Итак, в зависимости от масштабов проявления выделяются следующие категории рудоносных площадей: провинция, область (пояс, бассейн), район (узел), поле, месторождение, рудное тело.

К провинциям относят крупные структурные элементы земной коры (синеклизы, антеклизы, региональные разломы, складчатые пояса, дно морей и океанов и пр.) с размещенными в их пределах специфическими ассоциациями месторождений.

Область полезных ископаемых является составным элементом провинции, имеет изометрические очертания и характеризуется набором определенных по происхождению и составу месторождений. Область приурочена к тектоническим структурам первого порядка (мульды, грабены, поднятия и др).

Рудные пояса – вытянутые линейные области, приуроченные к прогибам, глубинным разломам, зонам субдукции и рифтовым системам. Размеры их колеблются от сотен до тысяч километров.

Бассейны– площади непрерывного распространения пластовой рудной минерализации, выделяемые в пределах континентальных и океанических плит. Площади их составляют сотни – сотни тысяч кв. км.

Рудный район (узел) – локальное скопление полезного ископаемого в пределах более крупных структур (провинций и областей), обусловленное приуроченностью к определенным тектоно-магматическим и литофациальным обстановкам. Площади их 50-150 км².

Рудное поле – группа месторождений, объединяемых общим происхождением и единством геологической структуры. Площадь рудных полей имеет размер единицы-десятки кв. км.

Месторождение полезного ископаемого - участок земной коры, в котором в ходе действия некоторых процессов возникло скопление полезного ископаемого, пригодного по количеству и качеству для промышленного использования.

 

Ранее причиной зонального отложения рудного вещества в гидротермальных месторождениях почти безоговорочно считалось осаждение минералов из непрерывного потока горячих растворов, выделяемых остывающими интрузиями (гипотеза Эммонса и ее аналоги). Согласно этой гипотезе высокотемпературные руды Sn, Mo, W, Be обязаны локализоваться внутри рудоматеринского массива. В породах обрамления интрузий образуются среднетемпературные руды Cu, Pb, Zn, Au. На максимальном удалении от интрузий расположены низкотемпературные минералы Au, руды Ag, Sb, Hg. Если зональность рассматривать в пределах значительной территории (рудоносной зоны, металлогенической зоны), то такая закономерность в целом соблюдается. Примером являются полные ряды металлогенической зональности в Яно-Колымском и Восточно-Уральском поясах, на Памиро-Алайском, Тянь-шаньском, Курамино-Чаткальском хребтах в Средней Азии. Но для конкретных интрузивных массивов полный зональный ряд месторождений не наблюдается.

Объяснения этому факту различны. С. С. Смирнов объяснил это прерывисто-пульсационным поступлением порций растворов разного состава из остывающего магматического очага, по его мнению, эти разновозрастные порции используют для дренажа разные системы трещин.

Слабость гипотезы Эммонса и её вариаций заключается в том, что не существует интрузий, геохимически специализированных на все металлы, слагающие зональные ряды месторождений в конкретных рудоносных зонах. Кроме того, крайне сомнительна возможность концентрированной транспортировки того или иного металла от рудоматеринского плутона на большие расстояния сквозь сложную геологическую среду, насыщенную многочисленными барьерами для растворов. Эти противоречия снимаются, если допустить, что источником металлов являются их надкларковые концентрации во вмещающих геологических толщах, а интрузиям отводится роль прогревающих и поляризующих энергетических очагов, что приводит к мобилизации, переносу и концентрированному отложению металлов. Во многих рудных районах (Северо-Восток, Дальний Восток, Восточная Сибирь, Средняя Азия и др.) изучение петрографического состава терригенных пород близ месторождений разных металлов, пространственно удаленных от ближайших интрузий, показало, что оруденение закономерно приурочено к границам фаций контактового или регионально-контактового зонального метаморфизма. Например, золотые месторождения сконцентрированы на границе биотитовой и серицит-хлоритовой зон метаморфизма алевролитов и песчаников, т.е. на границе палеотемпературных полей примерно 350-400°. При этом данные месторождения обнаружены только в тех толщах (насыщенных пиритом, карбонатами, туфогенным материалом), где установлена специализация на золото и его геохимические спутники (органический и неорганический углерод, S, As, Ag, Cu, Zn, Pb, Sb, Ti, Ni, Co и др.).

Зональность оруденения обусловлена также изменениями (часто ритмичными) давления, концентрации растворов, химизма среды, еН, рН, полярности и напряженности естественного электрического поля и других физико-химических показателей среды рудоотложения. Ранее зональность гидротермальных месторождений безоговорочно связывалась с глубиной рудоотложения. Линдгрен выделил катазону, мезозону и эпизону оруденения, что соответствует месторождениям больших, средних и малых глубин. Сейчас накоплено большое число наблюдений, доказывающих, что эта схема условна, и в пределах одного и того же интервала глубин, в зависимости от соотношения температуры и давления и их эволюции, могут проявляться месторождения с признаками всех названных зон.

Наиболее ярко и локально зональность оруденения проявлена в близповерхностных гидротермальных, гидротермально-осадочных и некоторых экзогенных месторождениях. Пример – залежи колчеданных руд, отложенных «черными курильщиками» на дне моря. В пределах рудных тел от подошвы к кровле выделяются минеральные зоны пирита, халькопирита, сфалерита, галенита, барита. В вулканогенно-гидротермальных месторождениях по падению рудных тел часто наблюдается быстрая смена низкотемпературных минералов (марказит, киноварь, станнин, антимонит, реальгар, теллуриды золота, электрум, минералы серебра и др.) среднетемпературными (галенит, сфалерит, халькопирит, пирит, самородное золото и др.), а затем и высокотемпературными (касситерит, леллингит, шеелит, вольфрамит, молибденит и др.). Одновременно с рудными минералами быстро меняется и состав жильных минералов. На верхних горизонтах преобладает сероватый тонкозернистый, скрытозернистый халцедоновидный кварц с кокардовой, почковидной, крустификационной текстурой в ассоциации с баритом; с увеличением глубины кварц становится белым, зернистым, с ним ассоциируют хлорит, слюда, полевые шпаты, а барит исчезает; на глубоких горизонтах кварц становится «льдистым», часто дымчатым, морионовидным, с ним ассоциирует турмалин.

С другой стороны, в месторождениях, образованных в так называемых термостатированных условиях (то есть в условиях длительной, устойчивой тепловой активности) минеральный состав может быть поразительно устойчив в весьма значительном интервале глубин (месторождение Колар в Индии, где состав золото-кварцевых жил практически не меняется до глубины 3,5 км).

В некоторых месторождениях, особенно близповерхностных (U, Ag, Sn и др.) отмечается обратная температурная зональность (на поверхности развиты высокотемпературные парагенезисы, сменяемые с глубиной низкотемпературными), парадоксальная для традиционного объяснения зональности удалением от магматического очага. Примером является олово-урановое месторождение Бутугычаг на Колыме. Линдгрен называл такие объекты ксенотермальными. Возможное объяснение их природы заключается в образовании руды в нисходящей ветви конвективного потока вещества и энергии при аномально быстром остывании магматического очага.

Для экзогенных месторождений зональность контрастно проявлена для месторождений типа железных шляп сульфидных залежей, где в диапазоне глубин от 0 до 20-60 м сверху вниз происходит смена зоны осветленных (выщелоченных) пород бурыми железняками, кремнистой плиткой, зоной барит-кварцевых, затем сульфидных сыпучек и зоной вторичного сульфидного обогащения. К низам окисленных руд (то есть к кремнистой плитке, барит-кварцевой и сульфидной сыпучкам) тяготеют максимальные (до ураганных) содержания золота и серебра, а к зоне вторичного сульфидного обогащения – цветных металлов.

