Геология месторождений полезных ископаемых (семестровый курс лекций)

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.

Но механизм формирования алмазов в лампроитах сходен с кимберлитовыми телами.

Позднемагматические месторождения.

Позднемагматические месторождения генетически связаны с тремя формациями глубинных магматических пород. С перидотитовой ассоциируют месторождения хромитов и платиноидов, с габбро-пироксенит-дунитовой той же стадии геологического развития связаны месторождения титаномагнетитов, с формацией щелочных пород, развитых преимущественно на платформах, связаны месторождения: 1 - апатитомагнетитов; 2 - апатито-нефелинов; 3 - редких земель. Для всех этих позднемагматических месторождений типичны общие, объединяющие их признаки:

эпигенетичный характер рудных тел;

ксеноморфный облик рудных минералов, сидеронитовые структуры;

крупные масштабы месторождений.

Месторождения хромитов.

Хромитовые месторождения располагаются внутри массивов ультраосновных пород. В России крупные месторождения на Урале (Сарановское), Кимперсайское, в Восточной Сибири; за рубежом в Турции, Норвегии Южной Африке (Бушвельд, риф Меренского), на Кубе. Среди рудных тел по форме преобладают жилы, линзы, гнезда, реже полосы, пласты. Руды в основном вкрапленные ("рябчиковые") и массивные, реже встречаются полосчатые, пятнистые, нодулярные, брекчиевые текстуры. Руда сложена хромшпинелидами (Mg, Fe⁺²)(Cr, Al, Fe⁺³)₂O₄,

Месторождения платиноидов.

Среди элементов группы платины известно шесть металлов: платина (Pt), иридий (Ir), осмий (Os), палладий (Pd), родий (Rh), рутений (Ru). Они входят в состав комплексных (медно-никелевых, ванадий-железо-медных), либо самостоятельных (платиновометальных) магматических месторождений. К месторождениям такого типа относятся месторождения металлов платиновой группы алданского типа (Кондерский и Инаглинский массивы); Уральского типа (Нижнетагильский узл, Качканарское), Верх-Нейвинский на Среднем Урале (это все Уральский платиновый пояс).

Месторождения титаномагнетитов.

Магматические месторождения титаномагнетитов залегают в дифференцированных массивах основных пород. Они известны на Урале (Качканарское), в Горной Шории, в Восточных Саянах; за рубежом в Южной Африке (Бушвельд), в Канаде (Квебек). По форме рудных тел среди титаномагнетитовых месторождений выделяются жилы, линзы, гнезда, а также вкрапления шлировидной, лентовидной и неправильной формы.

Апатит-магнетитовые месторождения.

Это редкие месторождения, связанные с породами щелочного состава. Классическим примером является рудное поле Кирунавары в Северной Швеции, также месторождения подобного типа известны в Норвегии, Мексике, Чили. В России месторождением подобного типа является Лебяжье (Урал). Типичные представители этих месторождений относятся к древним эпохам рудообразования: протерозойской, каледонской. Рудные жилообразные или линзообразные тела обычно приурочены к контакту щелочных гипабиссальных пород или располагаются среди тех разновидностей, представляющих собой продукты последовательного внедрения сложных интрузивов.

Проектное задание: Изучить особенности формирования магматических месторождений

Вопросы для самоконтроля знаний

1. Что такое магматические месторождения полезных ископаемых?

2. Что такое ликвация?

3. Схема образования ликвационных месторождений

4. Минеральный состав руд сульфидных медно никелевых месторождений.

5. Назовите примеры сульфидных медно никелевых месторождений.

6. Особенности раннемагматических месторождений.

7. Назовите примеры раннемагматических месторождений.

8. Состав и строение кимберлитовых трубок взрыва.

9. Температуры и давления образования алмазов.

10. Гипотезы образования алмазов в кимберлитовых трубка взрыва.

11. Глубины образования алмазов.

12. Отличие лампроитов от кимберлитов.

13. Примеры магматических месторождений алмазов.

14. Назовите признаки позднемагматических месторождений.

15. Полезные ископаемые позднемагматических месторождений..

