Месторождения магматогенной серии

Курсовая работа
на тему
Месторождениямагматогенной серии

Содержание
Введение
Магматические месторождения
Пегматитовые месторождения
Карбонатитовые месторождения
Скарновые месторождения
Гидротермальные месторождения
Список литературы

Введение
месторождениемагматогенное порода
Месторождениямагматогенной серии – Магматогенные (глубинные, эндогенные) месторожденияполезных ископаемых формировались в недрах Земли при геохимическойдифференциации минеральных веществ, обусловленной возникновением магмы и еёвоздействием на окружающую среду за счёт внутриземных источников энергии. Срединих выделяется 5 основных групп:
1.Магматическиеместорождения
2.Пегматитовыеместорождения
3.Карбонатитовыеместорождения
4.Скарновыеместорождения
5.Гидротермальныеместорождения

Магматическиеместорождения
Магматическиеместорождения — залежи полезных ископаемых, сформировавшиеся в недрах земнойкоры при застывании и кристаллизации основной или щелочной магмы,содержащей в своём составе повышенные концентрации ценных минералов. Эти залежиимеют различную форму и расположены среди родственных им магматических горныхпород. Образование ценных минералов в остывающей магме обусловлено тремяпричинами. Во-первых, магма при охлаждении может распадаться на двенесмешивающиеся жидкости, одна из которых состоит из вещества полезного ископаемого.Такой процесс называется ликвацией, а возникающие при этом месторожденияназываются ликвационными магматическими месторождениями (например, сульфидныемедно-никелевые руды, содержащие кобальт и платиноиды месторождений Норильска,Талнаха, Печенги в СССР и Садбери в Канаде). Во-вторых, ценные минералы прикристаллизации магмы могут выделиться ранее других, погрузиться на дномагматического резервуара и сформировать залежи раннемагматическихместорождений. Эти месторождения также называются сегрегационными, илиаккумулятивными (месторождения хрома, титана и железа). Оригинальнымираннемагматическими образованиями являются алмазоносные кимберлитовые трубкиВосточной Сибири и Южной Африки. В-третьих, при кристаллизации магм, богатыхгазом, вещество полезного ископаемого может сконцентрироваться в легкоплавкомостаточном расплаве и при последующем отвердевании образоватьпозднемагматические, или гистеромагматические, месторождения (залежититаномагнетита типа горы Качканар на Урале, хромитов Южного Урала, апатитовКольского полуострова, тантала, ниобия и редких земель). Значительно режемагматические месторождения возникают в виде потоков, изливающихся из жерлавулканов (например, вулканические потоки серы).
Визложенном выше виде в природных условиях формирование конкретных месторожденийне происходит. На каждом рудном объекте одновременно реализуются все три путимагматической дифференциации вещества. Часто нарушается также временнаяпоследовательность событий. Процессы ликвации могут протекать и на заключительныхфазах становления интрузивных массивов. Сложность проблемы связана также снеравномерностью, стадийностью и импульсивностью поступления различающихся посоставу новых порций магматического расплава в геологические структуры, гдепроисходит рудообразование. Однако условно по преобладающему типусформировавшихся руд в дальнейшем будем придерживаться данной схемы, выделяяликвационные, ранне- и позднемагматические месторождения.
Ликвационныеместорождения
Рассматриваемыйтип рудных образований ассоциирует с расслоенными интрузиями и включаетместорождения: 1) медно-никелевые сульфидные; 2) хромитовые, титаномагнетитовыеи платиноидные и 3) редких, редкоземельных и рассеянных элементов.
1.Медно-никелевые сульфидные месторождения связаны с двумя основнымигеотектоническими обстановками: областями тектономагматической активизации изеленокаменными поясами докембрия. Основными рудными минералами являются:пирротин, пентландит и халькопирит.
Вобластях тектономагматической активизации месторождения встречаются в трехтектонических позициях: 1) в зонах глубинных докембрийских расколов (типСадбери), 2) в континентальных докембрийских рифтовых зонах (Дулутский тип), 3)в мезозойских континентальных рифтовых зонах (Норильско-Талнахский тип). Двапоследних типа связаны с габбро-долеритовыми интрузиями, ассоциирующими сплатформенными платобазальтами.
ТипСадбери представлен уникальным рудным объектом. Опроисхождении которого уже более 50 лет ведутся жаркие споры. Доминируют двегипотезы. Согласно одной месторождение приурочено к докембрийской кальдере,расположенной на глубинном расколе, по другой – рудоносная магма внедриласьтакже в древний раскол, но образованный экзотическим способом – упавшимогромным метеоритом. В любом случае на Канадском щите среди метаморфизованныхвулканогенно-осадочных пород гуронской серии на площади 60×20 кмрасполагается лополито-образный никеленосный габбро-норитовый плутон. Онотличается от других рудоносных массивов отсутствием циклических образований иминеральной расслоенности и высоким содержанием кварца.
Вероятно,магма основного состава была контаминирована кварцевым минералом при неизменномсоотношении Fe/Mg;она стала вязкой и не способной к расслоению. Термодинамический анализ системы FeO– SiO2– FeS2показал, что добавление в нее кварца способствовало сегрегации растворенныхсульфидов без одновременного осаждения силикатов, что и привело к накоплениюбогатых руд. Последние представлены тремя текстурно-структурными типами: 1) наюжном фланге плутона в лежачем боку выделяются залежи, представленные в нижнейчасти сплошными рудами, а в верхней – вкрапленными; 2) на северном фланге вподстилающих нориты ударных брекчиях имеются прожилково-вкрапленные тела, 3) запределами плутона в дайках норитов и габбро установлена промышленнаявкрапленная минерализация.
Дулутскийтип характерендля интрузивных комплексов, ассоциирующих с протерозойскими платобазальтами иприуроченными ко внутриконтинентальным рифтовым структурам. На типичномДулутском месторождении комплексные интрузивы залегают в платобазальтах оз.Верхнего. Оруденение наиболее тесно связано с норитами, в меньшей степени строктолитами и редко с дунитами и перидотитами. Судя по изотопным данным серысульфидов (s34S= 18‰) более 75% ее было получено путем контаминации осадочных пород.Предполагают, что магма, обогащенная оливином и сульфидами, образоваласульфидоносную зону в дунитах. В результате последовавшей дифференциациивозникли циклические триады: перидотит-троктолит-анортозит. Сульфидные залежинакапливались в основании перидотитовых членов.
