Р а н н ь о м а г м а т и ч н і р о д о в и щ а

Ранньомагматичні родовища формуються внаслідок відокремлення ранніх фракцій мінералів кристалізаційної диференціації, їх концентрації під впливом сили тяжіння та конвективних течій магми.

До ранньомагматичних родовищ відносяться зони вкраплеників і шліри хромітів у перидотитах ранньої стадії розвитку рухливих поясів з характерними вкраплениками платини та алмазів. До них також належать аналогічне титано-магнетитове зруденіння у ранньоскладчастих габроїдах. Для ранньомагматичних родовищ характерні:

1. плавні переходи від рудних тіл до магматичних порід;

2. чіткий ідіоморфізм рудних мінералів, зцементованих більш пізніми силікатами;

3. розосереджений характер зруденіння і загальний низький вміст цінних компонентів.

Серед ранньомагматичних лише родовища алмазів мають значне практичне значення, хроміт і титаномагнетит значних скупчень не утворюють. Всі істотні родовища а л м а з і в генетично зв’язані з кімберлітовими трубками, які контролюються розломами у межах давніх платформ. З протерозойською активізацією зв’язані кімберліти Африканської та Індійської платформ, з ранньопалеозойською – Сибірської, Африканської та Австралійської платформ. Найбільша кімберлітова трубка Мвадуї розташована у Танзанії і має поперечний перетин 1625х1070м. Алмазоносні кімберліти виповнюють круто падаючі циліндричні або овальні порожнини, утворюючи трубоподібні тіла (рис. 12). Трубки звужуються до низу і можуть переходити у дайку. Кімберліт являє собою ультраосновну породу порфірової структури мантійного походження. В світі відомо більш як 2000 алмазоносних трубок, але лише 3% їх алмазоносні. У родовищах середнього масштабу вміст алмазів у кімберлітах не перевищу. 0,5 карат (карат – 0,2 г) на 1 м³ породт.

9.1.3. П і з н ь о ь о м а г м а т и ч н і р о д о в и щ а. Такі родовища виникають у силікатних магмах у випадку, коли магма містить підвищену кількість летких компонентів і метали та їхз оксиди кристалізуються при нижчих температурах після твердіння основної маси породоутворюючих силікатів ії залишкових розплавів.

Серед пізньомагматичних родовищ відрізняють хромітові, зв’язані з перидотитовою формацією, титаномагнетитові, асоційовані з габровою формацією ранньої стадії розвитку складчастої області, апатитові лужних масивів активізованих платформ. Формування пізньомагматичних родовищ зумовлене залишковими розплавами, збагаченими газово-рідкими мінералізаторами, які служать природним флюсом, що затримує розкристалізацію таких розплавів до кінця затвердіння масивів материнських порід.

Для всіх цих родовищ характерні наступні типові ознаки:

1. епігенетичний характер рудних тіл у вигляді січних жил, лінз, трубок;

2. ксеноморфні обриси рудних мінералів, які цементують більш ранні силікатні;

3. великі масштаби родовищ досить концентрованих руд.

А. Р о д о в и щ а х р о м і т і в. Розташовані всередині гіпабісальних масивів ультраосновних порід. Серед найбільш значних родових такого типу всесвітньо відомі Кемпірсайчьке і Сарановське на Уралі. За формою залягання масивів це переважно лаколіти, лополіти та сілли (remind). Зазвичай в нижній частині масиву розташовані дуніти, вище - гарцбургіти (глибинна ультраосновна порода, один з типів перидотиту. Складена олівіном та ортопіроксеном (ромбичним піроксеном). Крім того, часто присутні акцесорні хромшпінелід та магнетит. Структура характеризується відносним ідіоморфізмом олівіну та ортопіроксену.), ще вище лерцоліти (інтрузивна порода ультраосновного складу нормального ряду з групи перидотитів, складена олівіном (40-80%), орто- і клинопіроксеном (по 10-50%) з домішкою рогової обманки (до 5 %) і в самій верхній частині піроксеніти. Серед текстур хромітових руд переважають верствуваті, плямисті, нодулярні, брекчійові та вкраплені (рябчикові).

