Экзогенная серия

Тема 10 (2 часа) Колчеданные месторождения.

Тема 9 (2 часа) Гидротермальные месторождения.

Тема 8 (2 часа) Скарновые месторождения

Общая характеристика. Эндо и экзоскарны. Скарновые тела полезных ископаемых. Разновидности скарнов (известковые, магнезиальные, силикатные). Зональное строение скарновых залежей. Физико-химические условия образования скарнов. Генетические гипотезы (инфильтрационно-диффузионная гипотеза Д.С.Коржинского, стадийная гипотеза П.Пилипенко). Полезные ископаемые скарнов (скарновые месторождения железа, вольфрама и молибдена, меди, цинка и свинца).

Скарнами обычно называют породы известково-силикатного состава, образовавшиеся метасоматическим путем чаще всего, но не всегда, в приконтактовой области интрузивов среди карбонатных, реже силикатных пород. Выделяют экзоскарны, располагающиеся за пределами интрузий, и эндоскарны, находящиеся внутри последних. Отмечается большое разнообразие скарновых тел. Преобладают экзоскарны, локализующиеся непосредственно в зоне контакта интрузивов.

Форма залежей скарновых месторождений обычно сложная и разнообразная. Это пласты, линзы, штоки, трубы, жилы, гнезда и сложные комбинированные залежи. Наиболее крупными являются пластовые и пластообразные скарновые тела, протягивающиеся иногда на 2000-2500 м. при мощности до 200 м.

По составу исходных пород скарны разделяются на три типа: известковый, магнезиальный и силикатный.

Известковые скарны наиболее распространены в природе и образуются по известнякам. Их состав: гранаты ряда гроссуляр-андрадит и пироксены ряда диопсид-геденбергит. Иногда широко развиты везувиан, волластонит, скаполит, амфиболы и эпидот.

Магнезиальные скарны более редки. Они возникают при замещении доломитов и состоят из диопсида, форстерита, шпинели, флогопита, серпентинита, людвигита и реже других минералов.

Силикатные скарны относятся к редким образованиям. Они формируются по гранитоидам, порфирам и их туфам, траппам. Для их минерального состава наиболее характерен скаполит.

Для скарнов характерны друзовые, крустификационные, полосчатые, массивные и вкрапленные текстуры.

Скарновым залежам свойственно зональное строение. В общем случае в следующем виде происходит смена минерального состава. Неизмененные граниты по направлению к контакту с вмещающими породами сменяются осветленными, мисковитизированными гранитами. Они в свою очередь, переходят в околоскарновые породы или эндогенные скарны преимущественно гранатового состава. Вслед за этим зона экзоскарнов, которая переходит гранатовые и пироксеновые скарны. С ними соприкасаются мраморизованные известняки, сменяющиеся неизмененными известняками.

Эти образования известны с раннего докембрия и характерны для платформ, мобильных поясов и областей тектоно-матической активизации, где они ассоциируют с плагиогранитами, плагиосиенитами и траппами, производными базальтовой магмы; с гранодиоритами батолитов и гранитоидами малых интрузий, производными гранитной магмы. Скарны могут быть связаны с любыми фазами интрузивного процесса, иногда со всеми.

Геологические структуры скарновых образований определяются:

-поверхностью контакта изверженных пород по отношению к слоистости вмещающих толщ. Согласный контакт менее благоприятен. Секущий - благоприятный, морфология тел при этом обычно сложное;

-слоистость вмещающих пород обеспечивает выборочное развитие метасоматоза по определенным пластам пород и вдоль их контактов;

-секущие тектонические разрывы, во-первых, локализуют скарны, формируя жильные тела, во-вторых, служат каналами, обеспечивающими проникновение скарнообразующих растворов, в-третьих, определяют условия размещения наложенного орудинения поздних стадий скарнообразования.

Физико-химические условия образования. Скарны образуются в результате комбинированного воздействия тепла интрузий и горячих минерализованных газово-жидких водных растворов. Они прогревают окружающие породы, приводя к их перекристаллизации без привноса новых веществ.

При становлении любого интрузивного тела вмещающие породы испытывают термальный изохимический метаморфизм. По сланцам образуются контактовые роговики, по песчаникам ─ кварциты, по известнякам ─ мраморы. Зоны таких преобразований получают развитие вокруг интрузий при любых глубинах и давлении. С другой стороны под влиянием флюидов, выделявшихся в процессе отвердевания интрузии в её эндо- и экзоконтактах происходили аллохимические и метасоматические процессы, образовывавшие скарны. Глубины скарнообразования оптимальны на интервале 0,2 ─ 0,5 км.

Температурный диапазон формирования скарнов: известковых от 1000 до 400°С, магнезиальных магматической стадии от 1000 до 650°С, магнезиальных послемагматической стадии от 650 до 450°С. Процесс образования скарновых месторождений многостадийный. Так, на полиметаллическом скарновом месторождении Верхнее (Приморский край) минералообразование протекало в четыре стадии:1) предрудную скарновую – волластонит-гранатовую (свыше 600°С), 2) скарново-сульфидную (600-400°С), 3) сфалерито-галенитовую (350-120°С), 4) халцедон-кальцитовую (100-20°С), минералы которых отлагались в виде друз в открытых полостях. Таким образом начальная температура скарнообразования не превышает 900°С, а конечная 100-50 °С.

Происхождение скарнов и скарновых месторождений наиболее детально рассматривается в двух гипотезах — инфильтрационно-диффузионной, разработанной Д. С. Коржинским, и стадийной, предложенной П. П. Пилипенко.

