Ирина Эланс

Автор который поможет с любыми образовательными и учебными заданиями

Месторождения эндогенной серии

[Введите название документа]

Содержание:

Введение.
Магматические месторождения.

Общая характеристика, способы дифференциации магмы.

Модели образования месторождений: ликвационных и

раннемагматических.

Особенности образования раннемагматических месторождений алмазов (Модели образования месторождений алмазов кимберлитового и лампроитового типов).
Позднемагматические месторождения.

Карбонатитовые месторождения.

Общая характеристика (минеральные типы карбонатитов,

связь с магматизмом, распространение, геологические структуры).

Генетические гипотезы, этапы и стадии формирования рудоносных массивов.
Форма карбонатитовых тел, зональность карбонатитовых массивов.
Примеры месторождений (апатит-магнетитовых, флогопитовых, медных).

Пегматитовые месторождения.

Общая характеристика пегматитов.
Формы пегматитовых тел, возраст, глубины и термобарические условия формирования.
Генетические гипотезы образования пегматитов.
Полезные ископаемые пегматитовых месторождений.

Альбитит-грейзеновые месторождения.

Общая характеристика альбититов и грейзенов, геологические и физико-химические условия формирования.
Модели образования, геохимическая зональность.
Полезные ископаемые альбититовых и грейзеновых месторождений.

Скарновые месторождения.

Общая характеристика, связь с магматическими формациями, форма и состав скарновых тел.
Физико-химические условия образования.
Генетические гипотезы.
Полезные ископаемые скарнов.

Гидротермальные месторождения.

Общая характеристика.

Связь с магматизмом и гидротермальные изменения вмещающих пород.
Зональность гидротермальных месторождений.
Ореолы рассеяния.
Физико-химические условия рудообразования, источники воды и минерального вещества гидротермальных систем, формы переноса минеральных соединений гидротермальными растворами.
Длительность образования гидротермальных месторождений.
Классификации гидротермальных месторождений.
Генетические типы гидротермальных месторождений.

Эндогенные процессы - геологические процессы, связанные с энергией, возникающей в недрах Земли. К эндогенным процессам относятся тектонические движения земной коры, магматизм, метаморфизм, сейсмическая активность. Главными источниками энергии эндогенных процессов являются тепло и перераспределение материала в недрах Земли по плотности (гравитационное дифференциация).

Глубинное тепло Земли, по мнению большинства учёных, имеет преимущественно радиоактивное происхождение. Определённое количество тепла выделяется и при гравитационной дифференциации. Непрерывная генерация тепла в недрах Земли ведёт к образованию потока его к поверхности (тепловой поток). На некоторых глубинах в недрах Земли при благоприятном сочетании вещественного состава, температуры и давления могут возникать очаги и слои частичного плавления. Таким слоем в верхней мантии является астеносфера — основной источник образования магмы; в ней могут возникать конвекционные токи, которые служат предположительного причиной вертикальных и горизонтальных движений в литосфере. Конвекция происходит и в масштабе всей мантии, возможно, раздельно в нижней и верхней, тем или иным способом приводя к крупным горизонтальным перемещениям литосферных плит. Охлаждение последних ведёт к вертикальным опусканиям. В зонах вулканических поясов островных дуг и окраин континентов основные очаги магм в мантии связаны со сверхглубинными наклонными разломами (сейсмофокальные зоны Вадати-Заварицкого-Беньоффа), уходящими под них со стороны океана (приблизительно до глубины 700 км). Под влиянием теплового потока или непосредственно тепла, приносимого поднимающейся глубинной магмой, возникают так называемые коровые очаги магмы в самой земной коре; достигая приповерхностных частей коры, магма внедряется в них в виде различных по форме интрузивов (плутонов) или изливается на поверхность, образуя вулканы.

Гравитационная дифференциация привела к расслоению Земли на геосферы разной плотности. На поверхности Земли она проявляется также в форме тектонических движений, которые, в свою очередь, ведут к тектоническим деформациям пород земной коры и верхней мантии; накопление и последующая разрядка тектонических напряжений вдоль активных разломов приводят к землетрясениям.