Б. Р о д о в и щ а т и т а н о м а г н е т и т і в. Типово пізньомагматичні родовища титаномагнетитових руд залягають у диференційованих масивах основних порід, що генетично зв’язані з габро-піроксеніт-дунітовою формацією ранньої стадії розвитку рухливої області. Вони відомі серед габроїдах порід. протерозою та ріфею (Канадський щит, Балтійський, Норвегія, Швеція, Фінляндія, Австралія; в основних породах каледонського циклу (ПАР, Норвегія, Урал) та у габроїдах герцинського циклу (Урал).

За формою рудних тіл серед титаномагнетитових родовищ виділяють лінзи, жили, гнізда а також вкрапленики стрічкоподібної та неправильної форми. Мінеральний склад визначається трьома головними мінералами: рутилом, ільменітом та титаномагнетитом. Крім того присутні пірит, магнетит, гранат, епідот та інші.

В. Р о д о в и щ а а п а т и т у. Унікальними родовищами апатиту є родовища Хібінського масиву лужних порід. Цей масив формувався у зв’язку з герцинською тектоно-магматичною активізацією в межах Балтійського щита. Він має форму лополіта і характеризується конічною будовою і перевагою в складі хібінітів та нефелінових сієнітів (рис….). Апатитове зруденіння зв’язане з породами йоліт-уртитового ряду.

Г. А п а т и т -м а г н е т и т о в і р о д о в и щ а. Досить рідкий тип родовищ, пов’язаний з сієнітовою магмою.До цього типу належить відоме родовище Кірунавара у Швеції, а також Сурожське на Уралі, Маркакульське на Алтаї та інші. Руди складаються з магнетиту та апатиту з домішками гематиту, амфіболу, турмаліну, циркону, карбонатів, біотиту, кварцю та незначної кількості сульфідів.

9.2. Карбонатитові родовища. Карбонатитами називаються ендогенні скупчення кальциту, доломіту та інших карбонатів, генетично асоційовані з інтрузіями центрального типу ультраосновного лужного складу. Такі масиви формувалися під час тектонічної активізації платформ. Всього в світі відомо 250 карбонатвміщуючих масива серед глибинних ультраосновних лужних порід. 25 з них розробляються гірничорудними підприємствами. Найбільш відомі з них знаходяться на Балтійському щиті, у Канаді, Бразилії, Швеції, Норвегії, Австралії, Індії та на Українському щиті (Октябрський масив у Приазовському блоці УЩ). Вік карбонатитових масивів від докембрійського до альпійського. Це своєрідний тип родовищ, зв’язаних виключно з ультраосновними лужними породами і утворених завдяки магматизму тільки у межах платформ. Для них характерна чітко зональна будова і трубоподібна форма залягання. В їх будові виділяють чотири різновиди:

1. ранні ультраосновні породи (дуніти, перидотити, піроксеніти;

2. більш пізні лужні породи (мельтейгід-ійоліти, сієніти);

3. ореоли вміщуючих (оточуючих) порід, що зазнали лужного метасоматозу і перетворилися у феніти;

4. карбонатити (рис.13).

Карбонатитові тіла мають форму штоків, конічних і кільцевих жил та радіальних дайок. Іноді штоки сягають 7 -8 км у поперечнику. У мінеральному складі переважають карбонати (переважно кальцит, менше доломіт та анкеріт), у незначній кількості присутні флогопіт, апатит, флюорит та мінерали рідкісноземельних металів (explaine).

У карбонатитах зосереджені ресурси танталу, ніобію, рідкісних земель і досить істотні запаси залізних руд, титану, флюориту, флогопіту, апатиту, руд міді, свинцю та цинку.