Инфильтрационно-диффузионная была разработана Д.С.Коржинским, который вначале выдвинул идею биметасоматического образования скарнов. Скарны образуются по обе стороны разогретого контакта гранитоидной и карбонатной пород, контакт пропитан, горячим раствором, за счет воздействия которого происходит выравнивание состава пород. Алюминий, кремнезем – во вмещающие породы, кальций, магний – в сторону интрузива. Т.е. происходит встречный диффузионный отток химических элементов из областей высокой концентрации, в области низких концентраций. Между соединениями раствора происходят химически реакции – за счет них образуются минералы скарнов с Ca, Mg, Fe, реже Mn – гранаты (чаще андрадит-гроссуляр) и пироксены (геденбергиты, диопсиды). Температуры биметасоматоза – 800-400°С. Единственный рудный минерал скарнов, который может образоваться в таких условиях – магнетит.

Однако такая теория (биметасоматическая) не объясняла привнос в зону скарнов SiO₂. Его не хватало при подсчете баланса вещества. Впоследствии Д.С.Коржинский развил свою теорию и дополнил её инфильтрационной. При инфильтрационном процессе постмагматические растворы могут привносить с собой компоненты, особенно рудные – Cu, Pb, Zn, W, Mo. Они могут циркулировать по трещинам в экзоконтактах интрузий там откладывать минералы скарнов. Температуры таких растворов могут снижаться от 400 до 200°С и даже ниже.

1. Гипотеза стадийная П. П. Пилипенко, разработавший стадийную гипотезу, считал, что главная масса вещества скарнов и руд привносится извне специфическими растворами. По мере снижения температуры состав привносимых веществ менялся, обусловливая минеральную зональность. Предполагается, что доминировали метасоматические процессы, протекавшие в шесть стадий.

Полезные ископаемые

Главная общепринятая систематика по составу полезных ископаемых: 1) железо, 2) вольфрам, 3) медь, 4) свинец-цинк, 5) молибден, 6) олово, 7) бор и другие.

Месторождения железа.

Гора Магнитная (рис. 24). Это месторождение находится на восточном склоне южной части Уральского хребта. Оно приурочено к приконтактовой зоне сложной гранитоидной интрузии, прорвавшей осадочно-эффузивную толщу пород нижнего карбона, состоящую из известняков, порфиритов и их туфов.

Рис. 24 Схематический геологический разрез горы Магнитной

1.-диорит; 2.-гранодиорит; 3-гранит; 4.-атачит; 5.-нижнекаменноугольный известняк; 6.-скарн; 7.-магнетитовая руда; 8.-диабазовые дайки.

Медные месторождения.

Медное оруденение в скарнах распространено довольно широко, но редко достигает значительных размеров. В нашей стране к этому типу месторождений относятся Турьинские рудники на Урале (Фроловское) (рис. 25), Чатыркум в Казахстане, Юлия в Восточном Саяне.

Рис. 25 Поперечный разрез скарновой залежи Флоровского рудника (по И. Баклаеву)

1.-известняки среднего девона; 2.-кварцевые диориты; 3.-эффузивные порфириты и их туфы; 4.-меденосные скарны; 5.-дайки диоритового порфирита; 6.-разлом

Вольфрамовые месторождения

Эти месторождения образуют провинции шеелитовых руд в скарнах. К ним относятся Среднеазиатская (Чарух-Дайрон), Хакасская и Южно-Уральская.

Шеелитоносные скарны обычно приурочены к контактам гранитоидных пород повышенной основности (гранитоидов, монцонитов), прорывающим известняки.

Молибденовые месторождения скарнового типа встречаются редко и обычно локализуются в контактовых зонах умеренно-кислых гранитов, реже лейкократовых гранитов. Наиболее крупное месторождение Тырны-Ауз (Кавказ) (рис. 26).

Рис. 26 Схематический поперечный разрез скарнового месторождения Тырнауз (по А. Пеку)

1.-мраморизованные известняки; 2.-биотитовые роговики; 3.-лейкократовые гранитоиды; 4.-липариты; 5.-скарны

Свинцово-цинковые месторождения.

Месторождения этого типа встречаются довольно часто в нашей стране и за рубежом. К ним относится группа Тетюхе (мест. Верхнее) (рис. 27) на Дальнем Востоке, Алтын-Топкан и Кансай в Средней Азии; Ютта, Нью-Мексико, Калифорния в США и другие. Изверженные породы, с которыми связаны скарновые свинцово-цинковые месторождения, отличаются своим резко выраженным гипабиссальным обликом и порфировой структурой. Среди них распространены гранит-, гранодиорит-порфиры, кварцевые порфиры. Вмещающие породы, как правило, сложены известняками.

Рис. 27 Схематический поперечный разрез скарнового месторождения Верхнее (по И. Томсону и Н. Мозговой)

1.-кварцевые порфиры; 2.-андезиты; 3.-известняки; 4.-сланцы и песчаники; 5.-кремнистые сланцы;6.-скарны; 7-проекции скарнов; 8.-окисленная цинковая руда; 9.-разлом; 10.-предпологаемые разломы

Проектное задание: Изучить особенности формирования скарновых месторождений

Вопросы для самоконтроля знаний:

1. Что такое скарны?
2. Что такое эндо- и экзоскарны?
3. Какую форму рудных тел имеют скарновые месторождения?
4. Как разделяются скарны по составу исходных пород?
5. Какую роль играют тектонические разрывы при формировании скарновых месторождений?
6. Какую роль играет слоистость вмещающих пород при формировании скарновых месторождений?
7. Какую роль играет поверхность контакта изверженных и вмещающих пород при формировании скарновых месторождений?
8. При каких температурах и давлениях образуются скарны?
9. Какая разница между биметасоматическими и инфильтрационными скарнами, по Д.С. Коржинскому?
10. Стадийная гипотеза образования скарнов.
11. Скарновые железорудные месторождения. Примеры месторождений.
12. Скарновые железо-кобальтовые месторождения. Примеры месторождений.
13. Скарновые вольфрам-молибденовые месторождения. Примеры месторождений.
14. Скарновые свинцово-цинковые месторождения. Примеры месторождений.
15. Нерудные месторождения скарнов. Примеры месторождений.