Норильско-Талнахскийтип связанс мезозойскими траппами. Уникальный Норильско-Талнахский рудно-магматическийцентр расположен на северо-западе Сибирской платформы и тесно связан сминерализованными триасовыми гипабиссальными силлами. Интрузии контролировалиськрупным разломом, имеют зональное строение и сложены в основании пикритами ипикритовыми долеритами, а в кровле фельзитовыми разностями. В лежачем бокусиллов выделяются горизонты сплошных руд, с которыми ассоциирует наиболее богатаямедно-никель-платиновая минерализация.
Вкровле интрузивов развиты вкрапленные руды, а в подошве во вмещающих породах — прожилково-вкрапленные. Согласно существующей генетической модели базальтовыемагмы, пересекая осадочный чехол, ассимилировали серу и СаО из эвапоритов. Сераиз сульфатной восстанавливалась до сульфидной. Сульфиды в форме капелексобирали, рассеянные в расплаве никель, медь и элементы платиновой группы.Этому процессу способствовал содержащийся в расплаве углерод, захваченный магмойиз карбоновых угленосных горизонтов.
Вдокембрийских зеленокаменных поясах развито два рудномагматических типаместорождений – толеитовый и коматиитовый.
Толеитовыйтип локализуетсяв раннепротерозойских вулканогенно-осадочных мобильных прогибах. К наиболееизвестным месторождениям этого типа относятся Печенга на Кольском полуострове иЛинк-Лейк в Канаде. Печенгский рудный район приурочен к мощной многофазовойвулканогенной серии. После проявления четвертой заключительной фазы основноговулканизма протекали процессы складкообразования и происходило внедрениебазитов и гипербазитов в осадочные горизонты, разделяющие третью и четвертуювулканические толщи. Возникшие силлы имеют три слоя: базальныйперидотит-пироксенит-габбро. Сульфидные залежи связаны с перидотитами исерпентинитами и развиты преимущественно в синклинальных прогибах. Помимомагматических встречаются тектонически ремобилизованные прожилково-вкрапленныеруды. В рудном районе известно три типа рудных тел: 1) сплошные в подошвеинтрузий в перидотитах, сменяющиеся в направлении кровли вкрапленными, 2)брекчиевые в тектонических зонах, 3) прожилки во вмещающих тектоническихсланцах. Первые два типа обогащены никелем
Сu/(Cu+Ni)=0,28,
атретий им обеднен
Cu/(Cu+Ni)=0,51.
Коматиитовыйтип связанс архейскими зеленокаменными поясами. По глубинам формирования и фациальномусоставу рудовмещающих магматических пород выделяют три группы месторождений:вулканогенные, субвулканические и плутоногенные.
Наиболееизвестными примерами вулканогенной группы служат месторождения района Камболдав Западной Австралии. Здесь рудовмещающий разрез слагают породы двух цикловвулканизма, каждый из которых сложен вулканитами, последовательно меняющимисостав от основного до кислого. Венчает цикл пачка осадочных пород и горизонтжелезистых кварцитов. Рудные тела располагаются в пределах нижней коматиитовойчасти нижнего цикла, фациально переходящей в базальты. Коматииты представляютсобой эффузивные ультраосновные породы со структурой спинифекс – пластинчатых идревовидных скелетных выделений оливина. Особенностью коматиитов являетсявысокое содержание MgO (превышающее18%).
Длявулканогенных месторождений характерны невысокие общие запасы руд (около 5 млнт), но повышенные концентрации никеля (1,5–3,5%). Предполагают, что ликвациямагмы на сульфидный и силикатный расплавы произошла еще в мантии. В дальнейшемоба расплава в форме механической смеси совместно перемещались вплоть доизлияния лав и кристаллизации руд в понижениях подошвы потоков.
Субвулканическаягруппа широко распространена в зелено-каменных протерозойских поясах в районеМанитоба (Канада), в никеленосных провинциях Западной Австралии и Южной Африки.Повсеместно руды располагаются в основании линз перидотитов. До 80% запасов, аони составляют 40–50 млн т, приходится на рудные штокверки. Содержание никеляколеблется в пределах 1,5–2,5%.
Плутоногеннаягруппа так же как и субвулканическая характерна для протерозойских поясов.Наиболее известно месторождение Сикс-Майл в Западной Австралии. В этой группеоруденение имеет вкрапленный характер и обычно концентрируется в дунитовом ядреультраосновных массивов, имеющих перидотитовую оболочку. Запасы руд составляютсотни миллионов тонн при низком (0,6%) содержании никеля.
Анализрудной минерализации ликвационных медно-никелевых месторождений показал, чтооруденение в основных породах более обогащено медью, а в ультраосновных –никелем. В вертикальном разрезе рудных залежей наблюдается увеличение к подошвесодержания Сu, Pt,Pd, Аuи понижение Со, Ir и Os.
Существуетпять гипотез генезиса данных месторождений: 1) ликвационное расслоение магмы наглубине и затем послойные инъекции; 2) ликвация или кристаллизационнаядифференциация магмы на глубине и последующее одноактное внедрение такихгетерогенных расплавов; 3) ликвация или дифференциация магмы на местестановления массивов; 4) постмагматическое метасоматическое происхождениеполосчатых рудоносных массивов; 5) магматическое замещение слоистыхэффузивно-осадочных толщ. Наиболее распространенными являются первые три гипотезы,остальные, вероятно, могут проявляться в особых геологических ситуациях.
Современнаяконцепция, разработанная А.П. Лихачевым и А. Наддреттом, предполагает, чторудоносные магмы зарождаются на глубинах более 100 км в условиях фракционногоплавления первичного сульфидсодержащего материала мантии. Подъем этих магмосуществляется в виде сульфидной жидкости, диспергированной в окисно-силикатномрасплаве. Рудное вещество транспортировалось в форме сульфидных капель.Кристаллизация расплава происходила с последовательным выделением пирротина,затем пентландита и в заключение халькопирита. В предкристаллизационный периодсульфидный расплав распадается на три несмешивающиеся жидкости, обогащенные:железом, никелем и медью, различающиеся по температурам кристаллизации.Халькопиритовая жидкость может мигрировать на значительные расстояния.