Оба вида глубинных процессов тесно связаны: радиоактивное тепло, понижая вязкость материала, способствует его дифференциации, а последняя ускоряет вынос тепла к поверхности. Предполагается, что сочетание этих процессов ведёт к неравномерности во времени выноса тепла и лёгкого вещества к поверхности, что, в свою очередь, может объяснить наличие в истории земной коры тектономагматических циклов. Пространственные неравномерности тех же глубинных процессов привлекаются к объяснению разделения земной коры на более или менее геологически-активные области, например на геосинклинали и платформы. С эндогенными процессами связано формирование рельефа Земли и образование многих важнейших полезных ископаемых.

Общая характеристика, способы дифференциации магмы.

К магматическим месторождениям относятся месторождения, полезные ископаемые которых образуются из магмы. Из нерудных полезных ископаемых – это могут быть магматические горные породы (граниты, габбро и др.), которые при определенных требованиях используются как строительный, облицовочный материал. Кроме того, это могут быть полезные нерудные минералы – прежде всего алмазы, апатит. Из рудных полезных ископаемых магматического генезиса важное значение имеют руды хрома, железа, меди и никеля, платины. Полезные минералы магматического происхождения, как рудные, так и нерудные, образуются в процессе дифференциации (т.е. разделения), магмы ультраосновного, основного или щелочного состава при высокой температуре (1500-700^оС), высоком давлении и на значительных глубинах (3-5 км и более). Основным источником рудообразующих элементов является, вероятно, вещество верхней мантии. Об этом свидетельствует постоянная пространственная приуроченность как месторождений, так и вмещающих их пород к глубинным разломам.

В ходе становления интрузивных массивов происходила дифференциация вещества двух типов: ликвационная и кристаллизационная.

Дифференциация за счет ликвации магмы. Рудносиликатная магма при охлаждении разделяется на две несмешивающиеся жидкости – силикатную и рудную, кристаллизация которых происходит раздельно и приводит к образованию ликвационных месторождений.

Кристаллизационная дифференциация. В первичной магме не происходит ликвации. Магма остывает, и из неѐ последовательно кристаллизуются минералы: сначала наиболее высокотемпературные, а затем имеющие более низкие температуры кристаллизации. Если полезные элементы при затвердевании магмы входят в состав минералов ранних стадий кристаллизации, формируются раннемагматические месторождения. Если минералы, содержащие полезные элементы, кристаллизуются после затвердевания породообразующих силикатов, образуются позднемагматические месторождения. Такой путь обычно характерен для магм, обогащенных летучими компонентами.

Это упрощенное представление о способе образования магматических месторождений. В природе обычно одновременно реализуются все три пути магматической дифференциации вещества. Сложность связана еще и с тем, что поступление магмы может осуществлять несколькими порциями, различающимися по составу. То есть дифференциация магмы может происходить как непосредственно на месте становления интрузии, так и на более глубинных уровнях– ещѐ в магматических очагах. Однако, по преобладающему типу сформировавшихся руд, можно условно магматические месторождения разделить на ликвационные, ранне- и позднемагматические.

Модели образования месторождений: ликвационных и раннемагматических.

Ликвационные месторождения наиболее характерны для сульфидных медно-никелевых месторождений, примером которых являются месторождения Норильской группы (Талнах, Октябрьское, Норильск 1), на

Кольском полуострове (Печенга), в Канаде (Садбери) и др. Месторождения связаны с дифференцированными базитгипербазитовыми массивами, обогащенными магнием. Главными геохимическими факторами ликвации магмы являются: концентрация серы, общий состав магмы, особенно содержание в ней железа, магния и кремния; содержание меди, никеля и других халькофильных элементов в силикатной фазе. На ранней стадии магматического этапа происходит ликвация - отделение сульфидной жидкости, которая принимает форму мелких капель, рассеянных в силикатном расплаве. Капли сливаются в полосы, гнезда, часть которых за счет высокой плотности под действием гравитации по гружается в придонные части магматической камеры. Так возникают висячие,донные и пластообразные залежи. На средней стадии при температурах 1100-1200^оС (и более) кристаллизуются породообразующие силикаты, а сульфиды остаются жидкими. Основная часть сульфидного расплава кристаллизуется позже силикатного (на поздней стадии магматического этапа) при температурах 600-800^оС. Ликвационные месторождения редки. Они формировались лишь в пределах тектонически активизированных древних платформ, где пространственно и генетически связаны с дифференцированными интрузивными массивами габбродолеритов, норитов, пироксенитов и перидотитов. Рудоносные массивы представлены лополитами, пластовыми и сложными залежами, а их размещение контролируется глубинными разломами и синклинальными структурами осадочного чехла платформ. Интрузивы, несущие оруденение расслоены. Более основные разности (пироксениты, перидотиты) слагают нижние части массивов, менее основные (габбро, долериты) – верхние.