Литература [1, с. 105-122] [2, с.103-116] [3, с.164-207]

Общие сведения. Геологические. Геологический возраст гидротермальных месторождений. Связь с магматическими формациями. Зональность гидротермальных месторождений. Гидротермальные изменения пород, вмещающих орудинение. Ореолы рассеяния. Глубина, температура и давление образования гидротермальных месторождений. Источники воды гидротермальных систем. Источники минерального вещества гидротермальных систем. Формы переноса минеральных соединений. Метасоматоз. Классификации гидротермальных месторождений (температурная, генетическая). Плутоногенно-гидротермальные месторождения. Вулканогенно-гидротермальные месторождения.. Амагматогенные месторождения.

Термин гидротермальные месторождения впервые применил французский геолог Л.Де Лоне в 1897 году.

Гидротермальные месторождения создаются циркулирующими в земной коре горячими минерализованными газово-жидкими растворами. Скопление полезных ископаемых при этом возникает как вследствие отложения минеральных масс в пустотах горных пород, так и в связи с замещением последних. Поэтому форма рудных тел зависит с одной стороны от морфологии рудовмещающих полостей, а с другой – от очертаний замещаемых пород. Наиболее типичны для гидротермальных месторождений различные жилы. Среди них также часты штоки, гнезда, штокверки, линзы, пластообразные залежи и сложные комбинированные тела.

Тела полезных ископаемых гидротермального генезиса обычно размещаются среди пород, подвергшихся гидротермальному изменению в процессе рудообразования. Кроме того, они, как правило, окаймляются ореолами рассеянной минерализации. Размеры тел полезных ископаемых гидротермального происхождения изменяются в очень широких пределах: от нескольких метров до нескольких километров. На Березовском месторождении золота – это жилы, длиной 2-3 м, встречаются жильные тела, а Материнская жила в Калифорния протягивается на 200 км.

Доказательством формирования полезных ископаемых из гидротерм являются многочисленные исследования современных минеральных источников. Горячие воды (80-96°С) Узун-Гейской системы на Камчатке за 100 лет вынесли (в тыс. тонн): мышьяка – 26, сурьмы – 5, ртути -2,5, цинка – 2, свинца и меди по 2,5. Фумаролы «Долины тысячи дымов» на Аляске ежегодно выделяют свыше миллиона тонн соляной и около 200 тыс. т плавиковой кислоты. Горячие воды глубокой скважины Южной Калифорнии представлены высококонцентрированным (36%) гидротермальным раствором, с хлоридами щелочей, 2 г/т серебра, 15 г/т меди, 100 г/т свинца, 700 г/т цинка.

Гидротермальные месторождения имеют огромное значение для добычи многих важнейших полезных ископаемых. Особенно для получения цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов. Подавляющая часть меди, свинца, цинка, сурьмы, молибдена, ртути, серебра, кадмия и лития, а также значительная доля золота, кобальта, урана, олова и вольфрама. Такой же генезис имеет преобладающее количество месторождений нерудного сырья: хризотил-асбеста, магнезита, флюорита, барита, а также горного хрусталя, кальцита, флогопита, графита.

Геологический возраст

Гидротермальные месторождения формировались на всем протяжении длительного развития земной коры начиная с 2,5 млрд. лет до наших дней. В протерозойскую и рифейскую эпохи доминировали интрузии базальтового состава и крупные батолиты кислых пород – неблагоприятны для гидротермальных процессов. В клейдонскую эпоху образуются гидротермальные месторождения золота. Герцинская эпоха – расцвет гидротермальной деятельности, которая продолжилась в киммерийскую и альпийскую эпохи.

Геологические структуры

Структурные элементы гидротермальных рудных полей и месторождений (рис. 28):

Рис. 28 Связь с магматическими формациями.

1. рудоподводящие структуры, которые рассматриваются в виде каналов, определяющих места поступления рудоносных расплавов и растворов из глубинных частей в пределы рудного поля. Чаще всего это крупные разломы.

2.рудораспределяющие структуры, по которым рудоносные растворы отводятся от рудоподводящих каналов на участки рудоотложения. Это обычно разрывы или водопроницаемые пласты, пересекаемые рудоподводящим каналом.

3.рудораспределяющие структуры, локализующие рудные тела и определяющие форму, размер и особенности внутреннего строения.

Гидротермальные месторождения могут образовываться в различных геодинамических обстановках, но преимущественно – в зонах орогенеза и при тектоно-магматической активизации континентов. Поэтому наиболее типична – связь гидротермальных процессов с гранитоидным магматизмом в разных его проявлениях. Месторождения могут пространственно и генетически связаны интрузиями (штоками, дайками) гранитов, гранодиоритов, диоритов, а также с вулканическими андезитодацитами, риолитами, реже они находятся в ассоциациях с формациями щелочных и трапповых пород. Но в связи с перидотивой и габбровой формациями гидротермальные месторождения практически не образуются. Это объясняется разной насыщенностью водой (растворимостью воды) в магмах основного, ультраосновного и кислого состава.

Среди признаков связи между гидротермальными месторождениями и комплексами изверженных пород первоочередными являются следующие:

-одновременность образования

-приуроченность к одним и тем же геологическим структурам

-одинаковая степень метаморфизма

-ассоциация определенных по составу изверженных пород и месторождений

-закономерности размещения гидротермальных месторождений по отношению к массивам изверженных пород

-геохимическое родство.

Формы связи гидротермальных месторождений и изверженных пород могут быть:

-непосредственные (собственно генетические) или материнские, при которых месторождения располагаются в центре или по периферии магматических массивов, а растворы, из которых они формируются являются постмагматическими;

-парагенетические, косвенные или братские, при которых постмагматические минеральные месторождения, часто разобщающиеся от интрузивной массы, особенно на глубине, являются производными породившего их общего глубинного магматического очага;

-агенетические, случайные, объединяющие на одной площади генетически не связанные интрузивы и гидротермальные месторождения, особенно принадлежащие разным геологическим эпохам;

-отсутствие видимых связей

Первичная зональность гидротермальных месторождений отличалась и изучалась геологами очень давно (Де Лоне в 1900 году, Д.Коллинс в 1902; Ж.Уоллер в 1904 году). Большую популярность в начале 20^х годов нашего столетия приобрела гипотеза В.Эммонса «О вертикальной зональности металлоносных жил». Он полагал, что «восходящие из магматического очага горячие растворы, насыщенные в высокой степени минеральными веществами, отлагают минералы в порядке, обратном их растворимости, входя в более холодные области». Эммонс выделил 16 зон с низкотемпературными наверху и высокотемпературными на глубине.