Также четкая зональность проявляется по вертикали в разрезе бокситовых залежей в корах выветривания и продуктах их переотложения.

В то же время многие осадочные месторождения железа, марганца, солей обладают удивительной выдержанностью минерального состава на протяжении многокилометровых рудных тел. Это же относится и к месторождениям каменного угля, где по простиранию пласта обычно незначительно меняется лишь зольность и влажность углей. Как правило, однородна по составу и нефть одного и того же месторождения, в то время как в пределах нефтеносного района (например, Волго-Уральского) характерны значительные колебания состава нефти (в направлении к Уральским горам в целом возрастает сернистость и вязкость нефтей).

 

Лекция 5. Класификация месторождений

Проблема классификации МПИ имеет более, чем 400-летнюю историю.

Первой попыткой создания научной классификации была группировка Г. Агриколы месторождений по морфологическому признаку. Подобные классификации неоднократно создавались и позже. Они были удобны для горных инженеров, но мало пригодны для целей прогноза и поисков МПИ.

В 1920-ые годы появился ряд генетических классификаций, предполагавших наличие связей между породо – и рудообразующими процессами (Обручева, Линдгрена, Ниггли, Шнейдерхена и др.). В 1970-1980-ые годы в СССР признание получила классификация В.И. Смирнова, излагаемая здесь с некоторыми дополнениями, заимствованными из работ ЦНИГРИ и ВСЕГЕИ.

А. Эндогенная серия

I. Собственно магматические

а. раннемагматические – аккумулятивные, сегрегационные (хромиты, платина в ультрабазитах, редкие земли в щелочно-ультраосновных породах, алмазы в кимберлитах)

б. позднемагматические – гистеромагматические (хромиты, платина, ванадиеносные титаномагнетитовые и магнетитовые руды в габбро, норитах, анортозитах, апатит, магнетит, редкие земли в щелочно-ультраосновных породах и карбонатитах)

2. Ликвационные (сульфидные медно-никелевые с платиноидами в габбродиабазах)

II. Пегматитовые (керамические и слюдоносные пегматиты чистой линии и редкометальные линии скрещивания)

III. Карбонатитовые

IV. Постмагматические

1. контактово-метасоматические (скарновые)

2. гидротермальные

а. умеренных и значительных глубин –

- высокотемпературные (альбититовые и грейзеновые),

- средне- и низкотемпературные

б. малых глубин и приповерхностные – высоко-, средне- и низкотемпературные

V. гидротермально-осадочные (колчеданно-полиметаллические, железо-марганцевые, баритовые в донных илах и неметаморфизованных эффузивах)

Б. Экзогенная серия

1. россыпи

2. кор выветривания

3. зон окисления и вторичного сульфидного обогащения)

4. Осадочные

а) механические осадки (ПГС, глины, пески)

б) химические осадки (соли, гипсы, известняки, доломиты, железные руды)

в) месторождения каустобиолитов

5. инфильтрационные - гидрогенные (медистые песчаники, урановые и уран-ванадиевые песчаники, сереброносные песчаники, железные и марганцевые руды)

 

В. Метаморфогенная серия

1. метаморфизованные

2. метаморфические

3. гидротермально-метаморфогенные

 

Дополнительные сведения

Месторождения многих видов минерального сырья классифицируются на геолого-промышленной основе. Покажем это на примере месторождений золота.

Б.И. Беневольским (2002) предложена типизация геолого-промышленных типов золотых месторождений России, СНГ и Мира, основанная прежде всего на структурно-морфологических критериях, определяющих масштаб оруденения, учитывающая также геотектоническую позицию, генезис, формационную принадлежность, литологический состав и механические свойства вмещающих пород, вещественный состав и технологичность руд.

Таблица 1.1

Общая характеристика основных геолого-промышленных типов

эндогенных золоторудных месторождений России и СНГ

Показатели	Геолого-промышленный тип
жильные	минерализованных зон	штокверковые (мегаштокверковые)
Геотектоническая обстановка	Эв- и миогеосинклинали, зоны активизации завершенной складчатости, вулканические пояса	Миогеосинклинали, вулканические пояса	Эв- и миогеосинкли­нали, зоны активиза­ции завершенной складчатости
Генетическая группа	Плутоногенные, вулканогенные	Плутоногенные, вулканогенные	Плутоногенные, метаморфогенно-плу­тоногенные
Рудная формация	Золотокварцевая, зо­лото-кварц-сульфид-ная, золото-серебря­ная, золото-антимо­нит-кварцевая	Золотосульфидная, золото-серебряная, золото-теллуридная (халцедон-кварцевая)	Золотокварцевая, Золото-кварц-суль­фидная
Главные и второ­степенные полез­ные компоненты	Золото, серебро, сви­нец, цинк, теллур, сурьма, висмут и др.	Золото, серебро, сви­нец, цинк, медь, сурьма и др.	Золото, серебро, сви­нец, цинк, висмут и др.
Содержание главных рудных компонентов, г/т	Золото от 10 до 40, серебро от 20 до 100, Аu:Аg = 10:1-1:20	Золото от 3 до 10, се­ребро от 20 до 400, Аu:Аg = 5:1-1:20 и более	Золото от 2 до 5
Морфология и параметры руд­ных тел	Секущие, согласные, трубо-, плито- и столбообразные не­большой мощности, в среднем 1,0 м (0,2-5,0 м), реже мощности до 10-15 м	Протяженные линей­ные круто- и полого­залегающие, значи­тельной мощности, в среднем 10-30 м, вы­держаны на глубину	Штокверки разных размеров, мощностью до 100 м и более, зна­чительной площади, изометрической формы, параметры устойчивые
Способ отра­ботки, произво­дительность	В основном подзем­ный, производитель­ность 10-600 тыс. т руды, 0,5-3,0 т золота	Открытый, подзем­ный, комбинирован­ный, производитель­ность 600-3000 тыс. т руды, 5-6 т золота.	Открытый до глу­бины 500-600 м, про­изводительность 1-20 млн. т руды, 5-50 т золота
Технологический тип руды	Легкообогатимый гравитационным, амальгамационным, рентгено-радиметрическим способами	Легкообогатимый флотационным, гравифлотационным, гидрометаллургиче­ским, реже упорный	Легкообогатимый (пирит-кварцевый); упорный (вкраплен­ные мышьяковистые руды)
Крупность по за­пасам главных рудных компо­нентов	Небольшие, мелкие, средние, редко круп­ные, от 0,1-1,0 до 100 т золота, серебро по­пут­ное	Мелкие, средние и крупные, от 10-50 до 1000 т золота и до 40-50 тыс. т серебра	Средние, крупные и очень крупные, от 50-100 т до 1,5 тыс. т зо­лота и более

Таблица 1.2

Распределение мировых запасов и добычи золота по геолого-промышленным типам месторождений

 