Характерной особенностью всех медно-никелевых месторождений является простой состав руд. К главным минералам принадлежат пирротин, пентландит и халькопирит, реже магнетит. Второстепенные и редкие весьма разнообразны – это минералы золота, серебра и металлов платиновой группы, меди (борнит, халькозин), никеля и кобальта (миллерит, никелин) и др. Руды имеют массивную, брекчиевую и вкрапленную текстуры, средне-крупнозернистые структуры.

Раннемагматические месторождения формируются в результате более ранней или одновременной с силикатами кристаллизации рудных минералов, т.е. благодаря обособлению твердой фазы в магматическом расплаве. Первичная кристаллизация типична для некоторых рудных минералов, к числу которых относятся хромит, металлы платиновой группы, алмаз, редкометальные (циркон) и редкоземельные (монацит) минералы. Выкристаллизовавшиеся рудные минералы благодаря высокой плотности опускаются в жидком силикатном расплаве на дно магматической камеры. Здесь они перемещаются под действием гравитации и конвекционных токов, образуя обогащенные участки (кумуляты). Эти участки по составу близки к вмещающей породе, отличаются только повышенным содержанием рудных компонентов. Для раннемагматических месторождений, образующихся в ранний период кристаллизации магмы, характерны следующие особенности:

1) постепенные контакты между рудой и вмещающими породами (поэтому их оконтуривание проводится по данным опробования);

2) преимущественно неправильная форма рудных тел – гнезда, линзы,

сложные плитообразные залежи, трубообразные тела;

3) преимущественно вкрапленные текстуры и кристаллическизернистые структуры руд.

К этому классу принадлежат зоны вкрапленности и шлирообразные скопления хромитов в перидотитовых и дунитовых расслоенных интрузиях (Бушвельд и Великая Дайка в Южной Африке), рудный прослой (кумулят) минералов платины в Критической зоне расслоенного Бушвельдского массива (месторождение платины Риф Меренского). Раннемагматическими являются также титаномагнетитовые руды в габброидах и графитовые месторождения в щелочных породах (Ботогольское в Восточном Саяне, месторождения Канады, Испании, Австралии). Однако главным представителем промышленных раннемагматических месторождений следует считать коренные месторождения алмазов.

Особенности образования раннемагматических месторождений алмазов (Модели образования месторождений алмазов кимберлитового и лампроитового типов).

Наибольшее практическое значение среди раннемагматических месторождений имеют месторождения алмазов. Они связаны с ультраосновными или основными магматическими телами – кимберлитами или лампроитами, приурочены к разломам тектонически активизированных древних платформ. Выделяют несколько главных эпох таких активизаций:

протерозойская (Африканская и Индийская платформы),
раннепалеозойская (Русская),
позднепалеозойская и раннемезозойская (Сибирская, Африканская, Австралийская).

Часто процессы активизации на одной и той же платформе протекают в несколько этапов. Например, на Сибирской платформе это девонский, триасовый, юрско-меловой этапы.

Алмазоносные кимберлитовые магматические тела сложены ультраосновной порфировой породой. Кимберлиты очень редко встречаются на нашей планете. Внешне эта порода очень невзрачна и напоминает бетон, в котором сцементированы обломки разнообразных пород. Названы они по названию города Кимберли на юге Африки. Он возник на месте богатейшего россыпного месторождения алмазов недалеко от реки Оранжевой и был назван по фамилии британского министра колоний того времени. Кимберлиты образуются из магм самого глубинного происхождения, которые зарождаются на глубинах 100-200 км. Кимберлитовые магмы являются результатом частичной выплавки мантийного вещества, и обогащены летучими компонентами (СО₂, Н₂О, N₂).