В 1937 году для объяснения зональности С.Смирнов выдвинул пульсационную гипотезу, согласно которой рудоносные погоны периодически импульсами отделяются от магматических расплавов по мере их остывания. Состав металлов в этих погонах изменяется в процессе остывания и кристаллизации магмы, что приводит к последовательному формированию месторождений различного состава из растворов, циркулирующих каждый раз по новым путям, смещающимся в сторону от предыдущих.

Порядок экзогенной зональности определяется масштабами ее проявления:

1. региональная зональность или зональность рудных поясов

2. промежуточная зональность или зональность рудных узлов

3. локальная зональность или зональность рудных тел

Генетические типы зональности рудных тел:

1. зональность первого рода или стадийная – обуславливается последовательным отщепление от родоначальных магматических очагов растворов меняющегося состава и последовательным отложение руд разного состава.

2. зональность второго рода или фациальная – связана с изменением геологических и физико-химических условий циркуляции растворов на пути их движения, приводящих к отложению минеральных комплексов.

Изменение вмещающих пород.

В процессе взаимодействия гидротермальных растворов с породами, вмещающими рудные тела, происходит их метасоматическое преобразование. По главному химическому элементу, вытесняющему другие породообразующие элементы, различают несколько видов околорудного метасоматоза.

Калиевый метасоматоз по мере снижения температуры процесса проявляется в виде калиевой полевошпатизации, мусковитизации, серицитизации и каолинизации. При калиевой полевошпатизации образуются ореолы ортоклаза или микроклина. Мусковит замещает темноцветные минералы, отчасти полевые шпаты. Серицитизация обычна для кислых и средних пород и связана с замещениями плагиоклаза. Каолинизация (аргиллизация) приводит к развитию в гидротермально измененных породах каолина, диккита, накрит.

Натриевый метасоматоз приводит к замещению калиевых полевых шпатов натровыми или кислыми плагиоклазами типа альбита, что обычно для кислых пород.

Кремниевый метасоматоз может развиваться по породам любого состава. Окварцевание по сланцам приводит к образованию роговиков, по кислым и средним изверженным породам формируются вторичные кварциты, по карбонатным породам – джаспероиды.

Магниевый метасоматоз приводит к преобразованию известняков и мраморов в доломиты.

Железо-магниевый метасоматоз – хлоритизация по породам различного состава (за исключением чистых кварцевых и карбонатных пород).

Кальциевый метасоматоз проявляется в виде пропилитизации и листвинитизации. Пропилиты развиваются среди средних и основных пород особенно эффузивных. В их состав входят карбонаты (анкерит, кальцит), альбит, хлорит, эпидот, серицит, соссюрит. Лиственитизация наиболее отчетливо проявляется среди серпентинитов, ультраосновных и основных пород. Листвениты формируются под воздействием углекислых сероводородсодержащих гидротермальных растворов, при выносе из материнских пород щелочей. В процессе лиственитизациии темноцветы и полевые шпаты замещаются магнезиально-железистыми карбонатами, серицитом, пиритом. Лиственитизация сопровождает золотое, золото-мышьяковое, ртутно-сурьменное и никель-кобальтовое оруденение.

Березитизация впервые была подмечена на Березовском золоторудном месторождении близ г. Свердловска и определена А.И.Карпинским как результат гидротермального изменения кислых гипабиссальных пород: гранит-порфиров. Сущность процесса заключается в разложении полевых шпатов, образовании за счет их серицита и кварца с одновременной пиритизацией породы. Березиты – кварц-серицитовые породы с примесью пирита и анкерита, в менее измененных породах присутствуют реликты альпита или ортоклаза (микроклина). Отличительная особенность березитов – присутствие довольно крупных кристаллов мусковита, фенгита, идиоморфных кристаллов нефрита, диабластовые структуры (под микроскопом).

Ореолы рассеяния.

Вокруг рудных тел вмещающие их породы обычно содержат повышенное против нормального количество тех металлов, которые входят в состав руд. Площади с таким повышенным содержанием металлов, окаймляющие рудные тела, называются ореолами рассеяния. Они бывают первичные и вторичные.

Первичные ореолы рассеяния образуются при формировании месторождений и представляют собой обычно тонкую рассеянную вкрапленность или мелкие прожилки, не всегда устанавливаемые визуально. Форма первичных ореолов, также как морфология зон гидротермально измененных пород, имеет вид чехла, облекающего рудные тела. Ореолы больше вытянуты вверх над рудными телами, чем в сторону от них. Они сопровождаются апофизами вдоль структур, благоприятных для оттока гидротермальных растворов (трещиноватости, разломов, зон дробления).

Вторичные ореолы рассеяния образуются при окислении и разрушении верхних частей рудных тел в приповерхностных зонах в связи с разносом рудных минералов по площади.

Физико-химические условия образования.

Гидротермальные месторождения, как указывалось выше, формируются из горячих газовых и жидких растворов. Большинство исследователей считает, что растворителем является вода с растворенными в ней минеральными солями и газами. Рудообразующие растворы могут принадлежать к взвесям, коллоидам и молекулярным растворам

Температура образования начального гидротермального рудообразования близка к 700-600°С и постепенно понижаясь, опускается до 50-25°С. Наиболее обильное гидротермальное рудообразование происходит в интервале 400-100°С. Давление при образовании гидротермальных месторождений обычно в известной степени соответствует глубине формирования гидротермальных месторождений. Согласно И.Кушнареву гидротермальные месторождения Кураллинских гор в Средней Азии образовались в пределах глубины 500-4500 м. это соответствует гидростатическому давлению 5-45 МПа литостатическому 13-115 МПа.