Геолого-промышленный тип месторождений	Общие за­пасы, т (доля в мировых, %)	Добыча, т (доля в мировой, %)	Обеспе­ченность запасами, лет	Примеры крупных месторождений
Месторождения главных геолого-промышленных типов
Гидротермального класса	34000 (35,4)	1200 (47,8)
В том числе:
эпитермальные золото­серебряные и золототел­луридные руды, связан­ные с вулканотектони­ческими постройками	11700 (12,2)	370 (14,7)		Лихир, Поргера (Папуа-Новая Гвинея); Много­вершинное, Кубака (Россия), Кочбулак* (Узбекистан), Янакоча (Перу)
Золото-сульфидно-кварцевые в углеродистых песчаниково-сланцевых формациях фанерозоя	10400 (10,8)	180 (7,2)		Мурунтау (Узбекистан); Сухой Лог (Россия); Ашанти (Гана), Бендиго (Австралия)
Золото-кварц-сульфид­ные в метатерригенно-вулканогенных породах докембрийских зеленос­ланцевых поясов	6500 (6,8)	410 (16,3)		Калгурли, Кулгарди (Австралия); Керкленд, Хемло (Канада); Мор­роу-Велью (Бразилия), Колар (Индия)
джаспероидные в терри­генно-карбонатных фор-мациях фанерозоя	5400 (5,6)	240 (9,6)	22,5	Карлин, Голдстрайк, Голд-Кворри, Мейкл, Пайплайн (США)
Россыпи	3800 (3,95)	250 (10,0)		Месторождения Северо-Востока России, Ленского, Амурского, Уральского районов
Золотоносных конгломе­ратов	35000 (36,45)	490 (19,5)		Витватерсранд (ЮАР); Тарква (Гана); Жакобина (Бразилия)
Всего	72800 (75,8)	1940 (77,3)	37,5
Месторождения второстепенных геолого-промышленных типов
Контактово-метасоматического класса	900 (0,9)	40 (1,6)	22,5	Ольховское, Чигижбек (Россия)
Жильные гидротермального класса, в том числе :	6800 (7,1)	160 (6,4)	42,5
-в терригенно-вулкано­генных породах фанеро­зойских складчатых сис­тем	2300 (2,4)	40 (1,6)	57,5	Сарылах, Россия
-в тектонически дефор­мированных эндо- и экзоконтактовых зонах гранитогнейсовых мас­сивов	2100 (2,2)	70 (2,8)		Форт-Нокс (США); Дарасун (Россия)
-в хрупких геологиче­ских образованиях (ма­лых интрузиях, штоках, дайках, слоях кварци­тов)	1100 (1,2)	20 (0,8)		Васильковское, Бестюбе (Казахстан); Каральвеем, Россия
-в глубокометаморфизи­рованных кристалличе­ских породах	700 (0,7)	20 (0,8)		Болиден (Швеция)
-седловидных золото­рудных тел в шарнирах складок	600 (0,6)	10 (0,4)		Балларат (Австралия)
Золотоносных кор выветривания	1500 (1,6)	55 (2,0)		Олимпиадинское (Россия); Боддингтон (Ав­стралия)
Золотосодержащих окисленных руд (железных шляп)	300 (0,3)	20 (0,8)		Майкаин (Казахстан), Рио-Тинто (Испания), Ок-Теди (Папуа Новая Гвинея)
Золотосодержащие ме­сторождения комплекс­ных руд	13700 (14,3)	300 (11,9)		Грасберг (Индонезия); Алмалык (Узбекистан), Норильское, Гайское (Россия)
Итого	96000(100)	2515 (100)	38

Приведенную характеристику гидротермальных месторождений сульфидно-кварцевого состава в магматических и осадочных породах целесообразно дополнить положениями геолого-промышленной классификации месторождений золота ГКЗ СССР (Сборник руководящих материалов по геолого-экономической оценке месторождений полезных ископаемых», 1985). Последней предусматривается разделение золоторудных месторождений по количеству сульфидов, определяющему технологические характеристики руд. По этому признаку руды, независимо от формационной принадлежности и минерального состава, разделяются на убого сульфидные (сульфидов до 2 %), мало сульфидные (2-5 %), умеренно сульфидные (5-20 %) и сульфидные (более 20 %). Относительно эпитермальных золото-серебряных и золото-теллуридных халцедон-кварцевых руд, связанных с вулканотектоническими постройками, авторами классификации ГКЗ подчеркивается, что они имеют преимущественно убого и мало сульфидный состав. Термин «кварцевый, сульфидно-кварцевый» применительно к определению формационной принадлежности золотого оруденения означает преимущественную концентрацию золота в кварце, в меньшей степени в сульфидах, «сульфидный, кварц-сульфидный» - локализацию частиц золота, в основном, в сульфидах. С учетом того, что многие месторождения золота являются комплексными, к собственно золоторудным рекомендуется относить месторождения, в которых стоимость золота составляет более 50 % суммарной стоимости извлекаемых металлов, к золотосодержащим – менее 50 %.

Лекция 6. Раннемагматические месторождения

 

В раннемагматических месторождениях рудные минералы кристаллизуются ранее или одновременно с образованием породообразующих силикатных минералов. Важнейшими процессами обособления рудных минералов являются кристаллизация и гравитация. Например, в дунит-перидотитовых массивах характерно скопление хромита с удельным весом 5 г/см³, в то время как вмещающие породы имеют вес 3,0-3,4 г/см³. Тяжелые рудные минералы погружаются в расплаве и накапливаются на определенных уровнях магматического резервуара. Возникают рассеянные вкрапленники, шлиры (гнезда) бедных руд. Если возникают условия для действия конвективных потоков, то они захватывают рассеянные рудные агрегаты, переносят и иногда формируют пласты богатых руд (пример - хромиты, титаномагнетиты, никель-медные руды и платина м-я Бушфельд в ЮАР). Названное месторождение приурочено к гигантской расслоенной интрузии площадью 480х250 км. В её основании лежат монооливиновые (дуниты), монопироксеновые (бронзититы) и моноплагиоклазовые (анортозиты) породы. Среди них залегает серия пластов богатых платиноносных хромитовых руд мощностью от сантиметров до 1 м, прослеживаемые на десятки километров. Среднее содержание Cr₂O₃ в них 43 %. В верхах расслоенной пачки ультрабазитов, на контакте с габбро, залегают также платиноносные медно-никелевые сульфидные руды, а в расслоенных габбро и норитах – титаномагнетитовые руды. Верх разреза интрузии слагают гранитоиды, в которых обнаружено олово-вольфрамовое оруденение.

Примеры крупных раннемагматических месторождений титаномагнетитовых и ванадий-титано-магнетитовых руд в пироксенит-габброидных массивах Урала – Качканар (крупнейшее в мире), Кусинское, Копанское, Первоуральское. Руды в Качканарском месторождении вкрапленные, содержание железа всего 16 %, но его бедность компенсируется огромными параметрами рудной залежи, позволяющими развернуть производительную технику в карьере, и высоким содержанием ванадия – до 1 %. В Кусинском и Копанском месторождениях произошла перегруппировка сегрегаций магнетита и ильменита в пласты мощностью порядка 3 м.

В расслоенных массивах щелочного-ультраосновного состава накапливаются горизонты апатита, а также лопарита – минерала редких земель.

К раннемагматическим относят также месторождения алмазов в особых породах – кимберлитах и лампроитах, прорывающих кристаллические щиты и чехлы древних платформ. Кимберлиты представляют собой высокомагнезиальную оливин-флогопит-хромдиопсид-пироповую породу со вторичными серпентином, карбонатами и цоизитом, акцессорные минералы – алмаз, ильменит, хромит, апатит, перовскит, барит, магнетит, гематит, сульфиды никеля, циркон, минералы редких земель. Большинство алмазоносных кимберлитов – среднепалеозойские (Якутия, Архангельская область), или верхнемеловые-палеогеновые (Южная Африка). Лампроиты – высококалиевые ультраосновные породы жерловой фации вулканов мезокайнозойского возраста (Австралия). Они отчасти сходны с кимберлитами по составу минералов, отличаясь наличием щелочных роговых обманок, калиевого полевого шпата. И те и другие – результат глубинных взрывных процессов в мантии, с выбросом расплавленных продуктов в вихревом потоке раскаленных газов.

Позднемагматические месторождения

Позднемагматические месторождения образуются в завершающий этап кристаллизации магмы. Рудные минералы выделяются между затвердевшими силикатами (сингенетичные руды) или в остаточных рудных расплавах (инъекционные руды).

В сингенетичных рудах рудные минералы в виде полос, шлиров, вкрапленности цементируют межзерновые пространства силикатных минералов, образуя горизонты бедных руд – магнетитовых и др. Часто пласты магнетита ассоциируют с сульфидами - халькопиритом, пиритом, а также апатитом и платиной (Волковское м-ние).

