, раннім пірохлор, 3) дрібнозернистий кальцит з роговою обманкою, магнетитом, головною масою пірохлору, 4) анкерит, сидерит з флюоритом, апетитом, сульфідами кольорових металів, карбонатами рідкісних земель. Зональність родовищ часто проявлена в зміні від периферії до центру тантал-ніобієві зруденіння чисто ниобиевая і рідкоземельних.

Масштаб родовищ в карбонатитах - великий і гігантський, придатний для розробки відкритим способом. У карбонатитових родовищах Аруша і тапіри в Бразилії розвідано до половини світових запасів ніобію, його зміст тут становить 4-5% - надзвичайно висока для рідкого металу. На родовищі Палабора (ПАР) добувають мідні руди, на Ковдорі (Кольський півострів) - апатит-магнетитові. У Східній Африці і Східному Сибіру (Татарське, Горноозерское, Белозімінское м-ия) розвідані великі запаси рідкісних земель.

Лекція 9. Контактово-метасоматичні родовища

Контактово-метасоматичні родовища виникають в скарнах - особливих породах, що виникають на контакті алюмосилікатних (зазвичай интрузий помірно кислих гранітоїдів - гранодиоритов, граносіенітов, монцонитов, кварцових діоритів, рідше чистих гранітів) і карбонатних порід.

Типові вапняні (по мармур, вапняк, вапняним сланцам і туфам) скарни складаються з залізистих, кальцієвих, рідше марганцевистих гранатів, моноклінних (диопсид) і ромбических (генденбергіт) пироксенов, рідше везувіану, епідоту, амфибола, волластонита, хлорита, графіту, боратов - аксініта, датоліта, людвігіта і ін. В доломітах характерний високомагнезіальний склад скарнових мінералів (флогопит, форстерит, шпінель, периклаз, брусит, зміїний).

Вони утворюються в результаті метасоматического взаємодії интрузии (іноді субвулканічними тілами) з температурою 600-1000 ° і більш холодних вміщають порід. При цьому відбувається зустрічний рух - з интрузии мігрують кремнезем, луги, глинозем, а в гранітоїди з бічних порід надходять кальцій, магній, залізо, СО2 і інші компоненти. Міграція елементів, зокрема, металів, полегшується наявністю і у вмісних породах, і в інтрузивами водяної пари, сірки, хлору, що додає середовищі властивості електроліту. Якщо врахувати, що при перепаді температур на кордоні інтрузія - бічні породи неминуче виникає термоЕРС, то стає очевидною роль природних електричних полів в перерозподілі елементів в скарнах.

І у породах, що вміщають, перетворених в екзоскарни, і в крайовій частині гранітоїдів, перетворених в ендоскарни, виникають нові мінеральні асоціації, часто з повним заміщенням вихідних мінералів.

Температура освіти вапняно-магнезіальних силікатних асоціацій в скарнах 550-800 °, температура відкладення оксидів олова і заліза - 500-350 °, шеелита, боратов, сульфідів молібдену, міді, миш'яку - 300-200 °, флюориту - близько 100 °.

На інтенсивність скарнірованія впливають склад і водонасиченому бічних порід і интрузии, форма і глибина залягання интрузии, причому найбільше значення відводиться вміщуючих порід. Якщо інтрузія впроваджена в малоактивні хімічно пісковики і сланці, скарни не характерні. На контакті гранітоїдів з глинистими сланцями можуть виникнути високоглиноземисті породи - андалузітовие, Кордієритові, сілліманітовие, корундові роговики і скарни. Якщо гранітоїди проривають карбонати, туфи базальтів і інші породи, різко відмінні за складом від інтрузівов, то перетворення досить контрастні.

Характерна особливість скарнових родовищ - їхня несиметричність по відношенню до інтрузії. Зазвичай скарни зосереджені тільки з одного боку масиву, причому нерідко вони відриваються від контакту, проникаючи в вміщують породи по площинах міжпластовому зривів, набуваючи пластову форму. Крім пластової морфології рудних тіл в типових скарнах

Рудні тіла. Їх форма, поняття про рудних стовпах «-- попередня | наступна --» високотемпературні родовища
загрузка...
© om.net.ua