Лекция 7

А Б

Фиг. 6-2. А — модель формирования сульфидной залежи и черного курильщика; Б — черный курильщик хребта Хуан-де Фука (северо-восточная часть Тихого океана).

Абиссальные впадины, вулканические подводные горы и гайоты на поверхности абиссальных (пелагических) осадков содержат железо-мар­ган­­це­вые конкреции и корки, богатые Co, Ni, Cu, Ba, Pb, V.

Трансформные разломы. Выявлены следующие типы полезных ископаемых:

1 − месторождения барита (разлом Сан-Клементе, юго-восток Тихого океана);

2 − Локализация сульфидных построек в рифтовых зонах СОХ на пересечениях с трансформными разломами.

Металлогения офиолитовых комплексов древности. Известно, что древ­ние офиолитовые комплексы рассматриваются в качестве фрагментов океанической коры прошлого. В них известны линзообразные хромитовые залежи и месторождения никеля, железа, титана, золота, платины, асбеста, талька в габброидах и ультрабазитах.

Межконтинентальные рифты (Калифорнийский залив, Красное море) содержат металлоносные осадки, формирующие месторождения колчеданного типа, непосредственно не связанные с вулканизмом (SEDEX).

Субдукционые обстановки. Основными структурными элементами областей субдукции являются: желоб, внешняя дуга, междуговой прогиб, вулканическая дуга и тыловодужный бассейн. Наиболее богаты полезными ископаемыми вулканические дуги. В вулканических островных дугах содержатся золото-медно-порфировые и разнообразные золоторудные месторождения, а также колчеданно-полиметаллические месторождения типа куроко. В окраинно-континентальных вулканических поясах, связанных с субдукцией, типичны молибден-медно-порфировые месторождения, а во внутренних зонах поясов — различные редкометальные и полиметаллические месторождения.

Коллизионные обстановки, то есть, обстановки столкновения литосферных плит, весьма продуктивны на различные полезные ископаемые. Различаются следующие основные типы коллизионных обстановок: 1) зоны скучивания океанической коры, 2) столкновение островная дуга — континент, 3) столкновение микроконтинента с континентом и 4) столкновение континент — континент. По данным В.И.Старостина в этих обстановках осуществляются следующие металлогенические процессы.

1 — в зоне скучивания океанической коры, в выводящихся на поверхность офиолитовых комплексах образуются латеритные коры выветривания с Ni и Co, урановые и редкометальное оруденение в черносланцевых формациях.

2 — в области столкновения островная дуга — континент в покровах и шарьяжах формируются месторождения ртути и сурьмы джаспероидного и лиственитового типов, золотое оруденение в терригенно-черносланцевых толщах (Мурунтау).

3 — в зоне столкновения микроконтинентов с континентом на пассивной окраине континента в связи с коллизионными гранитоидами формируются грейзеновые и пегматитовые редкометальные (Sn, W) и гидротермальные (Au, U-Mo) месторождения.

4 — при столкновении континентов (Гималаи, Кавказ) происходит образование метаморфогенных месторождений магнезита, талька, сидеритов (в офи­о­литовых блоках) или формирование марганцевых вулканогенно-осадочных и месторождений медистых песчаников (на поглощаемой океанической коре).

Внутриплитные континентальные обстановки включают: 1) области воздействия горячих точек, 2) континентальные рифты, 3) авлакогены, 4) пассивные окраины, 5) платформенный чехол.

1 — в горячих точках − областях воздействия мантийных струй, в связи с кимберлитовыми и лампроитовыми трубками формируются алмазы, в связи со щелочно-ультрабазитовыми интрузиями — апатит-магнетитовые и Nb-Ta, U, Mo, Cu месторождения, в ассоциации со щелочными гранитами — грейзеновые оловорудные и гидротермальные месторождения Nb, Ta, W.

2 — рифтовые зоны и трапповые провинции, образующиеся в результате подъёма мантийных плюмов, в связи с расслоенными базит-ультрабазитовыми интрузиями формируются крупнейшие месторождения Cu-Ni и платины (Норильск, Кольский полуостров) и другие месторождения.

3 — в авлакогенах (недоразвившихся рифтах) известны крупные и крупнейшие месторождения Au и U (Витватерсранд), стратиформные месторождения медистых песчаников (Удокан) и полиметаллов (Канада) и другие.

4 — пассивные окраины континентов (край, шельф, континентальный склон) и содержит Pb-Zn месторождения в карбонатных породах (типа Миссисипи), баритовые и флюоритовые залежи, фосфориты.