Литература [1, с.51-61] [2, с.59-75] [3, с. 92-121]

Тема 5. Пегматитовые месторождения

Общая характеристика. Магматогенные и метаморфогенные пегматиты. Разделение пегматитов по минеральному составу (гранитные, щелочные, пегматиты ультоосновных и основных магм, гибридные и десилицированные пегматиты). Пегматиты "чистой линии" "линии скрещивания". Пегматитовы тела. Простые и сложные пегматиты. Геологический возраст пегматитов. Физико-химические условия образования пегматитов. Существующие гипотезы образования пегматитов (А. Ферсмана, Р.Джонса и Е. Камерона, А. Заварицкого, метаморфогенная). Полезные ископаемые пегматитов (простые пегматиты, перекристаллизованные пегматиты, метасоматически замещенные пегматиты)

Выделяют две группы пегматитов - магматогенные и метаморфогенные. Магматогенные пегматиты и связанные с ними полезные ископаемые принадлежат к группе позднемагматических образований, формировавшихся на завершающихся стадиях становления массивов и располагающихся близ его кровли. Пегматиты располагаются внутри материнских интрузий или в непосредственной близости от них. Они характеризуются тождественностью состава с этими породами, но отличаются от них меньшими размерами, формой (жилы, гнезда), неравномерной крупно- и гигантозернистой структурой, особенно в центральной части пегматитовых тел (в Норвегии агрегат кристаллов микроклина до 1000 т, на Урале была каменоломня в одном кристалле амазонита, площадь пластин мусковита 3-5 м ²; биотита 7м ²; кристаллы берилла весом до 18 т, длиной до 5,5м; в Ленинградском горном музее - кристалл берилла длиной около 3 м, масса 100кг Пегматитовые месторождения приурочены как к геосинклинальным областям, так и платформам. В геосинклиналях наиболее распространены гранитные пегматиты, на платформах - пегматиты щелочных пород.

Пегматиты свойственны глубинным изверженным породам любого состава, но преобладают гранитные связанные с интрузиями гранитов. Гибридные пегматиты - образуются при ассимиляции гранитной магмой различных пород. Десилированные пегматиты - формируются при воздействии гранитного расплава на ультраосновные и карбонатные породы. Щелочные пегматиты - встречаются в щелочных магматических комплексах. И последний тип пегматитов это ультраосновные.

Гранитные пегматиты разделены А.Е. Ферсманом на пегматиты чистой линии и пегматиты линии скрещения. Первые залегают в гранитах или тождественных породах и не претерпели изменения состава в процессе формирования. Вторые образуются среди других формаций, при этом возникают гибридные пегматиты, ассимилировавшие вещество боковых пород, и десилицированные пегматиты, отдавшие часть своего кремнезема вмещающим породам.

Метаморфогенные пегматиты, формирующиеся на разных стадиях метаморфического преобразования, преимущественно древних докембрийских пород, по особенностям состава соответствуют фациям регионального метаморфизма вмещающих пород.

Преобладающей формой пегматитов являются плитообразные и сложные жилы, реже встречаются линзы, гнезда и трубы. Длина тел пегматитов изменяется от 150 м до 5000 м, при изменении мощности от 50 м до 400 м. Например, на Мамском месторождении мусковита (в Забайкалье) пегматитовые жилы имеют протяженность до 200 м, мощность до 50 м.

По составу и особенностям внутреннего строения пегматиты разделяются на простые, или недифференцированные, и сложные, или дифференцированные.

Простые гранитные пегматиты состоят из калиевого полевого шпата и кварца.

Сложные гранитные пегматиты имеют разнообразный минеральный состав и зональное строение. В структуре зональных пегматитов выделяются: оболочка, внутренняя часть и неправильные метасоматические скопления. Все они составляют пять главных элементов зональной структуры (рис. 14).

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 14. Схема текстурно-парагенетических типов пегматитов. По К. Власову.

I - равномернозернистый или письменный, II - блоковый, III - полиодифференцированный, IV - редкометалльного замещения, V - альбит-сподуменовый типы;

1 - гранит; 2 - пегматоидный гранит; 3 - микроклин; 4 - кварц; 5 - контактовые оторочки и зоны мусковит-кварц-полевошпатового состава; 6 - пегматит письменной и гранитной структуры; 7 - блоковая зона; 8 - мономинеральная микроклиновая зона; 9 - кварц-сподумновая зона; 10 - комплексы и зоны замещения; альбит, кварц, мусковит, реликты микроклина, редкометальные минералы (лепидолит, берилл, часто цезиевый, ниобато-танталаты, полихромный турмалин, сподумен и др.).

Геологический возраст пегматитов разнообразен - от архея до мезозоя. Но преобладают все же докембрийские пегматиты. Например, архейский возраст имеют пегматиты Анабарского щита, протерозойский - пегматиты Украинского кристаллического массива, Кольского полуострова. К юным эпохам количество полезных ископаемых в пегматитах уменьшается.