Инъекционные руды кристаллизуются из обогащенных газами, водой, серой, металлами легко подвижных остаточных расплавов, частично покидающих материнскую интрузию. К ним относятся наиболее богатые руды хромитового, апатит-магнетитового, апатит-нефелинового состава. Рудные тела тяготеют к кровле массивов, выходят за их пределы, заполняют трещины в интрузивных породах.

Наиболее подвижны расплавы сульфидов. Они проникают в тончайшие микротрещины, раздвигают их стенки и превращают в более широкие каналы. По мере слияния каналов в единую структуру возникают зоны сплошных руд.

Примеры позднемагматических месторождений - апатит-магнетитовое Кируна (Швеция), хромитовые Кемпирсай (Казахстан), Даг-Арди (Турция).

Таким образом, отличия ранне- и позднемагматических месторождений, имеющих сходство породо- и рудообразующих процессов и состава руд, заключаются в том, что в первых рудные минералы образуются до или одновременно с породообразующими, а во вторых – после породообразующих.

 

Ликвационные месторождения

Ликвационные месторождения характерны для сульфидных медно-никелевых руд. Рудоносными являются расслоенные массивы габбро-диабазового состава, характерные для палеозойского и докембрийского чехла древних платформ и щитов. Изредка рудные тела выходят за пределы материнских массивов.

В магматическом расплаве с температурой более 1500° металлы находятся в виде растворенных жидких сульфидов. При снижении температуры их растворимость падает, и сульфиды начинают выделяться в виде рассеянных мелких жидких капель.

При снижении температуры до 1170° начинается кристаллизация силикатов, а сульфиды остаются жидкими. Они накапливаются в жидком расплаве, обогащенном ионами ОН^- и Н⁺, постепенно превращаемыми в водяной пар, растворенный в сульфидном растворе. Из этого раствора кристаллизуются сульфиды в порядке: пирротин, пентландит, халькопирит.

Сульфиды железа, никеля и меди содержат также кобальт, платину и платиноиды, в меньшей степени золото и серебро. Обычно богатые сульфидные залежи тяготеют к подошве интрузии, сложенной породами наиболее основного состава, где они накапливаются под воздействием гравитации. Характерна поперечная зональность богатых залежей. Верхний горизонт обычно имеет пирротиновый состав, средний – пентландитовый, нижний – халькопиритовый.

Иногда остаточный рудный расплав выжимается в трещины наложенных разрывов, секущих застывшую или полузастывшую интрузию, тогда он в виде иньекций мигрирует во вмещающие породы.

Крупнейшие в мире месторождения ликвационного типа – Норильские (Талнах и др.). Крупными также являются Сэдбэри в Канаде, Мончетундра на Кольском полуострове.

На примере норильских месторождений можно показать взаимосвязь оруденения, интрузий и вмещающих осадочных пород. Из множества интрузий габбро-диабазов рудоносны те, которые прорывают на своем пути соленосные горизонты, содержащие бораты. Из залежей гипсов магмой заимствуется сера, из каменных солей – бор. В результате околорудные породы месторождений норильской группы насыщены силикатами бора – летучего элемента. Его присутствие увеличивает растворимость и подвижность сульфидных расплавов и обеспечивает уникальное богатство данных месторождений.

Недавно в Норильском районе открыты так называемые малосульфидные рудопроявления платины, приуроченные к маломощным интрузиям с убого вкрапленной минерализацией сульфидов. Возможно, они имеют широкое распространение в согласных интрузиях - силлах базальт-диабазовой трапповой формации на Сибирской платформе, и этим объясняются многочисленные русловые россыпи платины в бассейне р. Вилюй и других левых притоков Лены.

Характерной особенностью ликвационных месторождений является то, что они образуются только в интрузивной фации пород базальтового состава. Вулканические покровы того же состава безрудны, возможно, из-за быстрой дегазации расплава на поверхности, что не обеспечивает концентрации металлов в магматическом теле.

Нетрудно заметить, что по способу образования ликвационные месторождения весьма сходны с позднемагматическими и фактически представляют собой особый «сульфидно-никелевый» вариант последних.

 

Лекция 7. Пегматитовые месторождения

Пегматиты– наиболее поздние продукты кристаллизации магм, обычно крупнокристаллической структуры, по составу сходные с материнским интрузивным массивом. Массивы, образующие пегматиты, имеют гранитный, щелочно-ультраосновной, средний, основной и ультраосновной состав. Характерная структура – графическая (письменные граниты, или «еврейский камень»), в которой в крупных кристаллах одних минералов прорастают более мелкие кристаллы других минералов. В гранитных пегматитах основная масса (крупные кристаллы микроклина, ортоклаза, альбита, слагающие 70-78 % объема) прорастает кварцем, слюдой, турмалином; в щелочных нефелин и ортоклаз прорастают эгирином, арфведсонитом, лопаритом, апатитом, в основных характерно взаимопрорастание полевых шпатов с пироксенами, роговой обманкой. Размер кристаллов в пегматитах измеряется многими сантиметрами, иногда метрами, а материнских интрузиях – обычно не более 1 см. Пегматиты обогащены минералами, содержащими легколетучие компоненты (H₂O, ОН^-1, Cl, F, B, S, Н₂, СО, N₂, Р, метан и др.), именуемые минерализаторами. Влияние минерализаторов отражается на понижении температуры кристаллизации и вязкости и росте подвижности остаточного силикатного расплава, обладающего многими свойствами растворов. Благодаря этому пегматитовый раствор-расплав может легко дренировать по трещинам за пределы материнского очага, проникая даже по тончайшим трещинам, иногда на много километров по вертикали и горизонтали.

Практическое значение имеют обычно гранитные, реже щелочные пегматиты.

Гранитные пегматиты сложены крупными идиоморфными кристаллами кислых полевых шпатов, кварца, мусковита, биотита, часто также турмалина, андалузита, апатита, флюорита, иногда топаза.

По В.И. Смирнову, кристаллизация пегматитового раствора-расплава начинается в диапазоне температур 600-700 градусов, образуются графические срастания кварца и полевых шпатов, удлиненные кристаллы кварца, пластины биотита, на которые при переходе к следующей температурной фазе нарастают редкоземельные минералы.

Далее кристаллизация продолжается в диапазоне 500-600 градусов, возникают кристаллы полевого шпата, кварц, часто темный (раухтопаз и морион), слюды, черный турмалин, топаз, часть редкоземельных минералов.

Окончательная кристаллизация в диапазоне температур 400-500 градусов. В таких условиях происходит распад полевых шпатов на пертит и альбит, образуются литиевые минералы, красный турмалин, поздние генерации топаза и редкоземельных минералов, апатит.

При дальнейшем снижении температуры, уже условиях гидротермального раствора, замещающего минералы предшествующих стадий, кристаллизуются сульфиды, флюорит, литиевые слюды, карбонаты.

По типу текстурно-структурных и минералогических признаков выделяют 5 стадий образования и соответственно минеральных типов пегматитов:

1) графический и равнозернистый пегматит;

2) блоковый пегматит;

3) полно дифференцированный;

4) редкометально замещенный;

5) альбито-сподуменовый.

Другой взгляд на генезис пегматитов предполагает их метасоматическое происхождение на постмагматической стадии за счет обычных интрузивных пород, в частности, жильных аплитов, и вмещающих пород в проницаемых зонах.

По Старостину

Выделяют два генетических типа пегматитов — магматогенные и метаморфогенные.

Магматогенные пегматитыпредставляют собой позднемагматические образования, имеющие тождественный родоначальной интрузии состав. Наибольшей пегматитоносностью обладают интрузии с повышенной кислотностью или щелочностью, полной дифференциацией и многофазностью внедрения. Среди них установлено несколько минералого-геохимических типов: гранитный, гибридный, десилицированный, щелочной и ультраосновной.