5 — платформенный чехол. На пологих водораздельных пространствах в тропическом климате формируются коры выветривания с бокситами; в долинах и устьях рек — россыпи золота, олова, алмазов; в осадочных бассейнах внутриплатформенных морей — месторождения каменной соли, марганца, фосфоритов, железных руд, урана.

Вопрос 12. Геодинамические обстановки Урала и их металлогения

Урал в своём развитии испытал 2 цикла эволюции, которым соответствуют 5 структурно-вещественных этажей и соответствующих структурных мегазон. Каждому из них присущи своя металлогеническая специализация (фиг. 6-3 и 6-4).

1 − отложения чехла Русской платформы

2 − Западно-Сибирская плита: а) чехол, б) PZ отложения Зауральской зоны под чехлом плиты

3 − Предуральский краевой прогиб (перм­ские отложения)

4 − З.-Уральская м.з.

а) осадки Бельско-Елецкой зоны

б) Зилаиро-Лемвинской зоны

5 − Центрально-Уральская мегазона:

1 − Башкирское, 2 − Урал-тауское, 3 − Кваркушское, 4 − Харбейское поднятия.

6 − Тагило-Магнитогорская мегазона

7 − Восточно-Уральская мегазона

Фиг. 6-3.

Фиг. 6-4.

Наиболее продуктивен в отношении металлогении герцинский цикл развития Урала, сформировавший Уралиды. Эволюция Уралид отвечает полному циклу Вильсона.

Этапу пенипленизации (Є-О) архейско-раннепротерозойских структур (Тараташский комплекс) соответствует образование золотоносных конгломератов Кожимской зоны Полярного Урала.

Эпиконтинентальный рифтогенез (О), проявившийся на восточной пассивной окраине Восточно-Европейского континента, привел к формированию стратиформных баритовых, железо-марганцевых и барит-полиметал­ли­ческих месторождений, а также редкометальных (Ta-Nb) месторождений, ассоциирующихся с субщелочными карбонатитами.

Офиолиты океанической стадии (O_2-3-D₁) содержат колчеданное оруденение домбаровского и ивановского типов и хромитовое оруденение.

Формирование Тагильской островодужной системы (O₃-D₁) сопровождалось образованием бокситов на карбонатном шельфе, титано-магнетитовой с платиномдами и ванадием и золото-платиноидной минерализации в связи с расслоенными габбро-гипербазитовыми массивами Платиноносного комплекса. С вулканогенными комплексами связаны колчеданные Cu-Zn месторождения Среднего Урала.

Формирование Магнитогорской островодужной системы (D₁-D₃) и накопление вулканогенных и сопутствующих интрузивных комплексов привело к образованию колчеданных и медно-порфировых месторождений.

Коллизия островная дуга − Восточно-Европейский континент (D₃-C₁) сопровождалась формированием тоналит-гранодиоритовых, метаморфических и вулкано-плутонических комплексов и ассоциирующихся с ними месторождений, соответственно: золото-сульфидно-кварцевых, рутиловых, молибден-медно-порфировых и скарново-магнетитовых.

Общая коллизия (C₂-J₁) привела к образованию и внедрению анатектических гранитов и формированию редкометальных гидротермальных и грейзеновых месторождений и пегматитов с драгоценными камнями.

Последующие платформенный (J₂-N₁) и неоорогенный (N₂-Q) этапы развития характеризуются формированием осадочных месторождений марганца, железа, бокситов, кор выветривания, разнообразных россыпей и их переотложением в новых речных долинах.

Вопрос 13. Металлогения океанических обстановок

Металлогения СОХ. Как известно, самые значительные проявления рудогенеза в океанах — гидротермальные сульфидные отложения рифтов СОХ. Их открытие в середине прошлого столетия признается одним из самых важных открытий современности. В настоящее время «черные курильщики», действующие и потухшие, и сопровождающие их сульфидные залежи линзовидной, конусовидной и трубообразной форм известны более чем в 50^ти районах Мирового океана (фиг. 7-1).

По геодинамической позиции различаются сульфидные постройки: 1) высоко- и среднескоростных рифтов СОХ (ВТП, Галапагосский хребет), 2) низкоскоростных рифтов СОХ (САХ), 3) трогов задуговых бассейнов (Окинава, Марианский и др.). По структурному положению в океанических хребтах различаются постройки в осевых частях хребтов, лишенных рифтовых долин, сульфидные постройки в рифтовых долинах и постройки в кальдерах подводных гор. Постройки в рифтовых долинах располагаются по оси долины и в её бортах. Бортовые постройки обычно болнн древние, перемещенные в сторону от оси рифта в результате спрединга расширения рифтовой долины и образования сбросов (фиг. 7-2).