Подавляющая масса пегматитов формировалась на значительных глубинах от 1,5-2 и 16-20 км. Ранняя кристаллизация магматического расплава происходит при температуре 1200-900^оС, нормальный гранит застывает при температуре немного ниже 1000^оС, в присутствии минерализаторов температура может снижаться до 730-640^оС. Учитывая совокупность всех данных начальная температура гранитного пегматитового расплава должна быть порядка 800-700^оС. В процессе последующего накопления и метасоматического преобразования пегматитообразующих минеральных комплексов, температура постепенно снижалась с последовательным формированием биотита, кварца, мусковита, берилла, последующих выделений кварца и топаза, мориона и аметиста, и заключительных выделений халцедона. Последний формируется в интервале температур 90-55^оС.

Генетические гипотезы образования пегматитов.

Генезис пегматитов относится к одной из самых дискуссионных проблем. Даже место пегматитов в генетической классификации нельзя считать твердо установленным: одни их относят к магматическим, другие - к постмагматическим, третьи - к самостоятельной категории месторождений. По этому поводу существует четыре гипотезы.

Гипотеза разработаная Ферсманом. По его представлениям, пегматиты образуются из остаточных магматических расплавов, обогащенных летучими компонентами на больших глубинах (несколько км) при очень высоком давлении (сотни и тысячи атмосфер) и температуре 700-400°С.

Роль летучих компонентов сводится к понижению температуры кристаллизации расплава, понижению его вязкости и дифференциации расплава, а как результат образование крупных, совершенных по форме кристаллов (при содержании в расплаве 1% H₂O температура его кристаллизации понижается на 30-50°С, а при 10-12% H₂O на 300-400°С). А.Е. Фесман выделял 5 этапов образования пегматитов: магматический (900-800С);эпимагматический (800-700С); пневматолитовый (700-400С); гидротермальный (400-50С); гипергенный (менее 50С).

Гипотеза перекристаллизации и последующего метасоматоза была высказана А.Н. Заварицким, который рассматривал пегматиты как промежуточные образования между изверженными породами и рудными жилами. А.Н. Заварицкий отрицал существование особой пегматитовой магмы или пегматитового расплава, а признавал существование пегматообразующего газового раствора, в котором в газовой фазе находятся не молекулы силикатных минералов, а их составные части. Этот раствор проникал по трещинам и порам в боковые породы, способствует их преобразованию и перекристаллизации мелких и тонкозернистых образований в крупнокристаллические пегматиты. Таким образом, пегматиты представляют собой перекристаллизованные участки материнских пород: гренитов, сиенитов и т.д.

В дальнейшем газовый раствор диффундирует через боковые породы, изменяет свой состав, подвергается фракционной кристаллизации, и из него выпадают некоторые минералы. Кроме того, часть минералов становится неустойчивыми, подвергается растворению и замещению другими минералами. Итак, А.Н. Заварицкий выделяет два этапа в формировании пегматитов. Первый этап - перекристаллизации материнской породы под воздействием газового раствора; второй этап - сжижение раствора, выпадение из него минералов, замещение ранее выделившихся, вследствие изменения состава раствора и образование минералов пегматитов.

Гипотеза Р. Джонса, Е. Камерона, Ф. Хесс и др., имеющая компромиссный характер. Пегматиты образуются комбинированным путем в два этапа. На первом магматическом этапе - закрытая система, из остаточного расплава кристаллизуются простые зональные пегматиты. Затем система открытая, под воздействием газово-водных минерализованных глубинных растворов осуществляется метасоматическая переработка ранее отложенных минералов с выносом отдельных компонентов. Так возникают метасоматические части пегматитов, содержащие кварц, альбит, мусковит, минералы редких металлов

Метаморфогенная гипотеза (Г. Рамберг, Ю.М. Соколов) объясняет условия формирования пегматитов в древних метаморфических комплексах. Пегматиты формируются на разных стадиях метаморфогенного преобразования преимущественно докембрийских пород и по особенностям состава соответствуют фации метаморфизма вмещающих пород. Согласно данной гипотезе пегматиты - продукты регрессивного метаморфизма

Среди пегматитовых месторождений выделяются три генетических класса: простые пегматиты; перекристаллизованные пегматиты; метасоматически замещенные пегматиты. Простые пегматиты сложены калий-натровыми полевыми шпатами и кварцем с небольшой примесью слюды (рис.15). Эти пегматиты разрабатываются для получения комплексного керамического сырья и используются для производства низших сортов изделий фаянсовой и фарфоровой промышленности. Такие пегматиты называются также керамическими пегматитами. в Карелии (Хетоламбино, Чкаловское), на Кольском полуострове, Украине (Бельчаковское, Глубочанское), в Восточной Сибири (Мамско-Чуйские).