Взаключительную стадию эволюции расплавная сульфидная система переходит вгидротермальное окончание с образованием вторичных фаз – миллерита, пирита,халькопирита, пирротина, борнита, халькозина, ковеллина. Таким образом, наНорильском месторождении возникли уникальные миллеритовые руды.
2.Хромитовые, титаномагнетитовые и платиноидные месторождения развитыв расслоенных массивах, относящихся к тектоноплутоническому типу областей протоактивизациидокембрия. К наиболее известным рудоносным массивам относятся: Бушвельд иВеликая Дайка Зимбабве в Южной Африке, Чинейский в Забайкалье, Стилуотер в СШАи др.
Бушвельдскийкомплекс сформировался в раннем протерозое в пять стадий: 1) андезитовоговулканизма, 2) фельзитового вулканизма, 3) ультраосновного магматизма иобразование расслоенной серии (норитовый комплекс), 4) внедрение гранитноймагмы и 5) образование щелочных даек. Норитовый комплекс представляет собойгигантский лополит мощностью более 7 км, в котором снизу вверх выделяютсяследующие слои: 1) нориты (350 м), 2) переслаивание норитов с перидотитами(1500 м), 3) рудоносная, так называемая критическая, зона норитов с прослоямидунитов и пироксенитов (100 м), 4) габбро-нориты (3500 м), 5) габбро-диориты(2000 м).
Вкритической зоне выделяются три рудных горизонта: 1) дунитовый схромшпинелидами и платиноидами, 2) анортозитовый с титаномагнетитами и 3)норитовый с платиноносными сульфидами. В его пределах расположен риф Меренского– горизонт диаллаговых норитов, содержащих линзы хромитов и скоплениясульфидов, обогащенных платиной и палладием.
ВеликаяДайка рассекает весь архейский кратон Зимбабве (ее длина 550 км, ширина 4–12км) и представляет собой единое интрузивное тело в зоне глубинного раскола.Весь комплекс возник в течение 50 тыс лет. Верхняя часть дайки до глубины 2–4км имеет горизонтальное, а ниже вертикальное плитообразное залегание. В верхнейчасти отмечается расслоение пород (сверху вниз): 1) габбро, 2) тонкий (0,3 м)горизонт переслаивающихся дунитов, пироксенитов и перидотитов, обогащенныймедно-никелевыми сульфидами с платиной, 3) пачка слоистых ультраосновных породс горизонтами хромитовых руд. Ниже следует безрудная нерасслоенная вертикальнаячасть интрузива, сложенная ультраосновными породами.
Средимагматических месторождений наиболее значительны месторождения железа, титана,ванадия, хрома, платины, меди, никеля, кобальта, апатита, алмазов,ниобия-тантала, циркония и гафния.
Пегматитовыеместорождения
Выделяют две группыпегматитов – магматогенные и метаморфогенные. Магматогенные пегматиты исвязанные с ними полезные ископаемые принадлежат к группе позднемагматическихобразований, формировавшихся на завершающихся стадиях становления массивов ирасполагающихся близ его кровли. Они связаны с родоначальными интрузивамитождественностью состава. Форма тел пегматитов жило — и гнездообразная, обычноимеют зональное строение, неравномерные размеры зерен минералов и присутствуютв них следы метасоматической переработки первичных минеральных ассоциациймагматического происхождения. Подавляющее количество пегматитов связано сгранитными породами. С другими формациями глубинных изверженных пород пегматитывстречаются реже. Тела пегматитов известны, но не обязательны для перидотитовой,габбровой и плагиогранит-сиенитовой формаций ранних стадий геосинклинальногоразвития. На активизированных платформах пегматиты обнаружены с основными,кислыми и особенно щелочными породами. Гранитные пегматиты разделеныА.Е.Ферсманом на пегматиты чистой линии и пегматиты линии скрещения. Первыезалегают в гранитах или тождественных породах и не претерпели изменения составав процессе формирования. Вторые образуются среди других формаций, при этомвозникают гибридные пегматиты, ассимилировавшие вещество боковых пород, идесилицированные пегматиты, отдавшие часть своего кремнезема вмещающим породам.
Метаморфогенныепегматиты, формирующиеся на разных стадиях метаморфического преобразования,преимущественно древних докембрийских пород, по особенностям составасоответствуют фациям регионального метаморфизма вмещающих пород.
Преобладающей формойпегматитов являются плитообразные и сложные жилы, реже встречаются линзы,гнезда и трубы. Длина тел пегматитов изменяется от 150 м до 5000 м, при изменении мощности от 50 м до 400 м. Пегматиты формировались на протяжениидлительной геологической истории Земли от архейского до альпийского циклов.
Пегматиты формируютрегиональные пояса от сотен до нескольких тысяч километров (Мамский,Забайкальский, Кольско-Карельский, Раджастанский пояс Индии, Аппалачский,Южно-Африканский и др.). В пределах поясов пегматиты группируются в поля(пучки, узлы), приуроченные к цепочкам интрузивов, положение которыхопределяется поперечными складчатыми и разрывными нарушениями. По соотношениюпегматитов с вмещающими породами выделяют две разновидности: сингенетичные, илишлировые, камерные пегматиты; эпигенетичные или выжатые пегматиты. Первыесформировались на месте скопления остаточных пегматитообразующих продуктовмагматического расплава, находятся в материнской породе, у них отсутствуютрезкие контакты с вмещающими породами, отсутствует мелкозернистая аплитоваяоторочка, овальная форма тел, обилие миароловых пустот. Вторые формируются запределами остаточного магматического очага для них характерно размещение нетолько в материнской породе, но за ее пределами, контроль пегматитовых телтектоническими нарушениями, жильная форма, резкие контакты с вмещающимипородами, наличие мелкозернистой аплитовой оторочки, отсутствие миароловыхпустот.