9.3. Пегматитові родовища. Пегматити являють собою ультракислі вивержені переважно жильні породи. Для них характерні: великі розміри складових мінералів, серед яких переважають мінерали з легкорозчинними леткими компонентами (вода, фтор, хлор, бром та інші); різноманітний мінеральний склад з присутністю мінералів рідкісних і розсіяних елементів: Li, Rb, Cs, Be, Nb, Ta, Zr, Hf, Th, U, Sc тощо.

Концентрація легколетких, рідкісних і розсіяних елементів у пегматитах іноді у сотні і тисячі разів більше, ніж у відповідних материнських породах.

Виділяють два різновиди пегматитових родовищ: магматогенний і метаморфогенний.

Магматогенні пегматити та корисні копалини, що в них знаходяться належать до групи пізньомагматичних утворень, які формувалися на кінцевих етапах твердіння інтрузивних масивів і розташовувалися поблизу їх покрівлі. Вони відрізняються від звичайних гранітних масивів меншими розмірами, жило- і гніздо подібною формою, зональглю внутрішньою будовою, нерівномірністю і великими розмірами кристалів і наявністю метасоматозу.

Метаморфогенні пегматити формуються на різних стадіях метаморфічного перетворення переважно давніх докембрійських порід та відповідають фаціям метаморфізму вміщуючих порід.

Переважаючою формою пегматитів є прості плитоподібні та складні жили, рідше лінзи, гнізда та труби. Розміри пегматитових тіл різноманітні і можуть бути досить значними. Довжина деяких пегматитових тіл у США, наприклад, перевищує 1500м, а потужність 150м. Дві пегматитові жили родовища Маноно Кітотоло у Заїрі простягаються на 5 км при потужності до 400м.

У мінеральному складі, який помітно відрізняється у різних пегматитах, переважають силікати та оксиди. Наприклад, гранітні пегматити чистої лінії складені калієвим польовим шпатом, кварцом, плагіоклазом та біотитом, а також присутні сподумен, мусковіт, турмалін, гранат, топаз, берил, лепідоліт, флюорит, апатит, мінерали рідкісних, радіоактивних і рідкісноземельних елементів. У лужних пегматитах характерна присутність нефеліну, содаліту, канкриніту, арфведсоніту та інших.

За геологічним віком пегматити належать до таких утворень, які формувалися впродовж всього розвитку земної кори. Це, наприклад архейські пегматити Алданського щита, протерозойські пегматити Кольського півострова, Українського щита, байкальські пегматиту Сибіру, Австралії, Африки, кіммерійські пегматити Кордільєр та інші.

У структурному відношенні пегматити формують регіональні пояси протяжністю від сотень до кількох тисяч кілометрів. Прикладами таких поясів можуть бути Мамський, Забайкальський, Алтайський, Кольсько-Карельський та інші. Пояси докембрійських рідкісноземельних поясів пегматитів контролюються трогами, обмеженими глибинними розломами і заповненими метаморфізованими продуктами базальтоїдного вулканізму. Фанерозойські пегматитові пояси розташовані вздовж осьових піднять, що виникають на місці внутрішніх прогинів під час основних фаз складчастості, а також вздовж великих розломів на завершальних стадіях перетворення складчастих областей на платформи.

З точки зору фізико-хімічних умов утворення пегматити формуються на глибині від 1,5 – 2 км до 10 – 20 км та при тискові до 500 – 800 МПа. Рання кристалізація магматичного розплаву відбувається при температурі 1200 - 900°С. Нормальний граніт застигає при температурі близько 1000°С, а при наявності мінералізаторів при температурі 730 - 640°С. Початкова температура гранітного пегматитового розплаву знаходиться, за розрахунками О. Ферсмана, у межах 800 – 700°С. Вважається, що вирішальні процеси, що сформували типовий вигляд пегматитів відбувалися в інтервалі температур 600 - 200°С.

Стосовно генезису пегматитів існує чотири гіпотези, жодна з яких не вирішує однозначно проблему походження пегматитів.