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 15 Сечение простого пегматита:

1 - кварцевое ядро; 2 - пегматит письменный структуры; 3 - слюдяная оторочка; 4 - гранит

Перекристаллизованные пегматиты, как правило, имеют разнозернистую крупно- и гигантозернистую структуру (рис. 16). Такая структура могла сформироваться в результате перекристаллизации исходного вещества жил под влиянием горячих газово-жидких растворов, химический состав которых находился в равновесии с составом ранее выделившихся пегматитообразующих соединений. Из перекристалллизованных пегматитов добывают мусковит (месторождения Чупино-Лоухского района Карелии, Мамского района Иркутской обл.), попутно добывают полевошпатовое сырье, кварц.

Размещено на http://www.allbest.ru/

Рис. 16. Сечение перекристаллизованного пегматита жилы 4 Слюдяногорского месторождения. По Г. Кулешову и др.

1 - гнейсы; 2 - среднезернистые пегматиты; 3 - кварц; 4 - мусковит.

Метасоматически замещенные пегматиты в отличие от ранее рассмотренных отличаются перекристаллизацией и метасоматической переработкой в различной степени под воздействием горячих минерализованных растворов, химически неравновесных по отношению к составу первичной пегматитообразующей минеральной массы (рис. 17). Из метасоматически замещенных пегматитов добывают оптический флюорит, драгоценные камни, руды лития, бериллия, цезия, рубидия, реже олова, вольфрама, тория, урана, ниобия, тантала, редких земель.

Рис. 17 Сечение метасоматически замещенного пегматита. По Н. Солодову.

1 - наносы; 2-10 - зоны: 2 - блокового кварца, 3 - крупноблокового микроклина, 4 - мелкопластинчатого альбита; 5 - кварц-сподуменовая; 6 - клевеландит-сподуменовая (по внешней периферии этой зоны располагается маломощная зона сахаровидного альбита, не показанная на чертеже из-за его мелкомасштабности), 7 - кварц-мусковитовых гнезд, 8 - крупноблокового микроклина, 9 - гнезд мелкозернистого альбита, 10 - графическая кварц-микроклиновая (местами сильно альбитизированная); 11 - вмещающие породы.Пример - месторождение Кайстон (США), на котором встречен сподумен (LiAlSi₂O₆) длиной 16 м, в диаметре 1 м, массой 90 т. В Южной Африке на пегматитовом месторождении встречались кристаллы берилла (Be₃ Al₂Si₆O₁₈) массой 30 т. Месторождения корунда с его драгоценными разновидностями- сапфиром и рубином - Урал (Карабашское, Борзовское)

Проектное задание: Изучить особенности формирования пегматитовых месторождений.

Вопросы для самоконтроля знаний:

1. Что такое пегматиты?

2. Особенности магматических пегматитов.

3. Назовите отличия материнской породы от пегматитов.

4. Чем отличаются пегматиты "чистой линии" от пегматитов "линии скрещивания"?

5. Особенности метаморфогенных пегматитов.

6. Как различаются пегматиты по составу?

7. Форма пегматитовых тел.

8. Как различаются пегматиты по составу и внутреннему строению?

9. Геологический возраст пегматитовых месторождений.

10. Глубины образования пегматитов.

11. При каких температурах и давлениях образуются пегматиты?

12. Гипотеза А.Ферсмана и её недостатки.

13. Гипотеза Р.Джонса, Е.Камерона и её недостатки.

14. Гипотеза А. Заварицкого и её недостатки.

15. Метаморфогенная гипотеза формирования пегматитов и её недостатки.

16. Какие месторождения полезных ископаемых связаны с простыми пегматитами?

17. Какие месторождения полезных ископаемых связаны с перекристаллизованными пегматитами?

18. Какие месторождения полезных ископаемых связаны с метасоматически замещенными пегматитами?

Литература [1, с.77-88] [2, с.91-98] [3, с. 122-143]

Тема 6. (2 часа) Карбонатитовые месторождения

Общая характеристика. Особенности минерального и химического состава пород, структурно геологическая позиция их массивов. Карбонатиовые тела. Физико-химические условия образования карбонатитов. Геологический возраст месторождений. Гипотезы образования пегматитов (магматическая, гидротермальная и комбинированная гипотезы). Примеры месторождений.

Карбонатиты представляют собой существенно карбонатные породы, пространственно и генетически связанные со щелочно-ультраосновными магматическими комплексами платформенного типа. Они образуют самостоятельную группу месторождений, сравнительно редко встречающуюся и содержащую полезные ископаемые, лишь недавно вовлеченные в промышленное использование: это руды ниобия, редких земель, апатита, флогопита, вермикулита, а также повышенные концентрации магнетита, циркония, тантала, стронция.

В настоящее время на земном шаре известно более 250 массивов ультраосновных щелочных пород. В России такие массивы известны в Карело-Кольском регионе, Сибири. Размещаются массивы на платформах и имеют различный геологический возраст. Среди них известны массивы докембрийского (Сибирь, Северная Америка), каледонского (юг Сибири), герцинского (Мурманская обл.), киммерийского (Сибирь, Бразилия) и альпийского циклов развития (большинство карбонатитов Африки).