Более детально строение сульфидной постройки, выделенное на основании бурения, изображено на фиг. 7-3.

По составу подстилающих пород выделяется 3 основных типа гидротермальных полей с сульфидными постройками:

1 — формирующиеся на базальтах (ТАГ, см. фиг. 7-3, большинство полей ВТП);

2 — подстилаемые серпентинитами (Рейнбоу, Логачев в САХ);

3 — сформированные на осадочном основании (Калифорнийский залив, Хребет Горда).

Постройки состоят из сульфидов меди, цинка, железа, ангидрита в разных соотношениях. Зрелые конические постройки обладают зональностью. От центрального канала к периферии формируются следующие зоны (III на фиг. 7-2): 1 − канал поступления гидротермального раствора (с начальной Т 320-350°С, конечной Т < 200°С); 2 − сульфиды Zn; 3 − сульфиды меди; 4 − сульфиды Zn и Fe; 5 − колломорфные сульфиды Fe.

При длительном процессе рудообразования соседние и последующие постройки образуют крупные сульфидные залежи. Минеральный и химический состав сульфидной постройки ТАГ (САХ) можно видеть в таблице (фиг. 7-4), по данным Богданова.

Рудопроявления абиссальных впадин, подводных гор и гайотов — это Fe-Mn конкреции (ЖМК) и кобальтоносные Mn корки (КМК). Fe-Mn конкреции образуют обширные поля в пределах абиссальных равнин, кобальтоносные существенно марганцевые корки локализованы преимущественно на склонах подводных вулканических гор и гайотов. Субстратом для Fe-Mn конкреций служат рыхлые глубоководные осадки (красные глины, известковистые глины, кремнистые и глинистые илы), а для формирования корок необходим твердый субстрат − базальт или литифицированная осадочная порода, которые чаще всего встречаются на крутых склонах возвышенностей. Рассмотрим локализацию обоих типов железо-марганцевой минерализации на примерах хорошо изученных районов Тихого океана.

Для Fe-Mn конкреций таким является район, ограниченный трансформными разломами Кларион (с севера) и Клиппертон (с юга) − фиг. 7-5а,б.

Полоса между ними расчленена на блоки субмеридиональными разломами, образованными при спрединге ВТП и общем движении океанической коры в западном направлении. В этом направлении кора удревняется (см. изохроны возраста в млн. лет). Поверхность базальтового слоя коры покрыта красными глубоководными глинами, кремнистыми и глинистыми илами и карбонатными глинами (см. фиг. 7-5а). На поверхности осадки «усеяны» Fe-Mn конкрециями. Их поле в широтном направлении протягивается более чем на 4000 км, при ширине в 600-700 км. Максимальная плотность конкреций составляет более 16 тыс. т на км² по оси площади, уменьшаясь к периферии до 4 тыс. т на км². Всего в пределах поля сосредоточено около 19,5 млрд. тонн влажных и примерно 13,5 млрд. тонн сухих конкреционных руд. На фиг. 7-5б показано распределение модуля Mn/Fe в Fe-Mn конкрециях.

По размерам, форме и отчасти − внутреннему строению конкреции делятся на 2 полярных типа: «С» − размером 5-10 см, неправильной форсы асимметричного строения и «А» − более мелкие размером 0,5-5 см, шаровидные, с гладкими поверхностями (фиг. 7-5). Тип «В» объединяет переходные разновидности.

В концентрическом строении ЖМК участвуют слои кристаллического строения, обогащенные Mn, и аморфного вещества, содержащего больше Fe. Кристаллическая фаза обогащена Ni и Cu, аморфная − Co (фиг. 7-7).

Рудоносность подводных гор и гайотов удобно рассмотреть на примере Магеллановых гор, расположенных в западной приэкваториальной части Тихого океана. Здесь известно более 10 гайотов, на склонах которых развито оруденение коркового типа, а в подножье − «россыпи» конкреция (фиг. 7-8а,б).

Корковые руды в плане образуют кольцеобразные поля, располагаясь на склонах гайотов в интервале глубин 1500-3000 м (см. фиг. 7-8б). Состав слоистых корок более-менее однородный, в них прослеживается несколько слоёв, неравномерно обогащённых от внутренних частей к внешним (за исключением самого нижнего слоя) марганцем и кобальтом и обеднённых же-

лезом (фиг. 7-9).