Источники воды гидротермальных систем

Магматическая вода (или ювенильная) отделяется от магматических расплавов в процессе их остывания и преобразования в изверженную породу. По данным разных авторов кислые магмы содержат не менее 2% и до 10% воды, основные – не менее 1 % и до 5-6%. Если принять за среднее содержание воды в магматическом расплаве 8 %, а удерживающуюся воду при кристаллизации глубинных пород в количестве 1 %, то 7 % воды, высвобождающейся при кристаллизации расплава составят около 0,2 км³ от каждого кубического километра расплава.

Метаморфическая вода формируется в результате прогрессивного метаморфизма горных пород под действием возрастающих температур и давлений. В свежих слабометаморфизованных породах может находиться около 30% (от массы пород) воды различных форм: поровой, пленочной, капиллярной, интерминеральной, конституционной. При различных ступенях метаморфизма происходит высвобождение различных форм этой воды. Согласно Г.Войткевичу и Г.Лебедько, свежий осадок может содержать до 60 % воды, в зоне диагенеза и катагенеза сохраняется 30-20 %, в породах зеленосланцевой фации около 4 %, в породах амфиболовой фации 2-1 %, а гранулитовой – около 0,5%. Если принять плотность глинистых пород 2,5 г/см³ и потерю воды 9%, то при метаморфизме 1 км³ осадков высвободится около 200 млн. т воды.

Захороненная вода находится в пористом пространстве древних осадков, погруженных вместе с осадками на глубину и слагающих различные формации осадочных пород. Первоначально количество такой воды может достигать первых десятков процентов от массы породы. Под воздействием тектонических, магматических процессов (тектонический стресс, внедрение магматических масс) захороненная вода может высвобождаться, нагреваться, приходить в движение, участвовать в формировании гидротермальных систем.

Атмосферная вода при соответствующих гидрогеологических условиях может проникать в глубинные части земной коры, нагреваться, минерализоваться и приобретать свойства гидротермальных растворов.

Морская вода также может быть вовлечена в гидротермальный процесс в тех случаях, когда в придонные части моря или океана внедряются магматические массы, создающие местные очаги разогрева. Происходит засасывание морских вод на глубину и вовлечение их в систему гидротермальной циркуляции.

Источники минерального вещества при формировании гидротермальных систем можно разделить на три главных группы:

1) ювенильный магматический источник является производным первичной подкоровой базальтоидной магмы отделяющийся от нее при подъеме и остывании в верхних зонах земной коры. Таковы источники железа, марганца, титана, ванадия, хрома, никеля, меди, платины;

2) ассимиляционный магматический связан с гранитоидной магмой, возникающей при переправлении нижней части осадочной оболочки земли и ассимилирующей все ее элементы.

3) фильтрационный внемагматический обусловлен заимствованием рудообразующих веществ из боковых пород на путях циркуляции гидротермальных растворов.

Формы переноса минеральных соединений в гидротермальных растворах:

1) в истинных растворах,

2) в коллоидных растворах,

3) в легкорастворимых соединениях ионных растворов,

4) в легкорастворимых соединениях комплексных растворов.

Метасоматоз

Минеральное вещество гидротермальных месторождений накапливается в процессе выполнения открытых полостей и замещения боковых пород, или метасоматоза.

Метасоматоз – это замещение горной породы с изменение ее минерального и химического состава, при котором растворение старых и образование новых минералов происходит близко одновременно, так что замещаемая порода все время сохраняет твердое состояние.

Интрарудный метасоматоз - обусловлен тем, что продукты последующих стадий гидротермального рудообразования избирательно замещают минеральное вещество предшествующих стадий, вынося его и переотлагая в других частях рудных тел.

Избирательный метасоматоз – проявляется в концентрации руд метасоматического происхождения в строго определенных пластах пород или на их контактах.

Классификация гидротермальных месторождений.

Существует целый ряд различных классификаций, в основу которых положены морфологические, генетические, физико-химические условия формирования гидротермальных месторождений. В начале нашего века были сформулированы первые генетические классификации гидротермальных месторождений. По температуре процесса и глубине образования гидротермальные месторождения впервые предложил подразделять в 1907 году американский геолог В.Линдгрен. Он выделял три класса месторождений:

1) гипотермальный, формирующийся на большой глубине, при очень большом давлении и высокой температуре (500-300°);

2) мезотермальный – средняя глубина, большое давление и средняя температура (300-200°);

3) эпитермальный – небольшая глубина, умеренное давление, сравнительно низкая температура (200-50°).

Классификация В.И.Смирнова основывается на следующих принципах: 1) распределение месторождений минеральному составу руд, минеральным парагенезисам рудным и нерудным;

2) сходный генезис, выражающийся в приуроченности к той или иной стадии цикла геологического развития, приуроченности к той или иной тектонической зоне складчатых областей;

3) физико-химических условиях формирования.

Исходя из этих признаков в группе гидротермальных месторождений выделяются три класса: плутоногенный, вулканогенный и амагматогенный (телетермальный).

Плутоногенные гидротермальные месторождения.

Гидротермальные месторождения этого класса связаны с кислыми, умеренно кислыми и умеренно щелочными гипабиссальными изверженными породами, в основном поздней стадии геосинклинального периода, а также активизированных платформ. Этот класс объединяет разнообразные по составу и широко распространенные среднетемпературные, реже высоко- и низкотемпературные месторождения с характерными парагенезисами: кварцевым, сульфидным или карбонатным, реже встречаются баритовые, флюоритовые и окисно-железистые месторождения. Парагенезисы отвечают доминирующему минералу в составе руд.

Образование руд в этом классе всегда сопровождается отчетливым изменением боковых пород: особенно характерна серицитизация, реже хлоритизация, окварцевание, лиственитизация, серпентинизация, флюоритизация, пиритизация, гематитизация.