Подавляющая массапегматитов формировалась на значительных глубинах от 1,5-2 и 16-20 км. Ранняя кристаллизация магматического расплава происходит при температуре 1200-900оС,нормальный гранит застывает при температуре немного ниже 1000оС, вприсутствии минерализаторов температура может снижаться до 730-640оС.Учитывая совокупность всех данных начальная температура гранитногопегматитового расплава должна быть порядка 800-700оС. В процессепоследующего накопления и метасоматического преобразования пегматитообразующихминеральных комплексов, температура постепенно снижалась с последовательнымформированием биотита, кварца, мусковита, берилла, последующих выделений кварцаи топаза, мориона и аметиста, и заключительных выделений халцедона. Последнийформируется в интервале температур 90-55оС.
В минеральном составепегматитов преобладают силикаты и оксиды. Гранитные пегматиты чистой линиисложены ортоклазом, микроклином, кварцем, альбитом, олигоклазом и биотитом;второстепенные минералы – сподумен, мусковит, турмалин, гранат, топаз, берилл,лепидолит, флюорит, апатит, минералы редких и радиоактивных элементов, редкихземель. Гибридные пегматиты, образованные при ассимиляции глиноземистых пород,обогащаются андалузитом, кианитом, силлиманитом.
Пегматиты,ассимилировавшие карбонаты кальция, магния, железа, содержат роговую обманку,пироксены, сфен (титанит), скаполит. Десилицированные пегматиты вультраосновных и карбонатных породах представлены обычно плагиоклазитами. Припересыщении глиноземом возникают корундовые плагиоклазиты.
Щелочные пегматитысостоят из микроклина, ортоклаза, нефелина или содалита, эгирина, гакманита, натролита,арфведсонита с примесью апатита, анальцима, минералов циркония, титана, ниобияи редких земель.
Пегматитыультраосновных и основных магм сложены основным плагиоклазом, ромбическимпироксеном (бронзитом), меньше распространены оливин, амфибол, биотит спримесью апатита, граната, сфена, циркона, титаномагнетита, магнетита.
По составу иособенностям внутреннего строения пегматиты разделяются на простые, илинедифференцированные, и сложные, или дифференцированные.
Простые гранитныепегматиты состоят из калиевого полевого шпата и кварца.
Сложные гранитныепегматиты имеют разнообразный минеральный состав и зональное строение. Вструктуре зональных пегматитов выделяются: оболочка, внутренняя часть инеправильные метасоматические скопления. Все они составляют пять главныхэлементов зональной структуры (Рис. 4).
/>
Рис. 4. Схематекстурно-парагенетических типов пегматитов. ПоК. Власову.
I– равномернозернистый или письменный, II– блоковый, III — полиодифференцированный, IV– редкометалльного замещения, V– альбит-сподуменовый типы;
1 – гранит; 2 –пегматоидный гранит; 3 – микроклин; 4 – кварц; 5 – контактовые оторочки и зонымусковит-кварц-полевошпатового состава; 6 – пегматит письменной и гранитнойструктуры; 7 – блоковая зона; 8 – мономинеральная микроклиновая зона; 9 –кварц-сподумновая зона; 10 – комплексы и зоны замещения; альбит, кварц,мусковит, реликты микроклина, редкометальные минералы (лепидолит, берилл, частоцезиевый, ниобато-танталаты, полихромный турмалин, сподумен и др.).
Первая, внешняя зонасложена тонкозернистой оторочкой мусковит-кварц-полевошпатового состава, обычнонесколько сантиметров мощностью. Вторая зона выполнена кварц-полевошпатовоймассой письменной и гранитной структуры. Третья состоит из мономинеральноймассы или блоков микроклина. Четвертая зона выполнена кварцем и представляетсобой кварцевое ядро. Пятая зона не всегда проявлена и не обособляетсяотчетливо. Она представлена неправильными скоплениями кварца, альбита,мусковита, сподумена и минералов редких металлов, тяготеющих к границекварцевого ядра и микроклиновой зоне. Такое строение рассматривается, какследствие эволюционного развития пегматитовых тел в процессе их формирования.Развитие может дойти до разных стадий, в связи, с чем могут образовыватьсяпегматиты разной степени дифференцированности.
Среди пегматитовыхместорождений выделяются три генетических класса: простые пегматиты;перекристаллизованные пегматиты; метасоматически замещенные пегматиты. Простыепегматиты сложены калий-натровыми полевыми шпатами и кварцем с небольшойпримесью слюды. Эти пегматиты разрабатываются для получения комплексногокерамического сырья и используются для производства низших сортов изделийфаянсовой и фарфоровой промышленности (Куру-Ваара Мурманской обл.). Такиепегматиты называются также керамическими пегматитами. Пегматиты характеризуютсясложной морфологией жильных тел мощностью до нескольких десятков метров идлиной до 800-1000м и более, отличаются достаточно постоянным составом,обеспечивающим хорошее обогащение, являются основным источником низкокалиевыхполевошпатовых материалов. Иногда в составе пегматитов встречаются крупныеблоковые обособления кварца и микроклина (Рис. 5 Сечение простого пегматита).
/>
Рис. 5. Сечениепростого пегматита:
1 – кварцевое ядро; 2 –пегматит письменный структуры; 3 – слюдяная оторочка; 4 – гранит.
Перекристаллизованныепегматиты, как правило, имеют разнозернистую крупно- и гигантозернистуюструктуру. Такая структура могла сформироваться в результате перекристаллизацииисходного вещества жил под влиянием горячих газово-жидких растворов, химическийсостав которых находился в равновесии с составом ранее выделившихсяпегматитообразующих соединений. При перекристаллизации калиевого полевогошпата при гидролизе формируется мусковит (Рис. 6). Из перекристалллизованныхпегматитов добывают мусковит (месторождения Чупино-Лоухского района Карелии,Мамского района Иркутской обл.), попутно добывают полевошпатовое сырье, кварц.За границей основными центрами добычи мусковита являются пегматитовые поляИндии и Бразилии. Крупнолистовой мусковит добывается только из пегматитов. Похарактеру распределения мусковита в жильном теле выделяют жилы с равномерным,зональным и гнездовым распределением. В связи с исключительной значимостью этихпегматитов они называются мусковитовыми пегматитами.
/>
Рис. 6. Сечениеперекристаллизованного пегматита жилы 4 Слюдяногорского месторождения. ПоГ.Кулешову и др. 1 – гнейсы; 2 – среднезернистые пегматиты; 3 – кварц; 4 –мусковит.