Алмазоносные кимберлиты выполняют крутопадающие трубообразные тела, приуроченные к глубинным расколам, по которым мантийная магма поднимается в верхние части земной коры. Кимберлитовые трубки в сечении составляют от нескольких метров до нескольких сотен и даже тысяч метров. Они прослежены на глубины свыше 1 км. При этом их поперечные сечения резко сокращаются. Например, трубка Мира в Якутии на глубине 600 м уменьшается в 5 раз. Часто трубки на глубине переходят в дайки.

Кимберлит в трубках цементирует эруптивные брекчии (в обломках которых глубинные породы фундамента или мантии). Среди обломков (или ксенолитов) присутствуют родственные породы – оливиновые ультраосновные породы, перидотиты, эклогитовые сланцы, а также чуждые породы – это обломки осадочных, метаморфических, магматических комплексов, которые захватываются по пути следования магмы. Образование брекчий связывается с неоднократным взрывообразным прорывом расплава и газов по узким магмоподводящим каналам. Поэтому подобные тела иначе называют кимберлитовыми трубками взрыва.

К магматическим минералам кимберлитов относят алмаз, оливин, пироп, хромит, диопсид, ильменит, магнетит, флогопит, апатит, графит. К наиболее алмазоносным относятся кимберлиты с низким содержанием окислов титана, калия, уменьшением концентраций глинозема, но повышенной хромистостью пиропа и диопсида.

На нашей планете известно более 4000 кимберлитовых трубок, но алмазоносными являются не более 1-2%. Есть множество гипотез образования алмазов в кимберлитовых трубках. Одна из наиболее принятой – раннемагматическое образование алмазов еще в верхней мантии при температурах 1400 -1900^оС при очень высоких давлениях (5-9 ГПа) при устойчивом подтоке к местам кристаллизации алмазов углерода и его соединений. Затем такая магма, с некоторым количеством выделившихся из

неѐ кристаллов, поднималась вдоль разломов в период тектонической активизации платформ. При этом образовывались кимберлитовые дайки. Когда давление газов в кимберлитовой магме превосходило внешнее давление – происходил газовый прорыв, сопровождавшийся дроблением горных пород. Таким образом, полости заполнялись обломками и несущей их магмой. На сибирских месторождениях такой прорыв мог начинаться с глубины в 1км и даже 3-4 км.

Другие гипотезы отличаются местом кристаллизации алмазов и источником в магме углерода. Так, алмазы, или их часть могли кристаллизоваться при высоких давлениях непосредственно в самой трубке. Высокие давления возникали в момент прорыва газов. Углерод в кимберлитовой магме мог быть не мантийный, а попадать при ассимиляции кимберлитовой магмой углеродсодержащих пород. Есть точки зрения о происхождении алмазов в связи с пневматолитовыми и другими процессами. Но самой распространенной точкой зрения является гипотеза о раннемагматическом происхождении алмазов в кимберлитовых трубках.

Примером месторождений в России являются, прежде всего, месторождения Якутии, открытые в 50-х годах 20 века. А в последней четверти 20 века было сенсационное обнаружение новой Архангельской алмазоносной провинции. Сечение алмазоносных трубок здесь достигает 300х400м.

Еще большей сенсацией было открытие коренных месторождений алмазов в Австралии в 1979 г. Первое из этих месторождений Аргайл – кимберлитовая трубка, площадью – около 45 га и рядом россыпное месторождение, протягивающееся на 35 км. Это месторождение находится в 100 км от бывшего поселка, теперь города, Кимберли на плато Кимберли. Самое интересное, что в силу исторической случайности или пророчества они были названы задолго до открытия коренных алмазов. Несмотря на редкие находки алмазов в россыпях, этот регион относился к неперспективным, так как в отличие от известных типов алмазоносных провинций, он приурочен не к древним платформам, а к складчатой области. Здесь не были найдены типичные для алмазов кимберлитовые трубки взрыва.

Новый, неизвестный до этого тип алмазов был назван лампроитовымтипом. Лампроит – это богатая магнием основная или ультраосновная лампрофировая порода, но в отличие от кимберлита обогащенная также калием. Лампроиты относят к особой группе меланократовых пород – лампрофирам (гипабиссальным интрузивным или субвулканическим породы, которые никогда не образуют обособленных крупных масс – это малые интрузии, некки, трубки взрыва – пространственно всегда связаны с трещинной тектоникой).