1. Гранитные пегматиты связаны с интрузиями гранитоидов и сложены, главным образом, ортоклазом, микроклином, кварцем, альбитом, олигоклазом и биотитом. В качестве дополнительных присутствуют: мусковит,турмалин, гранаты, топаз, берилл, лепидолит, сподумен, флюорит, апатит, минералы редких и радиоактивных элементов и редких земель. Эти пегматиты разделяют на две группы: простые недифференцированные пегматиты, сложенные почти исключительно микроклином и кварцем, и сложные дифференцированные разности.

В сложных пегматитах выделяют следующие зоны и участки аномальных минеральных скоплений (рис. 5.1): 1) внешняя тонкозернистая мусковит-кварц-полевошпатовая оторочка мощностью несколько см; 2) кварц-полевошпатовая масса с письменной и гранитной структурой; 3) блоки крупнокристаллического микроклина; 4) кварцевое ядро; 5) на границе ядра и микроклиновых блоков развиваются неправильные скопления кварца, альбита, сподумента, минералов марганца и редких металлов. Чем совершеннее степень дифференциации, тем образуется большее число зон, возрастает количество скоплений с рудными элементами, укрупняются минералы, расширяется их число, сокращаются размеры зоны гранитной и письменной структуры, около пегматитовых тел образуются ореолы метасоматоза до 50 м по восстанию и до 10 м по мощности. В них две зоны — внутренняя, представленная окварцеванием и микроклинизацией пород, и внешняя, характеризующаяся новообразованиями хлорита, амфибола и цеолитов. В геохимических ореолах фиксируются аномальные концентрации бария, рубидия, лития и бериллия.

2.Гибридные пегматиты образуются при ассимиляции гранитной магмой различных пород. В случае, если были захвачены глинистые сланцы или вулканиты основного состава, возникают пегматиты с андалузитом, кианитом, силлиманитом. При переработке карбонатных пород отмечается увеличение содержания роговой обманки, пироксенов, титанита, скаполита и других обогащенных кальцием, магнием и железом минералов.

3.Десилицированные пегматиты формируются при воздействии гранитного расплава на ультраосновные и карбонатные породы. В результате образуются плагиоклазиты (от альбититов до анортозитов). При пересыщении расплава глиноземом возникают корундовые плагиоклазиты.

4.Щелочные пегматиты встречаются в щелочных магматических комплексах. Для них характерны микроклин, ортоклаз, нефелин, арфведсонит, содалит, эгирин, натролит. В качестве примесей отмечаются апатит, анальцим, минералы циркония, тантала, ниобия и редких земель.

5.Пегматиты ультраосновных магм имеют состав: бронзитит, анортит-битовнит, лабрадор-андезин, оливин, амфибол, биотит. В небольших количествах отмечаются: апатит, гранат, сфен, циркон, титаномагнетит, сульфиды.

Магматогенные пегматиты представлены двумя группами образований — сингенетичной и эпигенетичной. Сингенетичные (шлировые, камерные) пегматиты располагаются всегда внутри интрузий и образовались одновременно с последними. Для них характерно отсутствие резких контактов и аплитовых оторочек, овальная форма и обилие миароловых пустот. Эпигенетические пегматиты сформировались после затвердевания внешнего каркаса интрузий. Их тела размещаются как в материнской породе, так и за ее пределами, имеют жильные формы, резкие контакты, четкие аплитовые оторочки, контролируются тектоническими нарушениями.

Метаморфогенные пегматиты формировались в регрессивные стадии высоких фаций регионального метаморфизма; не связаны с магматическими комплексами; развиваются в пределах гранито-гнейсовых блоков древних кратонов и контролировались разрывными структурами зон протоактивизации. В их составе присутствуют типоморфные метаморфические минералы — дистен, силлиманит, андалузит и другие.

Пегматиты образовывались во все периоды геологической истории, начиная с архейской. Масштабы этого процесса возрастают по мере эволюции земной коры. Так, площадь пегматитовых поясов составляла (в тыс. км²): докембрийских — 98, палеозойских — 229 и мезозойских — 275. Однако рудная продуктивность их, наоборот, угасает в молодых образованиях. По данным Н. А. Солодова, распределение запасов бериллия в пегматитах по эпохам имеет следующий вид: докембрий — 75%, палеозой — 23% и мезозой — 2%. Этому несколько противоречат большие запасы в кайнозойских пегматитах Афганистана.

По геологическим данным, пегматиты формируются в широком интервале глубин от 1,5 до 20 км, что соответствует величинам литостатического давления 120 — 800 МПа. Также необычайно широк температурный диапазон — 800 — 50°С. Судить о температурном режиме пегматитооб-разования позволяют следующие факты: ранняя кристаллизация расплава — 1200 — 900°С; образование гранита без минерализаторов — 1000 — 800°С, в их присутствии —730 — 640°С; возникновение гранитной эвтектики — 700 — 650°С; кристаллизация биотита — 760—435°С, мусковита — 500 - 435°С, берилла — 500 - 400°С, кварца — 600 - 300°С, топаза — 510 - 300°С, мориона и аметиста — 300 - 130°С, халцедона — 90 - 55°С.

■ Генезис пегматитов

Происхождение пегматитов относится к одной из наиболее дискуссионных проблем в рудной геологии. В ее обсуждении принимали участие крупнейшие геологи прошлого века. В настоящее время существует пять основных гипотез пегматитообразования.

1. Магматогенно-гидротермальная гипотеза, разработанная А. Ферсманом, В. Никитиным и др., считает пегматиты продуктом раскристаллизации остаточной магмы. Процесс протекал непрерывно в закрытой системе при неограниченной растворимости Ь^О и разделялся на пять условных этапов: магматический (900 — 800°С), эпимагматический (800 - 700°С), пневматолитовый (700 - 400°С), гидротермальный (400 — 50°С) и гипергенный (50°С). Этапы в свою очередь расчленяются на 11 фаз и стадий. На ранних этапах формировались плагиоклазы, средних — микроклин и заключительных — альбит. Недостатки гипотезы: недоучет ограниченной растворимости в расплаве воды; проблема пространства (нужны большие открытые полости); не объяснена смена калиевых полевых шпатов натриевыми за счет автометасоматоза.

2.Магматогенно-пневматолито-гидротермальная двухэтапная гипотеза американских геологов (Р. Джонс, Е. Камерон и др.). В ранний магматический этап система закрыта. В открытых полостях происходило их зональное заполнение пегматитами простого состава при условии выноса части элементов. Во второй пневматолито-гидротермальный этап система становилась открытой. Поступавшие из глубин растворы метасоматически перерабатывали более ранние простые пегматиты и формировали сложные по составу тела. К недостаткам следует отнести незначительные по масштабам следы выноса и привноса вещества за пределы пегматитовых тел.

3.Метасоматическая двухэтапная гипотеза А. Н. Заварицкого предполагает преобразование любой исходной породы, близкой по составу к граниту. В первый этап остаточные горячие газоводные растворы находились в химическом равновесии с вмещающими породами и перекристаллизовывали их без изменения состава. В закрытой системе возникали простые крупнокристаллические пегматиты. Во второй этап уже в обстановке открытой системы происходило растворение простых пегматитов и замещение их новыми минеральными ассоциациями. Эта гипотеза не объясняет формирование пегматитов в негранитных породах и отсутствие соответствующих масштабам данных процессов геохимических и метасоматических ореолов.

4.Ликвационная гипотеза, развиваемая А. А. Маракушевым и Е. Н. Граменицким, касается генезиса только гранитных пегматитов. На примере шлировых пегматитов доказывается тесная генетическая связь этих образований с материнскими гранитоидами. Она базируется на близости химизма биотитов (железистость, глиноземистость, фтористость и др. параметров), а также преемственности режима кислорода и фтора при их формировании в гранитоидах и пегматитах. Особая роль отводится вязким высококонцентрированным средам, промежуточным между растворами и расплавами, являющимися продуктами ликвации магмы.