Метасоматическизамещенные пегматиты в отличие от ранее рассмотренных отличаются перекристаллизациейи метасоматической переработкой в различной степени под воздействием горячихминерализованных растворов, химически неравновесных по отношению к составупервичной пегматитообразующей минеральной массы. Для этого классахарактерно наиболее полное зональное строение с метасоматическимипреобразованиями и грейзенизацией (Рис. 7). Эти два процесса сопровождаютсяпоявлением минералов редких металлов, горного хрусталя, драгоценных камней. Изметасоматически замещенных пегматитов добывают оптический флюорит, драгоценныекамни, руды лития, бериллия, цезия, рубидия, реже олова, вольфрама, тория,урана, ниобия, тантала, редких земель. Редкометальная и редкоземельнаяминерализация в пегматитах вне зависимости от генетической принадлежности их копределенной формации считается метасоматически наложенной. Установлено, чторедкометальная минерализация проявляется только в тех пегматитовых полях,которые приурочены к районам распространения аляскитовой формации.Редкоземельная минерализация устанавливается только в пегматитовых полях,расположенных в непосредственной близости от щелочных гранитов или в районах,где каким-либо образом проявлен щелочной метасоматоз, связанный с этимигранитами. В эту группу объединены пегматиты, известные в литературе под названиемпегматитов натро-литиевого типа. Внутри группы выделяют следующиерудно-метальные типы: танталито-поллуцитовый, сподуменовый,сподумен-берилло-танталитовый, колумбито-берилловый, берилло-колумбитовый. Втантало-поллуцитовом типе характерными акцессорными минералами являются розовыетурмалины, сиреневые литиевые мусковиты, пурпурит, висмутин, бисмутит, литиевыефосфаты, касситерит; в сподуменовом типе – берилл, танталит, колумбит; всподумен-берилло-танталитовом и колумбито-берилловом типах — мусковит,касситерит, бавенит, бертрандит, арсенопирит, молибденит, иногда флюорит; вберилло-колумбитовом типе – молибденит, флюорит, топаз, базобисмутит,касситерит. Во всех типах присутствуют второстепенные минералы: мусковит,апатит, турмалин, гранат, биотит.
/>
Рис. 7. Сечениеметасоматически замещенного пегматита. ПоН. Солодову.
1 – наносы; 2–10 –зоны: 2 – блокового кварца, 3 – крупноблокового микроклина, 4 –мелкопластинчатого альбита; 5 – кварц-сподуменовая; 6 –клевеландит-сподуменовая (по внешней периферии этой зоны располагаетсямаломощная зона сахаровидного альбита, не показанная на чертеже из-за егомелкомасштабности), 7 – кварц-мусковитовых гнезд, 8 – крупноблокового микроклина,9 – гнезд мелкозернистого альбита, 10 — графическая кварц-микроклиновая(местами сильно альбитизированная); 11 – вмещающие породы.
Внутри группыредкоземельных пегматитов выделены: редкоземельно-цериевый иредкоземельно-иттриевый и микроклино-амазонито-гадолинитовый типы пегматитов. Впервом типе основным породообразующим минералом является микроклин, редкозатронутый процессами амазонитизации. Редкоземельная минерализация приурочена кзонам окварцевания и представлена ортитом и чевкинитом. В редкоземельно-иттриевыхпегматитах – абукумалитом, иттротитанитом, фергусонитом, торитом, цитролитом.Характерным акцессорным минералом является магнетит. Вмикроклино-амзонито-гадолинитовом типе преобладающими породообразующимиминералами являются амазонит, микроклин. Редкоземельная минерализацияпредставлена гадолинитом. Постоянным второстепенным минералом является биотит.
Пегматитовыеместорождения бериллия достаточно широко распространены, на их долю приходитсявся мировая добыча бериллия. Берилл из пегматитов извлекается преимущественнопопутно при разработке их на мусковит, тантал, цезий или литий. Появление в нихкрупных кристаллов (иногда несколько тонн) позволяет вести ручную выемку иполучению без какого-либо обогащения концентратов, содержащих 10% окиси бериллия.Совместно с бериллом часто встречается черный турмалин, колумбит, цитролит,монацит.
Пегматитовыеместорождения олова известны в Восточной Сибири России и расположены вдокембрийских комплексах. Руды обычно комплексные, разрабатываются на олово, тантал,ниобий, скандий, рубидий, частично на вольфрам и висмут. Наиболее богаты оловом(до 0,1%) альбитовые и альбит-сподуменовые пегматиты. Главные минералыпредставлены касситеритом, сподуменом, петалитом, амблигонитом, кварцем,микроклином, альбитом, топазом, турмалином; акцессорные минералы – танталит,вольфрамит.
Карбонатитовыеместорождения
Карбонатитаминазываются эндогенные скопления кальцита, доломита и других карбонатов,пространственно и генетически ассоциированные с интрузивами ультраосновного щелочногосостава центрального типа, формирующимися в обстановке платформеннойактивизации. В настоящее время на земном шаре известно более 250 массивовультраосновных щелочных пород. В России такие массивы известны вКарело-Кольском регионе, Сибири. Размещаются массивы на платформах и имеютразличный геологический возраст. Среди них известны массивы докембрийского(Сибирь, Северная Америка), каледонского (юг Сибири), герцинского (Мурманскаяобл.), киммерийского (Сибирь, Бразилия) и альпийского циклов развития(большинство карбонатитов Африки). Карбонатиты образуют обособленную группуэндогенных месторождений в силу резко специфических геологических условий ихобразования. Карбонатитовые месторождения связаны только с платформенным этапомгеологического развития и ассоциированы с комплексами ультраосновных щелочныхпород. Массивы имеют трубообразную форму, дифференцированный состав иконцентрически зональное строение. В них выделяют четыре главные группы пород:1) ранние ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2) щелочные(мельтейгит-ийолиты, щелочные и нефелиновые сиениты); 3) ореолы вмещающихпород, подвергшихся щелочному метасоматозу и превратившихся в фениты; 4)карбонатиты (рис.1). Массивы сопровождаются дайковой серией сложного состава,отражающего длительную и направленную эволюцию магматического очага и состоящуюиз разнообразных пород – от пикритовых порфиритов до щелочных пегматитов.Последовательно формирующиеся группы пород, образующие карбонатитовые массивы,размещаются в центростремительном направлении от периферии к центру и иногда вобратном, центробежном направлении. Примером последнего размещения можетслужить Ковдорский массив в Мурманской области. Центральная часть массивасложена оливинитами, образующими шток, далее располагаются прерывистымполукольцом пироксениты, а периферическая часть выполнена ийолитами имальтейгитами. Карбонатиты в массиве представлены несколькими разновидностями:кальцитовыми карбонатитами, имеющими широкое распространение, доломитовымикарбонатитами, которые встречаются значительно реже, и доломито-кальцитовыми,возникшими большей частью в процессе доломитизации кальцитовых разновидностейпород. Многочисленные жилы и линзы, кальцитовых карбонатитов залегают воливинитах центральной части массива и в щелочных породах его краевой зоны. Онигруппируются в отчетливо выраженную дугообразную зону и в ее пределахприурочены к серии кольцевых трещин-разломов, пологопадающих внутрь массива(Рис.2).