Оруденение − сплошной покров корок толщиной 7-10 см с количеством руды 100-160 кг/м². Суммарные ресурсы КМК Магеллановых гор составляет около 1 млрд. тонн, удобные для разработки − от 20 до 180 млн. тонн.

Железо-марганцевые конкреции и корки − важный потенциал промышленных месторождений ближайшего будущего.

Гидротермальные металлоносные осадки известны в ряде мест в спре-

динговых зонах океанов. Наиболее изучены они в Красном море (фиг. 7-10).

В развитии Красноморского металлогенического пояса прослеживаются следующие этапы:

1 — в олигоцене-миоцене произошло образование эвапоритового бассейна и отложение соленосных осадков мощностью 5-7 км; утонение континентальной коры сопровождалось образованием в западном борту структуры Pb-Zn рудопроявлений;

2 — в плиоцен-четвертичный этап произошел раскол континентальной коры и формирование глубоководных впадин с корой океанического типа, базальтовым вулканизмом и гидротермальной деятельностью;

3 — современная гидротермальная деятельность привела к образованию рассолов, в которых концентрировались поступавшие с гидротермальными растворами Fe, Zn и другие металлы; в результате произошло отложение металлоносных осадков с сульфидами, образовавших несколько пластовых тел.

Таким образом, металлоносные осадки имеют смешанное осадочно-гидротермальное происхождение. По данным Г.Ю.Бутузовой, в суммарных запасах металлов на долю гидротермального источника приходится Fe − 2,3%, Mn − 5,5%, Zn − 5,6%, Cu − 6%, Pb − 2,2%. Остальная часть металлов осадочного происхождения из рассолов. В металлоносных илах впадины Атлантис−2, в наиболее богатых горизонтах содержится до 20% Zn и до 3% Cu.

Вопрос 14. Металлогения океанических обстановок Урала.

В океаническую стадию в различных зонах Урала происходило формирование офиолитовой группы формаций: натриевых базальтов, фтанитовой (спилит-диабаз-кремнистая ассоциация) и альпинотипных гипербазитов. С офиолитовой группой формаций связаны месторождения и рудопроявления железа, хрома, меди, кобальта, никеля, титана и других металлов. Массивы дунит-гарцбургитовой формации содержат многочисленные месторождения и рудопроявления хромитов, а также асбеста и талька. Проявления титаномагнетитовой и скарново-магнетитовой рудных формаций приурочены к сложно дифференцированным габброидным массивам. Медно-кобаль­товые колчеданные месторождения (ивановский тип) залегают на контакте серпентинитов с эффузивными базальтами. Они, по-видимому, формировались в раннюю островодужную стадию (D₁). Среди эффузивов известны серноколчеданные и медноколчеданные проявления.

Фрагменты пород океанической стадии в современной структуре Урала сохранились в сутурной зоне Главного Уральского разлома и краевых аллохтонах. На Южном Урале такими структурами являются Кракинский аллохтон и Сухтелинская аллохтонная структура, залегающие соответственно на восточном краю Восточно-Европейского континента и западном краю Восточно-Уральского поднятия.

Наибольший интерес представляет рудная минерализация, связанная с ультрабазитами и ассоциирующимися с ними габброидными и дунит-верлит-клинопироксе­нитовыми комплексами. Крупные гипербазитовые массивы альпинотипной дунит-гарцбургитовой формации ¾ Хабарнинский, Кемпирсайский и др. ¾ переброшены в Орь-Илекскую подзону из зоны Главного Уральского разлома, где находятся их «корни». Некоторые исследователи считают, что названные массивы представляют собой гигантские лежачие складки [Ленных, Перфильев, Пучков, 1978; Коротеев и др., 1985]. С гипербазитами связаны крупнейшие в мире хромитовые месторождения Кемпирсайского массива (Хромтау и др. более мелкие), месторождения силикатного никеля в корах выветривания ультрабазитов и сульфидные медно-никель-кобальтовые проявления. К габброидам приурочена титаномагнетитовая минерализация.

Хромитовое оруденение Кемпирсайского массива, по данным Н.В.Пав­лова, Г.Г.Кравченко, И.И.Чупрыниной [1968], сосредоточено в пределах нескольких рудных полей. Главное рудное поле, содержащее месторождения высокохромистых руд, расположено в юго-восточном сводовом поднятии. Месторождения низкохромистых высокоглиноземистых руд сконцентрированы главным образом в центре северной части массива и на других участках.