Пегматитоносность массивов связывают с их расслоенностью. Шлировые пегматиты концентрируются в прикровельных частях массивов. Формы выделений: слои, лепешки, капли, колбы, гантели и т. д. Формировавшиеся пегматиты по сравнению с материнскими гранитами имеют более лейкократовый состав. Они обеднены железом, магнием, марганцем и кальцием. Нормативный состав: кварц-полевой шпат. Для разных массивов в гранитах и пегматитах соотношения кварца, альбита и ортоклаза неодинаковы, а для одного они выдержаны. Таким образом, пегматитообразование представляет собой самостоятельный петрогенетический процесс, который заключается в отщеплении от остаточной магмы особого флюидного расплава по механизму жидкостной несмесимости и подготовке к расслоению гранитного плутона. Существуют три главные ветви эволюции гранитной магмы.

1. Магма расщепляется на два расплава с близкими количествами в них алюмосиликатов. Расплав, обогащенный солями, приводит к образованию пегматитов. По мере понижения температуры состав расплава все более становится водносолевым, и из него кристаллизуются кварц и другие жильные минералы. Сначала флюидные фазы носят щелочной характер и происходит растворение кремнезема. Затем они становятся кислыми, способствующими появлению кварц-мусковитовых агрегатов. Из-за пониженной плотности остаточные расплавы занимают в интрузии верхнее положение. В силу ограниченной растворимости солевой составляющей происходит отщепление самостоятельной фазы флюидных расплавов, в которых концентрируются рудные компоненты.

2. Из магмы отделяется солевой расплав. Пегматиты в этом случае не возникают. Образуются известковые скарны.

3. Третья ветвь характеризуется непрерывным переходом от алюмосиликатных расплавов к гидротермальным растворам. Она реализуется в глубинных магматических комплексах на платформенных щитах в этапы тектоно-магматической активности. Здесь возникает непрерывный ряд: 1) мигматиты,

2) гиганто-мигматиты (простые пегматиты),

3) кварц-полевошпатовые и кварцевые жилы.

5. Метаморфогенная гипотеза разработана В. Н. Мораховским. Она касается многочисленных пегматитовых провинций и полей, широко развитых в фундаментах древних платформ и для которых отсутствует пространственно-генетическая связь с интрузивными комплексами. Образование этих пегматитов тесно ассоциирует с возникновением и развитием очаговых структур и протекает на фоне падения температур и давлений в шесть основных этапов. 1) В локальных участках растяжения возникают микротрещинные матричные деформации во всем объеме пород. Направление растяжения субширотное или вертикальное, обусловленное действием ротационных сил Земли и денудационной разгрузкой. Такое поле напряжений способствует центростремительному движению флюидов в очаговые структуры. В полостях трещин отрыва создается высокая степень разряжения. 2) Протекают интенсивные процессы автометасоматоза при участии калиевых и натриевых щелочей (ранняя волна щелочности), выражающиеся в собирательной перекристаллизации и росте микроклинов. 3) Формируются системы сколовых трещин поясного типа. В очаговую структуру поступают кислые флюиды (волна кислотности). Возникают стержневые сегрегации (ихтиоглипты) и крупноблоковые выделения кварца, отдельные кристаллы и гнезда шерла, берилла и апатита. Намечаются основные контуры минеральных зон. 4) Интенсивно развиваются возникшие системы трещин поясного типа. Образуются крупнокристаллические слюды с поясными, реже конусными ориентировками. 5) Режим растяжения сменяется обстановкой сжатия. Протекают хрупкие и пластические деформации. Исчезновение сжимающих напряжений стимулирует поступление флюидов и развитие серицита, альбита, кварца, хлорита, кальцита, пирита, магнетита, ортита. 6) В системах региональных тектонических нарушений, рассекающих очаговые структуры, образуются дайки гранитов и кварцевые жилы.

В рассмотренных гипотезах спорными положениями являются представления о роли особого остаточного расплава, о масштабах метасоматоза, об источниках флюидов, о степени закрытости системы, о растворимости воды и некоторые другие менее важные утверждения. Не существует одной универсальной концепции, объясняющей все разнообразие этих природных образований. В конкретных геологических ситуациях сохраняют актуальность отдельные положения всех пяти гипотез.

Типы пегматитовых месторождений

Образование полезных ископаемых, связанных с пегматитами, зависит главным образом от двух факторов — степени дифференциации магматического вещества и масштабов метасоматического преобразования ранних фаций пегматитов. С этих позиций В. И. Смирновым выделено три класса месторождений: простые, перекристаллизованные и метасоматически замещенные. Однако эта классификация не в полной мере удовлетворяет промышленно-генетическому принципу систематики минеральных объектов. Видимо, целесообразнее разделять месторождения пегматитов по ведущему типу полезного компонента. В связи с таким подходом предлагается выделить четыре класса месторождений: керамический, мусковитовый, редкометальный и цветных камней.

Керамические месторождения. К этому классу месторождений относятся магматогенные и метаморфогенные простые и перекристаллизованные пегматиты, сложенные почти исключительно калинатровыми полевыми шпатами и кварцем. Обладают письменной, гранитной и гиганто-зернистой структурой. Отношение кварца и полевых шпатов в промышленных сортах сырья составляет 1:3.

Мусковитовые месторождения встречаются в магматогенных и метаморфогенных (дистен-силлиманитовая фация) перекристаллизованных пегматитах. Промышленное значение имеют тела, в 1 м³ которых произведение средней площади мусковитовых пластин на их массу будет больше 10 — 20 кг. см². Запасы крупных месторождений достигают нескольких тыс. т. Наиболее значительные мусковитовые провинции располагаются в России (Карелия и Забайкалье), Индии и Бразилии.

Редкометальные месторождения ассоциируют с магматогенными и метаморфогенными метасоматически замещенными пегматитами. В магматогенных разностях месторождения характеризуются большим разнообразием рудных элементов. Помимо наиболее важных в промышленном отношении лития, бериллия, тантала и ниобия, из них добывают в небольших количествах олово, вольфрам, уран, торий, редкие земли. В метаморфогенных пегматитах, образовавшихся в условиях андалузит-силлиманитовой фации, часто располагаются сложные тантал-ниобиевые и редкоземельные месторождения. Этот класс месторождений широко развит в фундаментах всех древних платформ и в фанерозойских складчатых поясах, а также в областях тектоно-магматической активизации (Бразилия, Австралия; Россия — Урал, Сибирь, Карелия и др.).

Месторождения цветных камней связаны с магматогенными метасоматически замещенными пегматитами. Особенно перспективны гранитные пегматиты. Им свойственны крупные, до 200 м, открытые полости с друзами кристаллического сырья. Из этих месторождений добывают значительную часть горного хрусталя, оптического флюорита, топазов, аквамаринов, гранатов, аметистов и других драгоценных и облицовочных камней (Украина, Волынь; Бразилия, Южная Африка, Австралия, Карелия и др. регионы). Часто коренные месторождения служат источником для образования крупных россыпей цветных камней. Подобным способом возникли многие прибрежно-морские россыпи Индии, Мадагаскара и Австралии.

Типичными чертами пегматитовых месторождений являются:

— приуроченность рудных полей к интрузивным массивам (материнским интрузиям) разнообразного состава, и прежде всего гранитного; расположение пегматитовых тел вблизи их кровли, а также в образованиях поздних фаз кристаллизации этих массивов;.