Лампроитовые тела, по сравнению с кимберлитовыми трубками, имеют большие размеры. Их формы – трубки в виде бокала шампанского, штоки, силлы и дайки. По сравнению с кимберлитами они бедны глубинными ксенолитами. Лампроитовые расплавы зародились на меньших глубинах по сравнению с кимберлитовыми. Лампроитовые магмы возникали также в результате частичного плавления верхней мантии ультраосновного состава, но несколько отличного от кимберлитовых магм. Для лампроитовых магм характерны низкие концентрации Al, Fe, Ca,, Na, В отличие от кимберлитов в лампроитах редки гранаты и ильменит, преобладают хромшпинелиды, а в основной массе имеется амфибол. Лампроиты отличаются повышенным содержанием Rb, Sr, Ba, Ti, Zr, Pb,

Th, U, легких редкоземельных элементов. Многие из этих элементов, включая

калий, относят к коровым.

Есть точки зрения, что лампроитовые магмы зарождались в глубинных промежуточных магматических очагах, где мантийные ультраосновные магмы насыщались коровыми элементами. Но механизм формирования алмазов в лампроитах сходен с кимберлитовыми телами. То есть это также раннемагматический минерал. При поверхностном разрушении алмазоносных трубок образуются россыпи алмазов.

Позднемагматические месторождения.

Месторождения формируются из остаточного рудного расплава, в котором концентрируется основная масса ценных компонентов. В месторождениях данного типа масса первыми кристаллизуются породообразующие силикатные минералы. Остаточный расплав под влиянием тектонических движений, внутренних напряжений и летучих компонентов заполняет в почти затвердевшей интрузии ослабленные зоны (трещины), различные пустоты и промежутки между зернами силикатных

минералов. При этом развивается сидеронитовая структура, когда рудный минерал как бы цементирует зерна силикатов.

Позднемагматическим месторождениям присущи следующие черты:

преимущественно эпигенетический характер рудных тел, имеющих форму секущих жил, линз, труб;
2) сидеронитовые структуры, преобладание массивных руд над вкрапленными;

3) крупные размеры рудных тел, значительные масштабы месторождений достаточно богатых руд.

К позднемагматическим относятся следующие типы месторождений:

1) хромитовые в серпентинизированных дунитах и перидотитах на Урале (Кемпирсайское);

2) титаномагнетитовые в массивах габбро-перидотит-дунитового состава – на Урале (Качканарское), в Карелии (Пудожгорское), в Норвегии (Телнесс), Швеции (Таберг);

3) платиновые в дунитах, перидотитах и пироксенитах – на Урале (Нижне-Тагильское), на Алдане (Кондѐрское);

4) апатит-нефелиновые в щелочных породах – на Кольском полуострове

(Хибины), в Восточной Сибири (Горячегорское, Кия-Шалтырское).

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

Месторождения хромитов приурочены к массивам ультраосновных пород, в той или иной степени дифференцированных по составу и серпентинизированных. Массивы имеют форму лакколитов. Обычно их основание сложено серпентинизированными дунитами, в которых и располагаются рудные тела, представленные жилами, линзами, трубами, гнездами и полосами массивных и вкрапленных руд. Текстуры руд полосчатые, пятнистые, нодулярные, брекчиевые и вкрапленные. Структуры мелко- и среднезернистые. Руды сложены хромшпинелидами, магнетитом, тальком, карбонатами, иногда оливином и пироксеном.