Карбонатитовые месторождения связаны только с платформенным этапом геологического развития и ассоциированы с комплексами ультраосновных щелочных пород. Залежи карбонатитов образуют штоки, конические дайки, падающие к центру массива, кольцевые дайки, падающие в противоположную сторону, радиальные дайки. Трубообразные карбонатитоносные интрузии ультраосновного - щелочного состава в плане характеризуются концентрически зональным строением за счет многофазового внедрения магмы. В них выделяют четыре главные группы пород: 1) ранние ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2) щелочные (мельтейгит-ийолиты, щелочные и нефелиновые сиениты); 3) ореолы вмещающих пород, подвергшихся щелочному метасоматозу и превратившихся в фениты; 4) карбонатиты (рис. 18)

Рис. 18 Общая схема строения карбонатного месторождения:

1 - щелочные породы; 2 - ультраосновные породы; 3 - гнейсы; 4 - фениты; 5 - шток карбонатитов; 6 - жилы карбонатитов.

Причем зональность может быть различна. Так, на Ковдорском массиве от периферии к центру наблюдаются дуниты-перидотиты, щелочные породы, ореолы метасоматических пород - фенитов, карбонатиты. На Кондерском массиве зональность обратная - в центре ультраосновные породы, на периферии щелочные породы и карбонатиты (рис.19).



Рис. 19. Схематическая геологическая карта Ковдорского массива, по В.И. Терновому, Б.В. Афанасьеву, Б.И. Сулимову

1 - сунгулитовые породы; 2 - карбонатиты; 3 - апатит-форстеритовые породы; 4 - магнетитовые руды; 5 и 6 - флогопит-диопсид-форстеритовые гигантозернистые (5) и средне- и крупнозернистые (6) породы; 7 - оливиниты флогопитизированные и диопсидизированные; 8 - гранатовые автоскарны; 9 - монтичеллитолиты; 10 - мелилитолиты; 11 - турьяиты; 12 - пироксениты; 13 - слюдиты и слюдяно-пироксеновые породы; 14 - нефелиновые пироксениты; 15 - полевошпатовые ийолиты и нефелиновые сиениты; 16 - ийолит-уртиты; 17 - ийолит-мельтейгиты; 18 - оливиниты; 19 - фениты; 20 - гранитогнейсы.

По условиям формирования среди карбонатитовых массивов можно выделить "открытые" и "закрытые". К первым относятся массивы, достигшие дневной поверхности. В этом случае возникали вулканы, жерла которых выполнены эффузивами. Массивы такого типа широко распространены в Африке, Восточной Сибири (Гулинский - 2000 км ²); их площадь изменяется от одного до десятков квадратных километров. В них устанавливается вертикальная зональность: с глубиной уменьшается количество карбонатитов и щелочных пород и увеличивается количество гипербазитов.

"Закрытые" или "сложные" массивы в период формирования не имели выхода на дневную поверхность. Максимальное развитие в них карбонатитов отмечается на более глубоких горизонтах, чем в "открытых" массивах.

А.А. Фролов (1975) указывает, что карбонатитовые месторождения могут образовываться на разных глубинах. Он выделяет следующие уровни (фации) глубинности: 1) поверхностный 1-1,5 км (вулканическая и субвулканическая фации); 2) малый 2,5-3 км (гипабиссальная фация); 3) средний 5-6 км (мезоабиссальный); 4) глубокий 8-10 км (абиссальный).

В карбонатитах установлен стадийный характер минералообразования: в первую стадию формируются крупнозернистые кальциты с минералами титана и циркония; во вторую - среднезернистые кальциты с дополнительными минералами титана, урана, тория; в третью - мелкозернистый кальцит-доломитовый агрегат с ниобиевой минерализацией; в четвертую - мелкозернистые массы доломит-анкеритового состава с редкоземельными карбонатами. Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая, плойчатая, структура - разнозернистая.

Генезис карбонатитов до настоящего времени считается вопросом дискуссионным. Превалирующими являются две гипотезы: собственно магматическая и гидротермально-метасоматическая.

Магматическая гипотеза. Форма тел карбонатитов говорит о возможном их образовании при раскристаллизации из магматического расплава. Об этом свидетельствуют обломки вмещающих пород в карбонатитах, флюидная текстура некоторых карбонатитов, наличие в составе карбонатитов остывших расплавленных включений с температурой гомогенизации 880-558^оС. Последнее обстоятельство позволило поставить вопрос о явлении магматической ликвации с отделением карбонатного расплава при температуре 900±50^оС. Эти представления подтверждаются экспериментальными данными.