— концентрация летучих (ОН, F, С1, В, Р) и литофильных элементов (Si, Na, К, Li, Cs, Be, Zr, Sn, Nb, TR, Th, U);

— распространение чистых, идиоморфных и крупных кристаллов;

— присутствие разнообразных парагенетических минеральных ассоциаций от высокобарических и высокотемпературных (гранаты, пироксены, слюды и др.) до низкобарических и низкотемпературных (цеолиты, хлорит, аметист и др.);

имеет место разная зональность: а) от внешних к внутренним частям пегматитовых тел: письменный гранит -» блоковый микроклин —> слюдяная оторочка —» горный хрусталь (и др. кристаллы);

б) относительно поверхности материнской интрузии: безрудные и микроклиновые -» микроклин-альбитовые и сподумен-микроклин-альбитовые -» альбит-сподуменовые редкометальные;

в) относительно поверхности контакта материнской интрузии (мегазональность) — продольная, диагональная, поперечная и соответствующая глубина эрозионного среза;

г) по вертикали (предполагаемая схема): степень дифференциации пегматитов по минералогическим зонам (от простых графических до сложных многозональных редкометальных) связана суменьшением глубины их формирования;

— эвтектоидная текстура простых пегматитов (письменный гранит);

— форма рудных тел: жило- и плитообразная, реже линзы, гнезда, трубы, каплевидные; размеры рудных тел: протяженность от десятков и сотен метров до 4 —5 км, мощности от метров до сотен метров.

Рудные формации и известные месторождения пегматитов: редкометальные (Колмозерское, Тастыг-ское в России, Кингз-Маунтин в США, Дарае-Пич в Афганистане, Берник-Лейк в Канаде, объекты в Бразилии, Зимбабве и Заире, Коктогай в КНР и др.); слюдоносные и керамические (Мамское на Алданском щите, объекты в Индии, на Мадагаскаре и пр.); камне-самоцветные (хрусталеносные) (Волынское на Украине, объекты на Урале, в Казахстане, Южной Африке).

 

Тектоническая позиция пегматитовых полей – 1) геоантиклинальные структуры в складчатых поясах (Восточно-Уральское поднятие, хребет Гиндукуш в Афганистане), 2) кристаллические щиты (Тараташский выступ складчатого основания Урала, Волынский район на Украинском щите, Карельский район на Балтийском щите, о-в Мадагаскар, Бразильский щит). В первых пегматиты проявляются в орогенный (коллизионный и постколлизионный) этап геодинамического развития, во вторых – в условиях тектоно-магматической активизации докембрийского фундамента. Необходимым условием является наличие развитого и достаточно мощного гранитно-метаморфического слоя земной коры.

По строению пегматиты делятся на недифференцированные и дифференцированные. В последних минералы располагаются не беспорядочно, а четкими полосами и зонами. Внешняя зона обычно сложена альбитом, далее ближе к центру она последовательно сменяется микроклиновой и кварцевой. Минеральные зоны размещаются симметрично и несимметрично, иногда с ритмичным чередованием.

Весьма характерны пустоты (занорыши), на стенки которых наросли прекрасно сформированные кристаллы полевого шпата, кварца и его разновидностей (горный хрусталь, раухтопаз, цитрин, аметист, морион), топаза, турмалина, берилла.

Формы пегматитов – жилы самых разных размеров. Некоторые жилы имеют мощность в десятки метров и протяженность несколько километров. Поля сближенных пегматитовых жил имеют нередко площади в десятки квадратных километров. Часто наблюдаются также пластовые тела, в том числе седловидные, линзы, трубы, сложные тела в форме пламени, брызг, штокверки. Глубина разработки особо ценных пегматитовых тел достигает 100-200 м.

Независимо от генетических представлений, практический интерес к пегматитам определяется следующим.

Длительная кристаллизация из флюидной системы в спокойных тектонических условиях определяет рост кристаллов, достигающих гигантских размеров. Известны находки кристаллов микроклина до 100 т (Норвегия), амазонита в сотни тонн (Миасс), берилла до 20-30 т (США, штат Мэн; ЮАР), мориона до 10 тонн (Бразилия), ювелирного топаза до 70 кг (Мурзинка на Урале). Кристаллы биотита, мусковита, сподумена, турмалина, аквамарина достигают размеров в несколько метров – до 15-16 м, весом до 90 т. Сплошные скопления более мелких кристаллов редких минералов (колумбита, лепидолита, берилла) нередко имеют вес от 1 тонны до десятков тонн.

Обогащение остаточного пегматитового расплава гранитного состава летучими минерализаторами и накопление в нем редких и рассеянных элементов (В, Be, Li, Zr, Nb, Ta, Th, U, Sn, Mo), редких земель (Ce, La, Y, Yb) определяет образование скоплений, иногда промышленных, минералов бериллия (берилл, фенакит), олова (касситерит), тантала и ниобия (колумбит, танталит, пирохлор и др.), редких земель, урана и тория (монацит, ортит, ксенотим, самарскит, уранинит), циркония (циркон), рубидия и цезия (поллуцит), лития (циннвальдит, амблигонит, сподумен). Гранитные пегматиты являются важнейшим источником лития, цезия, драгоценных и полудрагоценных камней, пьезокварца и химически чистого кварца, существенное значение – для тантала и бериллия, второстепенное – для редких земель, урана, тория, ниобия.

В щелочных пегматитах накапливаются нефелин, пирохлор, минералы редких земель, апатит, циркон, ильменит.

Гранитные пегматиты чистой линии и линии скрещивания

По соотношению пегматитов с боковыми породами различают пегматиты чистой линии и линии скрещивания. Первые представляют собой пегматиты, локализованные внутри материнской гранитной интрузии и боковых породах, близких по составу к гранитам (гнейсы, слюдисто-кварцевые кристаллические сланцы и кварцевые песчаники). Такие пегматиты имеют нормальный гранитный минералогический и химический состав. Такие пегматиты являются источником технической слюды – мусковита (северная Карелия, Кольский п-ов, Алдан, Мамское месторождение на восточном берегу Байкала), а также керамического полевошпатового сырья.

Пегматиты линии скрещивания образуются за пределами материнской интрузии, в породах, отличных от гранитов. В них происходит вещественный обмен с боковыми породами.

Если состав пегматита не резко отличается от боковых пород (туфопесчаники, глинистые сланцы, алевролиты, амфиболиты), то происходит в основном ассимиляция им недостающих элементов, в первую очередь глинозема (Al₂O₃). При этом в пегматитах образуются кристаллы высокоглиноземистых минералов – андалузита, силлиманита, дистена, кордиерита, граната.

Если состав заметно отличается (базальты и продукты их метаморфизма), пегматит усваивает из вмещающих дефицитные для него компоненты (кальций, магний, железо, СО₂ и др.), в него привносится натрий с образованием плагиоклазов от альбита до анортита, а в боковые породы пегматит отдает избыточный калий. Так возникают гибридные пегматиты, содержащие необычные для пегматитов минералы – пироксены, амфиболы, скаполит, сфен.

В случае, если состав пегматита резко отличается от боковых пород (карбонатные породы, ультрабазиты), то пегматиты отдают кремнезем и становятся десилицированными. Пегматит почти нацело теряет сначала калий, затем значительная часть SiO₂, в нем высвобождается свободный глинозем, образующий корунд, вплоть до почти мономинеральных корундовых пород. Вместо пегматита иногда образуется плагиоклазит, состоящий нацело из олигоклаза. Характерны также основные плагиоклазы. В случае глубокого десилицирования возникает хлоритоид. На контакте с пегматитом боковая ультраосновная порода превращается в темную, золотисто-коричневую, зеленоватую слюдистую массу, состоящую из биотита, флогопита. Слюды часто замещаются вермикулитом и хлоритом. На образование этой оторочки мощностью до нескольких десятков сантиметров уходит почти весь калий из пегматита, здесь концентрируются летучие, образуются кристаллы берилла, изумруда, а также флюорит, турмалин, фтор-апатит. Далее в ультраосновной породе следует зеленая оторочка из кристаллов амфиболов (антофиллит, актинолит, гедрит), иногда из энстатита мощностью до 0,5-0,7 м, далее следует тальковая зона мощностью до нескольких метров, затем серпентинизированные ультрабазиты. Пример – крупнейшее в мире Малышевское месторождение изумруда на Урале (рудная зона протяженностью 25 км).