Для руд плутогенного класса наиболее типичны кристаллически-зернистые структуры от идиоморфных до авеотриоморфных, а также порфировидные, пластинчатые, зональные, решетчатые, сетчатые.

Формы рудных тел изометрические плоские и трубоорразные. Размеры тел колеблются от нескольких метров до десятков километров по протяженности. Типичны месторождения с большим количеством рудных тел.

Формирование плутоногенных месторождений происходило на глубине от 1 до 5 км, при преобладающих температурах 400-300°.

Среди образований кварцевого подкласса наибольшее значение имеют месторождения золота, молибдена, меди, отчасти вольфрама, а из неметаллических ископаемых – барита и горного хрусталя (пьезокварца). Наиболее типична для них жильная форма.

Классическим примером является месторождение золота Березовское на Урале (рис. 29).

Образования сульфидного парагенезиса включают в качестве характерных следующие месторождения: 1) галенит-сфалерит-халькопирит-пиритовые (Садон на Кавказе); 2) галенит-сфалерит-пирит-баритовые (Салаир); 3) Ховуаксинское в Туве;

Рис. 29 Фрагмент Березовского месторождения (Урал)

1.- зеленокаменные породы; 2.- березитизированная дайка гранит-порфиров с лестничными жилами; 3.- «красичные» жилы

Среди образований сульфидного подкласса наибольшее значение имеют месторождения свинца, цинка, серебра, мышьяка, молибдена, меди, висмута, кобальта, никеля, олова, вольфрама, сурьмы, а из нерудных – барита.

Образования карбонатного парагенезиса включают месторождения: 1) сидеритовые (Бакал на Урале); 2) родохрозитовые (Бьют в США); 3) магнезитовые (Сатка на Урале) (рис. 30); 4) кальцит-тремолит-тальковые.

Рис. 30 Геологический разрез Саткинского месторождения магнезита (по П. Татаринову)

1. –известняки; 2.-доломиты; 3.-магнезит; 4.-дайки диабазов; 5.-современные отложения

Вулканогенные гидротермальные месторождения.

Гидротермальные месторождения этого класса связаны, главным образом, с наземным, преимущественно андезит-дацитовым, вулканизмом поздней стадии геосинклинального развития, а также с щелочными и трапповыми магматическими формациями активизированных платформ. Среди них наиболее характерны месторождения, приуроченные к жерлам вулканов и их периферии. Им свойственны конические, кольцевые, трубчатые, радиально-трещинные структуры. Также известны месторождения, контролируемые разломами в лавовых и пирокластических породах. Рудные тела чаще всего имеют форму жил, труб, штокверков, обычно они невелики по размерам, быстро выклиниваются с глубиной, но сложены, как правило, очень богатыми рудами.

К вулканогенным месторождениям принадлежат следующие типы парагенезисов:

· магнетитовые месторождения, связанные с траппами и приуроченные к штокам габброидов и вулканическим трубкам взрыва; они залегают среди карбонатных и песчано-сланцевых пород, скарнированных траппов, образуют жилы, штоки, штокверковые зоны (Коршуновское, в Восточной Сибири);

· золото-серебряные месторождения, ассоциирующие с субвулканическими интрузивами кварцевых порфиров, размещающиеся среди андезит-дацитовых пород и представляющих собой пучки жил, прорезающих вулканические жерла (Балей в Забайкалье, Крипл-Крик, США (рис 31));

Рис. 31 Схема геологического строения месторождения Крипл-Крик (по Линдгрену) в плане

1.–древние граниты; 2.-лавовый покров;3.- жерла вулканов; 4.-дайки; 5.-рудные жилы

· киноварные (ртутные) месторождения, пространственно и генетически связанные с четвертичным вулканизмом кислого и среднего состава; их размещение контролируется сопряжением разломов, (Пламенное на Чукотке, Боркут в Закарпатье);

· Самородной меди в ассоциации с хлоритом, эпидотом, цоизитом, серицитом, кварцем, датолитом, анальдимом среди фельзитовых агломератов, переслаивающихся с базальтовыми потоками (месторождения вЯпонии, Чили, Перу,.

Для вулканогенных месторождений очень характерно специфическое гидротермальное изменение вмещающих эффузивных пород, проявляющиеся в окварцевании, пропилитизации, алунитизации, каолинизации, свидетельствующих о кислом характере рудообразующих растворов. Эти месторождения формировались в приверхностной зоне, на глубинах от нескольких десятков-сотен метров до 1 километра, в условиях резкого спада температур и давления при резко возрастающем воздействии кислородного потенциала.

Амагматогенные месторождения.

Месторождения этого класса достаточно отчетливо выделяются по следующим признакам:

1) они находятся на площадях развития осадочных формаций, где отсутствуют активные изверженные породы; 2) для них типична пластовая форма рудных тел; 3) рудные тела занимают строго стратиграфическую позицию в мощной толще осадочных пород; 4) им не свойственен отчетливый контроль оруденения по разломам; 5) руды обладают простым минеральным составом.

Эти месторождения формировались в заключительную стадию геологического развития геосинклиналей всех типов, при переходе к платформенному режиму.

Генезис амагматогенных месторождений до сих пор является дискуссионным вопросом. Значительная часть геологов склонна рассматривать их как первично-осадочные сингенетичные месторождения, претерпевшие последующие изменения; другая, большая часть исследователей, считает их эпигенетическими гидротермальными образованиями, связанными с залегающими на глубине изверженными породами.

По гидротермальной гипотезе формирования телетермальных месторождений происходило на глубинах от нескольких сотен метров до первых километров, начальная температура достигала 250-200° (по данным изучения газово-жидких включений).