Месторождения главного рудного поля рудника Хромтау залегают среди пород полосчатого лерцолит-верлит-гарцбургит-дунитового комплекса с преобладанием дунитов в двух рудоносных зонах субмеридионального простирания. Рудные тела имеют большую протяженность по простиранию и падению (сотни м) при мощности в десятки м. В обеих зонах насчитывается более 20 месторождений и рудопроявлений. Форма рудных тел разнообразна, преобладают линзовидные и шлироподобные тела (фиг. 7-11),но встречаются лентообразные залежи. Текстуры руды очень разнообразны, главные из них ¾ массивные и густовкрапленные, тяготеющие к центральным частям рудных тел, нодулярные и разнообразные вкрапленные, шлирово- и полосчато-вкрапленные, слагающие их периферические зоны. По составу руда представляет собой биминеральную породу, состоящую из хромшпинелида и оливина (или серпентина). В преобладающих промышленных рудах густовкрапленного типа хромшпинелиды составляют 80-85%, оливин - 15-25%. Хромшпинелиды в основном относятся к магнезиальному хромиту, алюмохромиту и хромпикотиту. Химический состав наиболее распространенных густовкрапленных руд следующий (% масс.): Сr₂О₃ = 50-60, FеО = 12 –14, SiO₂ = 4 –10, СаО = cл., Р₂О₅ = сл. –0,05, S = cл. –0,05. Рудные зоны в длину достигают 16 км при ширине 3–4 км. Мощности рудных тел меняются от 3 м до 270 м. Запасы руды в отдельных рудных телах составляют порядка 60–120 млн.т., в целом по месторождениям (утвержденные) ¾ 500 млн.т. при среднем содержании Сr₂О₃ по всем месторождениям ГОКа –50.4%. Рудник дает около 40% мировой добычи хромита.

Фиг. 7-11. Структурно-петрогра­фическая схема Кемпирсайского ультраосновного массива [Павлов и др., 1968]. Вмещающие отложения: 1 ¾ девонские, 2 ¾ силурийские, 3 ¾ ордовикские, 4 ¾ протерозойские, 5 ¾ габбро-амфиболиты; интрузивные породы: 6 ¾ серпентинизированные гарцбургиты с максимальным насыщением дунитами, 7 ¾ серпентинизированный дунит-гарцбургитовый шлирово-полос­ча­тый комплекс, 8 ¾ серпентинизированные перидотиты (гарцбургиты и др.), 9 ¾ контур массива ультраосновных пород, 10 ¾ стра­тиграфические границы; 11 ¾ гра­ницы комплексов ультраосновных пород, 12 ¾ оси сводовых поднятий в массиве, 13 ¾ оси межсводовых опусканий, 14 ¾ контур проекции подводящего канала, 15 ¾ линии крупных тектонических нарушений, 16 ¾ направление падения контактов интрузива, 17 ¾ месторождения высокохромистых руд, 18 ¾ месторождения низкохромистых руд; сводовые поднятия в массиве: I ¾ Юго-Восточ­ное, II ¾ Тагашсайское, III ¾ Юго-­Западное, IV ¾ Батамшинское, V ¾ Тайкеткенское.  

Титаномагнетитовая формация представлена Велиховским месторождением Кемпирсайского рудного района и рядом рудопроявлений. Вкрапленность титаномагнетита Велиховского рудного поля содержится в габбро и пироксенитах одноименного комплекса, близкого к расслоенному комплексу Качканарского месторождения. Руды бедные, но их объем оценивается в несколько миллиардов т. [Милецкий и др., 1988]. Сульфидные медно-никель-кобальтовые проявления известны в Хабарнинском (Горюнское, Ново-Плакунское и др.), Халиловском (Георгиевское, Ново-Киевское, Уша-Узбой и др.) и Ишкининском массивах. Горюнское рудопроявление содержит золото и платину; вмещающий его дифференцированный комплекс, по данным И.А.Смирновой и В.Л.Черкасова [1986], принадлежит к габбро-пироксе­нит-дунитовой (платиноносной) формации.

В терригенно-кремнисто-сланцевых отложениях Сакмарской зоны известны рудопроявления барита (Эбетинское, Алимбетовское и Акъюловское). По аналогии с другими регионами (Рено-Герцинской зоной Зап. Европы, Североамериканскими Кордильерами и Полярным Уралом) В.Н.Пучков и др. [1988] считают Сакмарскую зону перспективной на этот вид полезных ископаемых.

Дата добавления: 2014-01-13