/>
Рис. 1. Общая схемастроения карбонатного месторождения:
1 – щелочные породы; 2– ультраосновные породы; 3 – гнейсы; 4 – фениты; 5 – шток карбонатитов; 6 –жилы карбонатитов.
Карбонатитовые телапредставляют собой штоки, конические жилы, падающие к центру массива, кольцевыежилы, падающие от центра массива, радиальные дайки. Штоки в поперечнике имеютразмеры от сотен метров до нескольких километров, а жилы мощностью от 10м придлине несколько сот метров до нескольких километров (1-2 км). Минеральный состав карбонатитов определяется наличием карбонатов, составляющих 80-99%.Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты, реже встречаются доломитовые,еще реже анкеритовые и совсем редко сидеритовые карбонатиты. В формированиикарбонатитов установлена последовательность их образования – первымнакапливается кальцит, далее доломит и анкерит. Остальные минералы вкарбонатитах являются акцессорными, их более 150 разновидностей. Типоморфнымиминералами являются флогопит, апатит, флюорит, форстерит; редкими – бадделеит,пирохлор, гатчеттолит — урансодержащий пирохлор, перовскит-кнопит-дизаналит,карбонаты редких земель (синеизит, бастнезит, паризит).
/>
Рис. 2. Схематическаягеологическая карта Ковдорского массива, по В.И. Терновому, Б.В. Афанасьеву,Б.И. Сулимову
1 – сунгулитовыепороды; 2 – карбонатиты; 3 – апатит-форстеритовые породы; 4 – магнетитовыеруды; 5 и 6 – флогопит-диопсид-форстеритовые гигантозернистые (5) и средне- икрупнозернистые (6) породы; 7 – оливиниты флогопитизированные идиопсидизированные; 8 – гранатовые автоскарны; 9 – монтичеллитолиты; 10 –мелилитолиты; 11 – турьяиты; 12 – пироксениты; 13 – слюдиты ислюдяно-пироксеновые породы; 14 – нефелиновые пироксениты; 15 – полевошпатовыеийолиты и нефелиновые сиениты; 16 – ийолит-уртиты; 17 – ийолит-мельтейгиты; 18– оливиниты; 19 – фениты; 20 – гранитогнейсы.

В карбонатитахустановлен стадийный характер минералообразования: в первую стадию формируютсякрупнозернистые кальциты с минералами титана и циркония; во вторую –среднезернистые кальциты с дополнительными минералами титана, урана, тория; втретью – мелкозернистый кальцит-доломитовый агрегат с ниобиевой минерализацией;в четвертую – мелкозернистые массы доломит-анкеритового состава средкоземельными карбонатами. Текстура карбонатитов массивная, полосчатая,узловатая, плойчатая, структура – разнозернистая. По составу полезныхископаемых, концентрирующихся в карбонатитах последние разделены на семь групп.1. Гатчеттолит-пирохлоровые карбонатиты с содержанием Nb2O50,1-1%; 2. Бастнезит-паризит-монцонитовые карбонатиты с содержанием TR2O3от десятых долей процента до 1%; 3. Перовскит-титаномагнетитовые руды связаны сгипербазитами в ассоциации с карбонатитами; 4. Апатит-магнетитовые сфорстеритом карбонатиты с содержанием железа 20-70%, Р2О510-15%; 5. Флогопитовые скарноподобные образования, в коре выветриванияформируется вермикулит; 6. Флюоритовые карбонатиты; 7. Сульфидоносные карбонатитыс медным оруденением при содержании меди 0,68% и свинцово-цинковым. Минеральныетипы рудоносных карбонатитов отвечают различным уровням их возникновения ипоследующего эрозионного среза (Рис.3).
Геологическиеструктуры, определяющие положение и морфологию карбонатитовых тел внутримассивов, имеют один источник деформирующих усилий и разделяются на дверазновидности по их морфологии. Центральные штоки приурочены к цилиндрическимтрубкам взрыва. Карбонатитовые жилы приурочены к круговым структурам, среди нихвыделяют радиальные, кольцевые (падающие от центра), конические (падающие кцентру).
/>
Рис. 3. Схематическийвертикальный разрез рудоносного карбонатитового штока: 1 – карбонатиты; 2 –ультраосновные-щелочные породы; 3 – осадочно- метаморфические породы.