К телетермальным месторождениям относят: 1) борнит-халькопиритовые месторождения меди в «медистых песчаниках» (Джезказгон в Казахстане (рис. 32));

Рис. 32 Схематический геологический разрез месторождения Джезказган (по материалам Джезказганской ГРЭ)

1.-красноцветные песчаники и алевролиты; 2.-рудоносные слои сероцветных песчаников, алевролитов и конгломератов; 3.-рудные залежи; 4.-извесняки, песчаники

2) полиметаллические в карбонатных формациях (Миргалимсай в Казахстане (рис. 33)),

Рис. 33 Схематический геологический разрез Миргалимсайского месторождения (по материалам Миргалимсайской ГРП)

1.-извесняки; 2.-долоимты; 3.-брекчированные известняки; 4.-рудные тела; 5.-тектонические нарушения

3) антимонитовые и киноварные месторождения сурьмы и ртути (Хайдаркан в Средней Азии, Никитовка в Донбассе, Альмадеи в Испании (рис.34));

Рис. 34 Геологический разрез месторождения Никитовка (по С.Кирикалице)

1.-глинистые сланцы; 2.-песчаники; 3.-угли; 4.-разрывные нарушения; 5.-рудные тела; 6.-минерализованные породы

4) флюоритовые месторождения (Аледерма на Полярном Урале); 5) реальгар-аурипигментовые месторождения (Лухуми в Закавказье).

Проектное задание: Изучить особенности формирования гидротермальных месторождений.

Вопросы для самоконтроля знаний:

1. Что такое гидротермы?
2. Назовите геологические структуры рудных полей и месторождений гидротермального генезиса.
3. Какую форму имеют рудные тела гидротермального происхождения?
4. На каких глубинах образуются гидротермальные месторождения?
5. Какие существуют генетические формы связи гидротермальных месторождений с изверженными горными породами?
6. В чем суть эволюционной гипотезы В. Эммонса?
7. В чем суть пульсационной гипотезы С. Смирнова?
8. Эндогенная зональность гидротермальных месторождений.
9. Что такое первичные и вторичные ореолы рассеяния?

10. Какие температуры и давления характерны для гидротермального процесса?

1. Назовите источники воды гидротермальных систем.

12. Что является источником минерального вещества гидротермальных систем?

1. Что такое метасоматоз?
2. Чем отличается интрарудный и избирательный метасоматоз?
3. Температурная классификация гидротермальных месторождений.
4. Генетическая классификация гидротермальных месторождений?
5. Как образуются плутоногенно-гидротермальные месторождения?
6. Как образуются вулканогенно-гидротермальные месторождения?
7. Какие температуры характерны для вулканогенно-гидротермальных месторождений?
8. Какие месторождения принято относить к «амагматогенным»?
9. Дайте трактовку существующим гипотезам их образования.
10. Привести пример стратиформных месторождений.

Литература [1, с.131-172] [2, с.129-151] [3, с. 224-345] [7]

Общая характеристика. Геодинамические условия формирования. Рудные тела. Геологический возраст. Глубина, температура и давление образования колчеданных месторождений. Этапы рудообразования. Кипрский тип серноколчеданных месторождений. Уральский тип медноколчеданных месторождений. Тип Куроко (рудноалтайский) колчеданно-полиметаллических месторождений.

К колчеданным относятся месторождения, руды которых сложены преимущественно сульфидами железа, с редким преобладанием пирита, пирротина, марказита, с которыми ассоциируют халькопирит, борнит, сфалерит, блеклые руды. Нерудные минералы развиты слабо и представлены обычно баритом, кварцем, кальцитом, серицитом, хлоритом, гипсом.

Изменения боковых пород, вмещающих колчеданные залежи, проявляются чаще всего в хлоритизации, серицитизации, окварцевании и пиритизации.

Колчеданные месторождения ассоциируют с базальт-риолитовыми или и вулканогенными формациями ранней стадии геологического развития эвгеосинклиналей. В связи с этим они входят в состав офиолитовых или зеленокаменных поясов, возникающих при последующем метаморфизме, на месте геосинклинальных трогов, выполненных плутоническими и вулканическими производными базальтоидной магмы, а также их пирокластами, перемежающими с прослоями терригенных осадков. В пределах этих поясов колчеданные месторождения вытягиваются прерывистыми цепями, длина которых достигает нескольких тысяч километров.

Рудные тела колчеданных месторождений имеют сложную конфигурацию. В них различают согласную с вмещающими породами пластообразную часть и систему секущих прожилково-вкрапленных руд (рис. 35). Типичные формы рудных тел – линзы, жило- и пластообразные залежи и штоки, вкрапленные и прожилковые зоны. По текстурным особенностям различают массивные, слоистые и прожилково-вкрапленные руды.

Колчеданные залежи сопровождаются ореолами измененных вмещающих вулканогенных пород, превращенных в пиритизированные кварц-серицитовые, кварц-серицит-хлоритовые и другие метасоматиты.

Рудокласты – обломки и катуны колчеданной руды в вулканогенно-осадочных отложениях.

Колчеданные руды служат сырьем для добычи серной кислоты, меди и цинка с попутным получением барита, золота, серебра и других металлов. Термин «колчеданы» введен русскими геологами. На английском языке они называются «Cupryferos pyritc deposits» (медно-железистые пиритистые отложения).

Рис. 35 Общая схема строения колчеданного месторождения

Туфы и конгломераты: 1-кислого состава, 2-среднего состава, эффузивы: 3-кислого состава, 4-среднего и основного состава, 5-массивная колчеданная руда, 6-горизонты рудокластов, 7-прожилково-вкрапленная руда среди гидротермально измененных пород, 8- зоны смятия и дробления

Все колчеданные месторождения рассматриваются как продукты восходящих минерализованных газогидротермальных потоков, генерированных глубинными вулканическими очагами. Часть рудного вещества этих потоков отлагается на путях их подъема, фильтруясь сквозь колонну возникших перед этим вулканических пород и формируя вулканогенные гидротермально метасоматические залежи прожилково-вкрапленных руд. Другая часть достигла дна геосинклинального бассейна и выпала, образуя вулканические гидротермально-осадочные пластовые залежи массивных руд.

Геологический возраст.