Лекция 8. Карбонатитовые месторождения

Карбонатитовые месторождения представляют собой редкий, но промышленно важный тип оруденения в особых магматических породах – карбонатитах. Последние являются карбонатными выплавами в зонах тектоно-магматической активизации на периферии древних платформ и щитов. Пример современного карбонатного вулкана – Нгоро-Нгоро в Танзании, в зоне Великого Африканского рифта на его пересечении крупным поперечным разломом. В Африке обнаружено более 70 таких массивов, Канаде – 15, Бразилии – 6, США – 5, Швеции - 5. В России карбонатиты выявлены на Кольском п-ове, в западной, северной, юго-восточной и восточной частях Сибирской платформы.

Карбонатиты состоят в основном из кальцита, сидерита, анкерита, доломита. В них локализованы богатые руды ниобия и тантала, редких земель, стронция, магнетита, меди, местами урана и тория.

Рудные минералы выделяются в несколько стадий, причем каждая из них существенно отличается по составу от предыдущих. Обычно руда концентрируется в верхней или нижней частях массива. Температура образования наиболее ранних минералов 550-350 градусов. В некоторых карбонатитах распространен барит (BaSO₄), целестин (SrSO₄), флюорит (CaF₂). Температуры кристаллизации этих минералов обычно не превышают 200 градусов. Таким образом, процесс оруденения в карбонатитах является длительным и сложным, с участием постмагматических гидротермальных растворов.

По современным представлениям, некоторые мантийные расплавы обогащены кальцием и углеродом. Очаг мантийного расплава находится под давлением 1500-2500 МПА. По мере продвижения к поверхности он взаимодействует с расплавами более высоких уровней земной коры, обогащается кислородом, окисляется, углеродсодержащие флюиды переходят в углекислую форму, реагирующую с кальцием, магнием, железом. Расплав расслаивается на карбонатный и силикатный, и пути этих разделенных расплавов далее расходятся. Карбонатный расплав застывает на глубине либо вырывается в виде вулканического извержения.

Карбонатиты часто окаймляются ультраосновными и щелочно-ультраосновными породами, вероятно, представляющими собой более ранние силикатные выплавки из того же магматического очага, что и карбонатиты. Каналы продвижения карбонатитов имеют форму воронкообразных, конусовидных и цилиндрических разрывов. В поздних карбонатитовых выплавках с температурой 650-700 градусов накапливаются металлоносные газо-жидкие компоненты. Карбонаты кристаллизуются при остывании расплава до 600- 550 градусов, сначала в верхней части магматического тела. Глубокие части карбонатной магмы непрерывно обогащаются летучими соединениями – водяным паром, углекислотой, фтором, хлором, фосфором, бором. По мере остывания они превращают расплав в раствор, насыщенный металлами. Эти весьма агрессивные растворы поднимаются по трещинам и взаимодействуют с боковыми и ранее застывшими магматическими карбонатами и при этом выделяют рудные минералы.

Главные рудные минералы карбонатитов – пирохлор (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. Известны богатые руды магнетитового, апатитового, борнит-халькопиритового состава.

Форма рудных тел – трубообразная, реже жилообразная и прожилково-жильно-вкрапленная штокверковая. Размер рудных труб в поперечнике достигает многих сотен метров, на глубину они прослежены на несколько километров.

В ряде месторождений отмечены следующие стадии минералообразования: 1) безрудная из крупнозернистого кальцита со слюдой и апатитом, 2) пегматоидные гигантозернистые карбонаты с магнетитом, апатитом, ранним пирохлором, 3) мелкозернистый кальцит с роговой обманкой, магнетитом, главной массой пирохлора, 4) анкерит, сидерит с флюоритом, апатитом, сульфидами цветных металлов, карбонатами редких земель. Зональность месторождений часто проявлена в смене от периферии к центру тантал-ниобиевого оруденения чисто ниобиевым и редкоземельным.

Масштаб месторождений в карбонатитах – крупный и гигантский, пригодный для разработки открытым способом. В карбонатитовых месторождениях Аруша и Тапира в Бразилии разведано до половины мировых запасов ниобия, его содержание здесь составляет 4-5 % - чрезвычайно высокое для редкого металла. На месторождении Палабора (ЮАР) добывают медные руды, на Ковдоре (Кольский п-ов) – апатит-магнетитовые. В Восточной Африке и Восточной Сибири (Татарское, Горноозерское, Белозиминское м-ия) разведаны крупные запасы редких земель.

 

Лекция 9. Контактово-метасоматические месторождения

 

Контактово-метасоматические месторождения возникают в скарнах – особых породах, возникающих на контакте алюмосиликатных (обычно интрузий умеренно кислых гранитоидов – гранодиоритов, граносиенитов, монцонитов, кварцевых диоритов, реже чистых гранитов) и карбонатных пород.

Типичные известковые (по мраморам, известнякам, известковым сланцам и туфам) скарны состоят из железистых, кальциевых, реже марганцовистых гранатов, моноклинных (диопсид) и ромбических (генденбергит) пироксенов, реже везувиана, эпидота, амфибола, волластонита, хлорита, графита, боратов - аксинита, датолита, людвигита и др. В доломитах характерен высокомагнезиальный состав скарновых минералов (флогопит, форстерит, шпинель, периклаз, брусит, серпентин).

Они образуются в результате метасоматического взаимодействия интрузии (иногда субвулканическими телами) с температурой 600-1000° и более холодных вмещающих пород. При этом происходит встречное движение – из интрузии мигрируют кремнезем, щелочи, глинозем, а в гранитоиды из боковых пород поступают кальций, магний, железо, СО₂ и другие компоненты. Миграция элементов, в частности, металлов, облегчается наличием и во вмещающих породах, и в интрузивах водяного пара, серы, хлора, придающим среде свойства электролита. Если учесть, что при перепаде температур на границе интрузия - боковые породы неизбежно возникает термоЭДС, то становится очевидной роль природных электрических полей в перераспределении элементов в скарнах.

И во вмещающих породах, превращенных в экзоскарны, и в краевой части гранитоидов, превращенных в эндоскарны, возникают новые минеральные ассоциации, часто с полным замещением исходных минералов.

Температура образования известково-магнезиальных силикатных ассоциаций в скарнах 550-800°, температура отложения оксидов олова и железа – 500-350°, шеелита, боратов, сульфидов молибдена, меди, мышьяка – 300-200°, флюорита – около 100°.

На интенсивность скарнирования влияют состав и водонасыщенность боковых пород и интрузии, форма и глубина залегания интрузии, причем наибольшее значении отводится вмещающим породам. Если интрузия внедрена в малоактивные химически песчаники и сланцы, скарны не характерны. На контакте гранитоидов с глинистыми сланцами могут возникнуть высокоглиноземистые породы – андалузитовые, кордиеритовые, силлиманитовые, корундовые роговики и скарны. Если гранитоиды прорывают карбонаты, туфы базальтов и другие породы, резко отличные по составу от интрузивов, то преобразования весьма контрастны.

Характерная особенность скарновых месторождений – их несимметричность по отношению к интрузии. Обычно скарны сосредоточены только с одного бока массива, причем нередко они отрываются от контакта, проникая во вмещающие породы по плоскостям межпластовых срывов, приобретая пластовую форму. Помимо пластовой морфологии рудных тел в типичных скарнах