Формирование массивовультраосновных щелочных пород с карбонатитами охватывает длительный интервалвремени и делится на четыре этапа магматической эволюции, разобщенные перерывамивнедрения магматических пород: 1 — образуются ультраосновные породы (дуниты,перидотиты, пироксениты); 2 — щелочно-гипербазитовый этап с формированиембиотитовых пироксенитов и перидотитов и мелилитсодержащих пород; 3 — ийолит-мельтейгитовый этап характеризуется появлением пород от якупирангитов(крайне меланократовая бесполевошпатовая ультраосновная щелочная порода) доуртитов (существенно нефелиновая порода); 4 — внедряются нефелиновые и щелочныесиениты. После этого возникают карбонатиты. Все этапы сопровождаютсяформированием комагматичных даек. Весь интервал времени, охватывающийстановление массивов может охватывать несколько десятков и даже первых сотенмиллионов лет. Длительное развитие ультраосновных щелочных пород исопровождающих их карбонатитов происходило в широких рамках температур идавлений. Ультрабазиты формируются при температурах 1350-1100оС,нефелиновые сиениты – 750-620оС, карбонатиты первой стадии 630-520оС,второй стадии 520-400оС, карбонатиты третьей стадии 400-300оС,карбонатиты четвертой стадии 300-200оС. Значительная вертикальнаяпротяженность карбонатитообразования свидетельствует об изменении давления отверхнего уровня (близ поверхности земли) до глубинных горизонтов 100-60 МПа. Магматическаягипотеза. Форма тел карбонатитов говорит о возможном их образовании прираскристаллизации из магматического расплава. Об этом свидетельствуют обломкивмещающих пород в карбонатитах, флюидная текстура некоторых карбонатитов,наличие в составе карбонатитов остывших расплавленных включений с температуройгомогенизации 880-558оС. Последнее обстоятельство позволилопоставить вопрос о явлении магматической ликвации с отделением карбонатногорасплава при температуре 900±50оС. Эти представления подтверждаютсяэкспериментальными данными.
Гидротермальная гипотеза. Никто изисследователей не отрицает наличие карбонатитовгидротермально-метасоматического происхождения. В пользу этой гипотезысвидетельствуют следующие данные: наличие постепенных переходов от карбонатитовк замещаемым им породам; наличие реликтов незамещенных силикатных пород,пронизанные сетью прожилков; метасоматическая зональность в распределенииминеральных ассоциаций, на контакте карбонатных и силикатных пород; зависимостьсостава темноцветных и акцессорных минералов карбонатитов от состава замещаемыхсиликатных пород; избирательный характер карбонатного метасоматоза.
Скарновые месторожденияСкарн — (отшвед. scarn, буквально — грязь, отбросы), метасоматические горные породы,сложенные известково-магнезиально-железистыми силикатами и алюмосиликатами;возникают в зоне высокотемпературного контактового ореола магматических горныхпород в результате химического взаимодействия карбонатных пород с магмой,интрузивными или другими алюмосиликатными породами при посредстве горячихмагматогенных растворов. Различают известковые Скарны, сложенныеCa-Mg-Fe-силикатами и алюмосиликатами (пироксены ряда диопсид-геденбергит игранаты ряда гроссуляр-андрадит), и магнезиальные Скарн, с магнийсодержащимиминералами (форстерит, диопсид, шпинель, флогопит).
ИзвестковыеС. возникают преимущественно в условиях малых и средних глубин (до 10-12 км)в послемагматический этап в контактах известняков с алюмосиликатными породами.Магнезиальные Скарны образуются при реакционном взаимодействии доломитов свнедряющейся магмой или в условиях больших глубин (свыше 10-12 км) вконтакте с алюмосиликатными породами в послемагматический этап. Скарныпредставлены преимущественно контактовыми линзообразными и пластообразнымизалежами, реже встречаются трубообразные или жильные тела в карбонатных илиалюмосиликатных породах; характерно зональное строение скарновых тел. К Скарннередко приурочены крупные скопления руд (особенно железа, меди, свинца, цинка,вольфрама, молибдена и др.) и неметаллических полезных ископаемых (флюгопита,боратов и др.).
В связи сэтим выделяется особый тип месторождений — скарновый, имеющий важноепромышленное значение (например, в СССР из рудных — Магнитогорское железорудноена Урале, Соколово-Сарбайское железорудное в Казахстане, Алтын-Топканскоеполиметаллическое в Средней Азии, Тырныаузское вольфрам-молибденовое наКавказе; из нерудных — боратов в Сибири, флогопита в Прибайкалье, на Алдане ина Памире).
/> /> /> />
СКАРНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ— м-ния, в которых руды преимущественно или исключительно локализованы вскарнах и околоскарновых г. п. Может быть выделено 2 типа С. м.: 1) С. м. ссопутствующим оруденением, или собственно С. м., — м-ния, в которых процессырудообразования, создавшие основные промышленно ценные парагенезисы, впространстве и во времени сочетались с процессами скарнообразования иформирования околоскарновых п. Этот тип объединяет разнообразные пометасоматическим фациям С. м. флогопита, магнетита, боратовых и сульфидных руд,возникшие в различной по химизму среде, но под воздействием исходно однотипныхрастворов общего происхождения и в ту же, что и скарны, раннюю (щелочную)стадию гидротерм. процесса вследствие изменения свойств растворов — повышенияих кислотности; 2) С. м. с наложенным оруденением, или апоскарновые, — м-ния, вкоторых процессы рудообразования во времени оторваны от процессаскарнообразования, но пространственно совмещены с его продуктами. Этот типобъединяет разнообразные С. м., связанные с наложением на скарны более позднихгидротерм. растворов кислотной стадии по-слемагм. деятельности вследствиевзаимодействия кислых растворов с основной средой скарнов, и представленмо-либденит-шеелитовыми, шеелит-сульфидным (иногда с оловом),редкометально-сульфидным, галенит-сфалеритовым, полисульфидным,халькопиритовым, шеелит-сульфидным (иногда с Аu), данбургит-датолитовым и др.оруденениями. С. м., сформированные под воздействием растворов, связанных сгранитными магмами, — преимущественно редкометальные и полиметаллические, а сосновными магмами и их дифференциатами — железорудные. Устанавливаетсяэмпирическая закономерность взаимосвязи типа рудоносности С. м. и характераскарнового парагенезиса: а) шеели-товое и молибденит-шеелитовое оруденениелокализуется преимущественно в скарнах, представленных парагенезисомгеденбергитового пироксена с гроссуляровым гранатом; при этом в геденбергитеможет быть примесь иогансенитовой составляющей (до 20% ), а в гроссуляре —пиральспитовой (до 8 — 22% ); б) железорудное и полиметаллическое оруденение,как правило, связано с асс. железистого граната с салитом; при этом вжелезорудных и меднорудных С. м. пироксен обычно представлен салитом с примесьюгеденбергитовой составляющей в пределах 6 — 20%, а в полиметаллических —отличается вариациями в железистости и значительным содержанием иогансенитовойсоставляющей, однако наиболее типичны мангансалиты и мангангеденбергиты; гранатжелезорудных, меднорудных и полиметаллических С. м. обычно содержит от 30 до85% андрадитовой составляющей; в) безрудные скарновые парагенезисыхарактеризуются развитием чистых иогансенитов, мангандиопсидов,магнезиоиогансенитов и диопсидов, высокоглиноземистых гранатов и гранатов,андрадитовая составляющая которых не превышает 20 — 60%.