Месторождения титаномагнетитов чаще всего генетически связаны с

габбро-пироксенит-дунитовыми массивами. Рудные тела, размещение которых

контролируется элементами протомагматической тектоники и более поздними

разрывными нарушениями, имеют форму жил, линз, гнезд, шлиров. Текстуры

руд массивные, полосчатые, пятнистые. Наиболее типична сидеронитовая

структура. Основные минералы руд – титаномагнетит, ильменит, рутил. Нерудные минералы представлены пироксеном, амфиболом, основными плагиоклазами, хлоритом, реже биотитом, гранатом. Апатит-нефелиновые месторождения генетически связаны с массивами щелочных пород. Уникальными среди них считаются месторождения Хибинского щелочного массива на Кольском полуострове. Массив имеет форму лополита конического строения, залегает среди гнейсов и кристаллических сланцев. Он сформировался в результате последовательного внедрения хибинитов, нефелиновых сиенитов и пород ийолит-уртитового ряда. С последними генетически и пространственно связаны наиболее крупные залежи апатитовых руд, создающие в плане кольцо крупных линз. Руды состоят из апатита, нефелина, магнетита, ильменита, сфена, пироксена, лопарита. Они являются комплексными, содержащими промышленные концентрации фосфора, алюминия, титана и редких элементов.

Карбонатитовые месторождения.

Общая характеристика (минеральные типы карбонатитов,

связь с магматизмом, распространение, геологические структуры).

Карбонатиты - это эндогенные скопления карбонатов (преимущественно кальцита, реже доломита, анкерита), которые пространственно и генетически связаны с массивами ультраосновных - щелочных пород. Карбонатиты на 80-90% состоят из карбонатных минералов. В них также

присутствует апатит, флогопит, титаномагнетит, магнетит и редкие минералы бадделит (ZrO₂), пирохлор (сложный оксид редких и редкоземельных элементов), перовскит (титанат редких земель), монацит (фосфат редких земель), а также карбонаты редких земель (паризит, бастнезит). Карбонатитовые месторождения сравнительно редки и содержат специ-

фический комплекс полезных ископаемых, интерес к которым проявился отно-

сительно недавно. К настоящему времени обнаружено около 200 массивов кар-

бонатитоносных ультраосновных – щелочных пород. Из них только 20 служат

объектами для разработки. На территории России подобные массивы выявлены

в Карелии, на Кольском полуострове, в Восточной Сибири, Приморье. За рубежом они известны в США, Канаде, Бразилии, ФРГ, Швеции, Норвегии, Финляндии, Гренландии, Австралии, Индии, Афганистане, ряде районов Африки. В плане штокообразные интрузивы ультраосновного – щелочного состава с карбонатитами занимают километры, десятки километров. Например, Кондерский массив (Алдан) в диаметре – 5,5 км. Ковдорский массив (Кольский полуостров) имеет площадь 40 км2. Возраст карбонатитов разнообразный: на Алдане - докембрийский, на Кольском полуострове – герцинский, в Бразилии, Канаде – киммерийский, в Африке – альпийский. Образование связано с тектономагматической активизацией древних континентов. Карбонатитовые массивы относятся к многофазовым интрузиям центрального типа и характеризуются концентрически зональным строением. Среди карбонатитов встречаются «открытые» - когда ультраосновная магма достигает поверхности Земли и изливается, и «закрытые» - не доходившие в момент образования до поверхности. Вертикальный размах карбонатитов не менее 10

км. В СССР карбонатитовые тела вскрывались скважинами на глубинах порядка 0,5 км, при этом они не выклинивались.

Генетические гипотезы, этапы и стадии формирования рудоносных массивов.

Ведущими являются магматическая и гидротермальная гипотезы. Магматическая гипотеза предполагает, что карбонатиты образуются на позднемагматической стадии из карбонатного расплава, который является продуктом дифференциации щелочно-ультраосновной магмы. Подтверждением являются: экспериментальные исследования, извержения кальциевоуглекислых лав на современных Африканских вулканах (Олдонио), высокие температуры гомогенизации флюидных включений в карбонатных минералах (800-600^оС), ксенолиты обломков ультраосновных и щелочных пород, изотопы O, C, Mg, Sr, указывающие на мантийный источник, флюидальная текстура карбонатитов. Согласно магматической гипотезе ультраосновные магмы формируются на глубинах более 100 км. При их обогащении Ca, Na, CO₂ и остывании до температуры 900^оС возможна ликвация с отделением карбонатного расплава. Это возможно по пути следования в промежуточных магматических камерах на глубинах не менее 30-40 км. Гидротермальная гипотеза. На всех карбонатитовых месторождениях имеются признаки гидротермально-метасоматического происхождения карбонатов:

Месторождения эндогенной серии 📙 Реферат → 🆔 147021