Гидротермальная гипотеза. Никто из исследователей не отрицает наличие карбонатитов гидротермально-метасоматического происхождения. В пользу этой гипотезы свидетельствуют следующие данные: наличие постепенных переходов от карбонатитов к замещаемым им породам; наличие реликтов незамещенных силикатных пород, пронизанные сетью прожилков; метасоматическая зональность в распределении минеральных ассоциаций, на контакте карбонатных и силикатных пород; зависимость состава темноцветных и акцессорных минералов карбонатитов от состава замещаемых силикатных пород; избирательный характер карбонатного метасоматоза.

Комплексная гипотеза. Карбонатиты имеют комбинированное происхождение, их образование начинается на магматическом этапе и продолжается на гидротермальном. Каждый этап включает несколько стадий, связанных с последовательным внедрением порций магматических расплавов: ультраосновного, щелочного, карбонатного, а также различных по составу и температурам порций гидротермальных растворов. Внедрение расплавов и растворов осуществляется по цилиндрическим, коническим, радиальным трещинам в остывающем многофазовом интрузиве.

Примеры месторождений. Карбонатиты имеют важное промышленное значение. С ними связаны основные ресурсы тантала, ниобия, редких земель, существенные запасы титана, железных руд, флюорита, флогопита, апатита и др.

Минеральные типы рудоносных карбонатитов отвечают различным уровням их возникновения и последующего эрозионного среза.

На глубине 3-6 км от поверхности формируются железо, ниобий, фосфор (рис.20). В средней зоне (3-2,5 км) - ниобий, тантал, редкие земли, церий, селен, фосфор, железо, флогопит. В верхней зоне из постмагматических (посткарбонатитовых) растворов образуются флюорит, барит, стронцианит. И в приповерхностной зоне накапливаются торий, редкие земли.



Рис. 20 Схематический вертикальный разрез рудоносного карбонатитового штока:

1 - карбонатиты; 2 - ультраосновные-щелочные породы; 3 - осадочно- метаморфические породы.

Главными типами промышленных месторождений являются следующие:

1) апатит-магнетитовые карбонатиты известны на Кольском полуострове (Ковдорское), в Африке, Канаде, Бразилии; запасы железной руды достигают сотен миллионов тонн при содержании железа от 20 до 70%; запасы апатита сопоставимы по масштабам при содержании P₂O₅ 10 - 15 %;

2) флогопитовые карбонатиты, образованные на контакте железо-магнезиальных пород со щелочными и представленные крупными зонами слюд, флогопитовыми жилами и прожилками. В коре выветривания по флогопитам на Ковдорском месторождении образовываются богатые залежи вермикулитовых руд;

3) Сульфидоносные карьонатиты- месторождение медных руд Палабора (ЮАР) с запасами меди 1,5 млн. т., а также свинцово-цинковые руды Южная Сибирь

Проектное задание: Изучить особенности формирования карбонатитовых месторождений.

Вопросы для самоконтроля знаний:

1. Что такое карбонатиты?

2. С какими комплексами пород связаны карбонатиты?

3. В каких геологических обстановках образуются карбонатиты?

4. Форма рудных тел карбонатитов.

5. Типоморфные минералы карбонатитов.

6. Зональность карбонатитовых месторождений

7. Какие выделяются группы карбонатитов по составу полезных ископаемых?

8. Какие геологические структуры контролируют карбонатитовые месторождения полезных ископаемых?

9. Назовите отличие "открытых" и "закрытых" карбонатитов.

10. Глубины образования карбонатитов

11. Температуры и давления образования карбонатитов.

12. Магматическая гипотеза образования карбонатитов

13. Признаки гидротермально-метасоматического происхождения карбонатов.

14. Комплексная гипотеза образования карбонатитов.

15. Геологический возраст карбонатитовых месторождений.

16. Полезные ископаемые карбонатитов и примеры месторождений.

Литература [1, с. 66-74] [2, с.82-86] [3, с. 144-162]

Тема 7. Альбитит-грейзеновые месторождения

Общая характеристика альбитит-грейзеновые месторождения. Геохимическая перегруппировка породообразующих элементов и типомофных металлов при формировании альбититов и грейзенов. Физико-химические условия месторождений. Полезные ископаемые и примеры альбититовых и грейзеновых месторождений.