Гидротермальныеместорождения
Гидротермальные месторождения(от гидро… и греч. therme — теплота, жар), большая группаместорождений полезных ископаемых, образующихся из осадков циркулирующих внедрах Земли горячих водных растворов, Выделяются 4 группы источников водыгидротермальных растворов: 1) магматическая вода, отделяющаяся из магматическихрасплавов в процессе их застывания и формирования изверженных пород; 2)метаморфическая вода, высвобождающаяся в глубоких зонах земной коры изводосодержащих минералов при их перекристаллизации; 3) захороненная вода впорах морских осадочных пород, приходящая в движение вследствие смещений вземной коре или под воздействием внутриземного тепла; 4) метеорная вода,проникающая по водопроницаемым пластам в глубины Земли. Минеральное вещество,находящееся в растворе, при отложении которого формируются Гидротермальные месторождения,может быть выделено остывающей магмой или мобилизовано из пород, сквозь которыефильтруются подземные воды. Гидротермальныеместорожденияформировались в широком интервале отповерхности Земли до глубины свыше 10 км; оптимальные условия для ихобразования определяются глубиной от нескольких сот м до 5 км.Начальная температура этого процесса могла соответствовать 700—600 °С и,постепенно снижаясь, достигать 50—25 °С; наиболее обильное гидротермальноерудообразование происходит в интервале 400—100 °С. На раннем этапе водасуществовала как пар, который при постепенном охлаждении конденсировался ипереходил в жидкое состояние. Это был истинный ионный раствор комплексныхсоединений различных элементов, выпадающих при изменении давления, температуры,кислотно-щелочной и окислительно-восстановительной характеристик. Их отложениемогло происходить в открытых полостях и вследствие замещения пород, по которымпротекали гидротермальные растворы: в первом случае возникали жильные, а вовтором — метасоматические тела полезных ископаемых. Наиболее распространённойформой гидротермальных тел являются жилы, штокверки, пластообразные инеправильные по очертаниям залежи. Они достигают длины несколько км приширине от несколько см до десятков м. Гидротермальные телаокаймлены ореолом рассеяния составляющих их элементов (первичные ореолырассеяния), а прилегающие к ним породы бывают гидротермально преобразованы.Среди процессов гидротермального изменения пород наиболее распространено ихокварцевание, а также щелочное преобразование, при привносе калия приводящее кразвитию мусковита, серицита и глинистых минералов, а под воздействием натрия —к образованию альбита. По составу преобладающей части минералов выделяютсяследующие главнейшие типы гидротермальных руд: 1) сульфидные, формирующие месторождениямеди, цинка, свинца, молибдена, висмута, никеля, кобальта, сурьмы, ртути; 2)окисные, типичные для месторождений железа, вольфрама, тантала, ниобия, олова, урана;3) карбонатные, свойственные некоторым месторождениям железа и марганца; 4)самородные, известные для золота и серебра; 5) силикатные, создающиеместорождения неметаллических полезных ископаемых (асбест, слюды) и некоторыеместорождения редких металлов (бериллий, литий, торий, редкоземельныеэлементы). Гидротермальные руды отличаются большим количеством входящих в ихсостав минералов. Обычно они неравномерно распределены в контурах рудных тел,образуя чередующиеся зоны повышенной и пониженной их концентрации, определяющиепервичную минеральную и геохимическую зональность гидротермальных месторождений.Существует несколько вариантов генетических классификаций. Американский геологВ. Линдгрен (1907) предложил выделять среди них 3 класса, учитывающих глубину итемпературу образования (гипотермальный, мезотермальный и эпитермальный).Другой американский геолог А. Бэтман (1940) намечал 2 класса месторождений —отложенных в пустотах и образовавшихся путём замещения. Швейцарский геолог П.Ниггли (1941) разделял эти месторождения по признакам их отношения кмагматическим породам и температуре формирования. Советский геолог М.А. Усов(1931) и немецкий геолог П. Шнейдерхён (1950) расчленяли Гидротермальные месторождения поуровню застывания рудоносных магм. Советские геологи С.С. Смирнов (1937) и Ю.А.Билибин (1950) группировали Гидротермальныеместорождения по их связи с тектономагматическими комплексамиизверженных горных пород. В.И. Смирнов (1965) предложил группировать Гидротермальные месторождения поестественным ассоциациям слагающих их минеральных комплексов, отражающим ихгенезис. Гидротермальные месторожденияимеют огромное значение для добычи многих важнейших полезных ископаемых.Особенно они существенны для получения цветных, редких, благородных ирадиоактивных металлов. Гидротермальныеместорождения, кроме того, служат источником добычи асбеста,магнезита, плавикового шпата, барита, горного хрусталя, исландского шпата,графита и некоторых драгоценных камней (турмалин, топаз, берилл).

Список литературы
1.Годлевский М.Н., Магматическиеместорождения, в книге: Генезис эндогенных рудных месторождений, М., 1968;Смирной В.И., Геология полезных ископаемых, 2 изд., М., 1969.
2. В.И. Смирнов. (Проблемыметасоматизма, 1969, 1970; Пилипенко, 1939; Шахов, 1947; Коржинский, 1948,1953; Карпова, Ивашенцов, 1954; Жариков, 1966, 1970; Шабынин, 1966, 1970 идр.). В. А. Рудник.
3. Смирнов С.С., О современном состояниятеории образования магматогенных рудных месторождений, «Записки Всероссийского
4. Ферсман А.Е.,Пегматиты, 3 изд., т. 1, М.— Л., 1940
5. Гинзбург А.И. [и др.],Редкометальные карбонатиты, в кн.: Геология месторождений редких элементов, в.1, М., 1958;
Размещено на www.