В архейском цикле образованы месторождения Канады, США, Австралии, Карелии. В протерозойское время возникли колчеданы Прибайкалья, Полярного Урала, Индии, ЮАР. Каледонские колчеданы характерны Бурятии, Западных Саян, Канады, Бирмы. Герцинские колчеданные месторождения очень распространены Урал, Рудный Алтай, Казахстан, Испания и т.д. Киммерийские колчеданы известны на Кавказе, в Якутии. Японии. Альпийская металлогения - Турция, Греция, Франция, Куба и т.д.

Глубина, температура и давление образования колчеданных месторождений.

Колчеданные месторождения формируются в начальную стадию геосинклинального цикла связи с базальтоидным вулканизмом, причем лавная масса колчеданов накапливается в конце каждого вулканического цикла после изменения кислых лав, сменяющихся длительной поствулканической газо-гидротермальной деятельностью. При возрождении вулканической активности новому вулканическому циклу будет соответствовать новая, более молодая генерация колчеданных залежей. Общая схема расположения колчеданных залежей относительно центров вулканизма показана на схеме.

Большая часть полученных данных говорит о том, что колчеданные месторождения формировались в придонных частях палеоморей. При этом вулканогенно-осадочные пластовые залежи массивной руды отлагались при сравнительно низком давлении, а колонна подстилающих их прожилково-вкрапленных руд, уходящая до глубины свыше 1000 м, формировались в обстановке высокого давления. В первом случае давление определяется столбом морской воды, которое при глубине в 500 м составляло 5 МПа, а при максимальной глубине 10 000 м могло достигать 100 МПа.

Температуры образования колчеданных месторождений с учетом всех тонкостей – от переработки боковых пород до выпадения последних порций рудообразующих минералов находится в широком интервале от 500 до 40 ⁰С.

Этапы рудообразования.

В общей истории колчеданного рудообразования достаточно отчетливо намечаются три этапа.

Первый (предрудный) этап обусловлен высокотемпературными кислыми газовыми растворами, приводящими к интенсивной перегруппировке минеральной массы вулканогенных пород, без заметного превноса вещества. В этих условиях возникает метасоматическая колонна гидротермально измененных пород, состоящая из четырех зон по мере удаления: кварцитовой, кварц-серицитовой, серицит-хлоритовой, хлоритовой или проталитовой.

Второй (колчеданный) этап постепенно сменяет первый. В этот этап происходит накопление основной массы сульфидов железа из гидротермальных растворов, циркулирующих вдоль трещин в измененных кварц-серицитовых породах.

Третий (рудный) этап отмечается лишь на некоторых колчеданных месторождениях. В отличие от первых слитных этапов, он отделяется длительным перерывом, во время которого минеральные массы ранних этапов могут претерпеть некоторый метаморфизм, тектонические деформации и внедрение даек изверженных пород.

Типы колчеданных месторождений.

По составу руд, связям с различными вулканическими формациями, геодинамическим обстановкам колчеданные месторождения могут быть представлены следующими основными типами: серноколчеданным (кипрский тип), медно-колчеданным (уральский тип), колчеданно-полиметаллическим (алтайский тип или тип Куроко).

Серноколчеданные месторождения (кипрский тип). Образуются в спрединговых обстановках, пространственно и генетически связаны с недифференцированным базальтоидным вулканизмом, сложены пиритовыми рудами с небольшой примесью кварца. Месторождения этого типа известны на Кипре, Урале (Карабашское), Австралия (Броккен-Хилл), в Испании, Японии. Пирит служит источником для получения серной кислоты.

Медно-колчеданные (уральский тип), месторожденияпространственно и генетически связаны с контрастными риолит-базальтовыми формациями и образуются в субдукционных обстановках. Руды представлены преобладающими сульфидами железа (пиритом, мельниковитом, марказитом) и халькопиритом; второстепенные рудные минералы – сфалерит, пирротин, блеклые руды, галенит и др. Этот тип месторождений широко распространен и детально исследован в герцинских комплексах Урала (Сибай, Гай, Учалы, Блявинское).

Колчеданно-полиметаллические месторождения пространственно и генетически связаны непрерывными вулканогенными формациями – риолит-андезит-базальтовыми. Главными рудными минералами являются пирит, сфалерит, галенит, реже халькопирит, среди жильных минералов преобладают кварц, барит. Месторождения данного типа развиты на Рудном Алтае (Риддер-Сокольное, Зыряновское, Тишинское), в Прибайкалье (Холодненское), Забайкалье (Озерное), в Казахстане (Жайрем, Текели), в Грузии (Маднеули), в Японии (Куроко), в Испании (Рио-Тинто (рис. 36)).

Рис. 36 Схематический разрез калчеданно-полиметаллического месторождения Рио-Тинто (Испания) по В. Смирнову

1.-лавовые породы основного состава; 2.-переходных слой с конгломератами; 3.-лавовые породы кислого состава; 4.-туфы кислого состава; 5.-граувакко-сланцевые породы; 6.-массивная колчеданная руда; 7.-рудный штокверк; 8.-послерудный сброс

Проектное задание: Изучить особенности формирования колчеданных месторождений.

Вопросы для самоконтроля знаний:

1. Какие месторождения относятся к колчеданным?
2. В каких геодинамических обстановках формируются колчеданные месторождения?
3. Что такое офиолитовый пояс?
4. Какую форму имеют рудные тела колчеданных месторождений?
5. Что такое рудокласты?
6. Обрисуйте общую схему строения колчеданных месторождений.
7. На каких глубинах происходит образование колчеданных месторождений?
8. Какие температуры и давления характерны для колчеданных месторождений?
9. Какие выделяются этапы рудообразования?
10. Серноколчеданные месторождения (геодинамические обстановки образования, состав руд, примеры месторождений).
11. Медно-колчеданные месторождения (геодинамические обстановки образования, состав руд, примеры месторождений).
12. Колчеданно-полиметаллические месторождения (геодинамические обстановки образования, состав руд, примеры месторождений).

Литература [1, с.182-193] [2, с.158-162] [3, с. 347-369]

Дата добавления: 2013-12-12