Альбититы и грейзены объединяют общность происхождения, локализация и источник рудообразующих веществ. В общем типичном случае они связаны с апикальными выступами массивов кислых и щелочных гипабиссальных изверженных пород, подвергшихся постмагматическому щелочному метасоматозу. При этом вследствие натрового метасоматоза, апикальные части гранитных куполов и их апофиз были альбитизированы, а избыток калия вынесен и связан в грейзенах, сформировавшихся по границе альбитизированных гранитов и вмещающих их пород, а также вблизи кровли интрузивов среди вмещающих пород. В результате перегруппировки компонентов в альбититах накапливается натрий, а в слюдяных грейзенах - калий. При этом происходит рафинирование породы от металлических элементов - примесей и переотложение их частично в альбититах, а частично в грейзенах. В альбититах накапливается цирконий, ниобий и торий, а в грейзенах - беррилий, литий, олово, вольфрам.

Единство процесса возникновения альбититов и грейзенов не всегда приводит к их совместному образованию и нахождению. Формирование альбитит-грейзеновых месторождений происходило за счет воздействия восходящих горячих и химически агрессивных растворов на раскристаллизовавшуюся интрузивную породу. Постмагматические растворы являлись производными тех же кислых или щелочных магм, из которых формировались интрузивы. "Пропитывая" всю массу уже застывших интрузивов по пути следования вверх к кровле интрузива, растворы перегруппировывали породообразующие элементы.

Вначале развивался калиевый метасоматоз - ранняя микроклинизация(рис.21), которая происходила обычно в ядерных частях массива при температурах 650-580С в обстановке повышенных давлений. Затем происходила инверсия процесса и активизировался натриевый метасоматоз при температурах 550-400С, что приводило к ранней альбитизации периферических зон массивов в условиях пониженного давления. Процесс происходил на фоне восходящей кислотности раствора. При этом калий выносился и сменялся натрием. Растворы оставались ещё надкритическими.

Максимальная кислотность растворов наступала в следующую стадию метасоматоза - стадию грейзенизации. Растворы, поднимаясь к кровле массивов и в их надапикальные части, переходили из "надкритических" в гидротермальные. Температуры при этом снижались от 450 до 200С. В условиях повышенной активности фтора, бора из интрузивных пород выносились щелочи, алюминий, рудные элементы примеси. Так, в верхних частях интрузивов и над ними формировались грейзены.

В природе чаще имеются грейзеновые месторождения без альбититов и альбититовые без грейзенов.

Рис. 21 Схема перераспределения некоторых элементов при метасоматическом преобразовании гранитов

1. -альбит, 2.-микроклинизированный гранит, 3.-породы кровли, 4.- грейзены

Альбититовые и грейзеновые месторождения формировались в среднюю и позднюю стадии геосинклинального цикла, а также при активизации магматической деятельности на древних платформах. Альбитизация характерна для щелочных метасоматитов древних щитов, для контактовых частей щелочных массивов (каледониды Тянь-Шаня) для районов распространения скарновых месторождений (Северный и Средний Урал), для рудных полей грейзеновых и апогранитовых месторождений (Забайкалье). За границей значительные месторождения альбититов и грейзенов известны в Индонезии, Китае, Бирме, Австралии, Южной Америке, Испании, Чехословакии и др.

При общности физико-химических условий образования альбититовых и грейзеновых месторождений они различаются в деталях процесса. Альбититы возникают раньше, из более высокотемпературных щелочных надкритических растворов в тыловой части метасоматической колонны, а грейзены - позже, из менее высокотемпературных кислых растворов по фронту метасоматоза.

Альбититовые месторождения.

Термин альбититы возник в советской геологической литературе в пятидесятых годах после обнаружения А.Беусом этих месторождений в Восточном Забайкалье. Они представляют собой штокообразные массы метасоматически преобразованных куполов и апофиз материнских изверженных пород (рис.22), достигающие по площади нескольких квадратных км и распространяющиеся на глубину на первые сотни метров (до 600 м).

Рис. 22. Межпластовый купол бериллийсодержащих мусковит-альбитовых апогоранитов Восточного Забайкалья. По А.А. Беусу и др., 1962 г.

1 - мусковит-альбитовые граниты; 2 - мусковит-альбитовые граниты с интенсивным проявлением грейзенизации; 3 - песчано-сланцевые породы.

Альбитит представляет собой лейкократовую породу, в которой на фоне основной мелкозернистой альбитовой массы наблюдаются порфировые выделения кварца и микроклина, а также пластинки слюды и реже щелочного амфибола (рибекита). Различные альбититы характеризуются единым перегенизисом главных минералов, состоящим из альбита, микроклина и кварца. Для этих месторождений обычна вертикальная зональность, которая выражается в развитии следующих зон (снизу вверх):

биотитовые граниты (Mi, Pl, Q; Bi), двуслюдяные граниты (Mi, Pl; Q; Bi, Mus), альбитизированные граниты (Mi, Ab, Q, Mus), альбититы (Ab, Q, Mus), грейзены (Mus, Q).