1. Г і п о т е з а О. Ф е р с м а н а. За цією гіпотезою пегматити вважаються продуктом затвердіння відокремленої від магматичного осередку залишкової магми, з якої спочатку випадають у певній послідовності піромагматичні мінерали, які згодом зазнають часткового перетворення під впливом летких мінералізаторів. О. Ферсман виділив п’ять етапів формування пегматитів:

1. магматичний (900-800°С);

2. епімагматичний (800-700°С);

3. пневматолітовий (700-400°С);

4. гідротермальний (400-50°С);

5. гіпергенний.

Таким чином, за цією гіпотезою утворення пегматитів неможливе без специфічного залишкового магматичного розплаву, повна еволюція якого здійснюється в умовах закритої фізико-хімічної системи при необмеженій розчинності води у силікатному розплаві.

2. Г і п о т е з а Р. Д ж о н с а і Є. К а м е р о н а. Припускається, що структурні складові пегматитів поділяються на дві самостійні групи:

· зональне заповнення пегматитової порожнини;

· метасоматичні утворення, що формують маси, структурний малюнок яких накладається на більш ранню зональну будову пегматитових тіл.

Вважається, що процес формування пегматитів розпадається на два самостійних етапи – магматичний та пегматит-гідротермальний. Згідно з цією гіпотезою пегматити утворюються комбінованим шляхом в два етапи за складною схемою. Протягом першого етапу у закритій системі за принципом фракційної кристалізації формуються зональні пегматити простого складу, а на другому етапі, в умовах повністю розкритої системи, відбувається метасоматична переробка розчинами, що надходять з магматичного осередку з утворенням складних за будовою і складом пегматитових тіл.

3. Г і п о т е з а О. З а в а р и ц ь к о г о. О. Заварицький вважав, що пегматити можуть утворюватися внаслідок подвійного перетворення будь-якої породи, близької до гранітів. На першому етапі залишкові гарячі газово-водні розчини спричиняють перекристалізацію вміщуючих порід без зміни їх мінерального і хімічного складу. В умовах закритої системи виникають прості крупнокристалічні пегматити. На другому етапі внаслідок фракційної дистиляції газоводного розчину склад останнього змінюється, він перестає бути хімічно врівноваженим відносно мінеральних комплексів простих пегматитів. Розпочинається розчинення цих комплексів і заміщення їх надлишковими розчинами з виникненням метасоматичних новоутворень складних пегматитів.

4. М е т а м о р ф і ч н а г і п о т е з а. Згідно цій гіпотези пегматити формувалися у давніх метаморфічних комплексах. Вважається, що пегматити формуються як продукти метаморфізму на його регресивній стадії. Їх два основні різновиди визначаються тиском і температурою. До першої належать звичайні перекристалізовані мусковітові пегматити, що формуються за умов дістен-силіманітової фації. До другої відносяться складні рідкіснометальні пегматити андалузит-силіманітової фації.

Серед пегматитових родовищ виділяють три генетичних класи: 1) прості пегматити; 2) перекристалізовані пегматити; 3) метасоматичні заміщені пегматити. Для кожного класу характерний свій комплекс корисних копалин.

Прості пегматити, яким властива письмова структура використовуються для отримання комплексної керамічної сировини та відповідно їх називають керамічні.

Перекристалізовані пегматити використовують як отримання комплексної кварц-польовошпатової сировини, кварцю, польового шпату і мусковіту (практично це єдине джерело видобутку мусковіту).

Метасоматично заміщені пегматити належать до важливого джерела рідкісних металів, коштовного каміння. Їм властиві великі кристали, численні порожнини з друзами кристалів. З метасоматично заміщених пегматитів видобувають гірський кришталь, оптичний флюорит, коштовне каміння, руди літію, берилію, цезію, у більш рідких випадках пегматити цього типу використовуються як руда олова, вольфраму, торію, урану, ніобію тощо. Пегматити цього типу називають рідкіснометальними.

Дата добавления: 2014-01-07