В зависимости от состава исходных пород меняется и состав полезных ископаемых в альбититах различного происхождения: в альбититах по гранитам нормального ряда ведущим является бериллий (берилл); в альбититах по гранитам субщелочного ряда - литий, рубидий, тантал и ниобий (лепидолит, циннвальдит); в альбититах по гранитам щелочного ряда - цирконий, ниобий, иттриевые редкие земли (циркон, танталит-колумбит, пирохлор). Содержание компонентов: ниобия до 0,3%; циркония до 0,7%; лития до 0,05-0,06%.

Грейзеновые месторождения.

Грейзен - старинный термин немецких рудокопов (greisen - по-немецки "расщепление"). Такое название связано с тем, что типичный грейзен состоит из легко расщепляющегося агрегата слюды - мусковита, кварца, местами турмалина, топаза, флюорита и рудных минералов.

Главная масса грейзенов формировалась в апикальных выступах гранитных массивов и алюмосиликатных породах их кровли (песчаники, сланцы, эффузивы и туфы); реже они возникали в основных и карбонатных породах кровли (рис.23).



Рис. 23. Схематический поперечный геологический разрез грейзенового месторождения в известняках у контакта с гранитом. По И. Говорову.

1 - порфиритоиды; 2 - слюдисто-флюоритовые грейзены; 3 - диаспор-топаз-флюоритовые грейзены; 4 - топаз-флюоритовые грейзены; 5 - кварц-топазовые грейзены; 6 - сильно грейзенизированные граниты; 7 - умеренно грейзенизированные граниты; 8 - слабо грейзенизированные граниты; 9 - известняки.

Грейзены, возникающие в различных породах, обладают зональным строением и характерным набором фаций (рисунок). В связи с тем, что грейзены располагаются как среди магматических пород, так и в породах кровли, среди них выделяются: эндогрейзены и экзогрейзены.

Грейзеновые месторождения имеют форму: 1) штоков, возникающих при массовом метасоматозе; 2) штокверков, образующихся по густой сети мелких трещин; 3) жил, следующих вдоль разобщенных трещин. Первые формы преобладают среди эндогрейзенов, последние - среди экзогрейзенов.

В грейзенах всех разновидностей сосредоточены ресурсы: 1) олова (касситерит); 2) вольфрама (вольфралит); 3) лития (лепидолит, циннвальдит); 4) бериллия (берилл, хризоберилл). Известны месторождения простые однометальные и комплексные: оловянно-вольфрамовые, вольфрам-молибденовые, молибден-берилловые и другие.

Спокойненское в Забайкалье, Акчатау в Казахстане), касситерит-топаз кварцевый (Этыка в Забайкалье) и комплексный вольфрамит-молибденит-топаз-кварцевый. Примером комплексного грейзенового месторождения является месторождение Восточный Коунрад (Казахстан) с ниобием, танталом, цирконием, торием, оловом, вольфрамом, молибденом, бериллием, висмутом.

Проектное задание: Изучить особенности формирования альбитит-грейзеновых месторождений.

Вопросы для самоконтроля знаний:

1. Что такое альбититы?

2. Что такое грейзены?

3. С какими магматическими породами связано формирование альбитов и грейзенов?

4. Откуда берутся металлы?

5. Общая схема перераспределения главнейших породообразующих элементов.

6. Геологические структуры альбитит-грейзеновых месторождений.

7. Формы рудных тел грейзенов и альбититов.

8. Что такое эндо- и экзогрейзены?

9. Геологический возраст альбитит-грейзеновых месторождений.

10. Что такое фениты?

11. Физико-химические условия образования альбитит грейзеновых месторождений.

12. Что такое "линейные альбититы"?

13. Полезные ископаемые альбититовых месторождений.

14. Полезные ископаемые грейзеновых месторождений.

Литература [1, с. 92-102] [2, с.120-126] [3, с. 208-222]

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 400С, магнезиальных магматической стадии от 1000 до 650С, магнезиальных послемагматической стадии от 650 до 450С. Процесс образования скарновых месторождений многостадийный. Так, на полиметаллическом скарновом месторождении Верхнее (Приморский край) минералообразование протекало в четыре стадии:1) предрудную скарновую - волластонит-гранатовую (свыше 600С), 2) скарново-сульфидную (600-400С), 3) сфалерито-галенитовую (350-120С), 4) халцедон-кальцитовую (100-20С), минералы которых отлагались в виде друз в открытых полостях. Таким образом начальная температура скарнообразования не превышает 900С, 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 - 800-400С. 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 200С и даже ниже.

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]

Тема 9. (2 часа) Гидротермальные месторождения

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 (80-96С) 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.

...