Геология месторождений полезных ископаемых (семестровый курс лекций)

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 разобщающиес\я 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 км ³ 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/см ³ и потерю воды 9%, то при метаморфизме 1 км ³ 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?

11. Назовите источники воды гидротермальных систем.

12. Что является источником минерального вещества гидротермальных систем?

13. Что такое метасоматоз?

14. Чем отличается интрарудный и избирательный метасоматоз?

15. Температурная классификация гидротермальных месторождений.

16. Генетическая классификация гидротермальных месторождений?

17. Как образуются плутоногенно-гидротермальные месторождения?

18. Как образуются вулканогенно-гидротермальные месторождения?

19. Какие температуры характерны для вулканогенно-гидротермальных месторождений?

20. Какие месторождения принято относить к "амагматогенным"?

21. Дайте трактовку существующим гипотезам их образования.

22. Привести пример стратиформных месторождений.

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

Тема 10. (2 часа) Колчеданные месторождения

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), месторождения пространственно 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]

Экзогенная серия.

Тема 11. (2 часа). Месторождения выветривания

Общая характеристика. Агенты выветривания. Профили выветривания. Предпосылки для образования месторождений выветривания. Морфологические типы месторождений (площадной, линейный, карстовый). Остаточные месторождения. Инфильтрационные месторождения. Кора выветривания месторождений полезных ископаемых.

Вопрос 1.Общая характеристика.

В данную группу отнесены месторождения, образование которых непосредственно связано с процессами выветривания. Они включают месторождения бокситов (95% мировых запасов), железа, марганца, никеля, редких металлов, золота, каолина, апатита, магнезита, талька, барита, цеолитов, монтмориллонита, камнесамоцветного сырья.

Кора выветривания - это самостоятельная континентальная геологическая формация, возникающая под воздействием атмосферных и биогенных агентов на коренные породы, выведенные на дневную поверхность, и представленная продуктами механического, химического и биохимического разрушения этих пород. Кора выветривания служит мощным источником минеральной массы для всех экзогенных месторождений.

Месторождения выветривания приурочены к корам выветривания (хемогенному элювию и представляют собой гипсометрически несмещенные продукты глубокого химического преобразования пород в зоне гипергенеза.

Процессы выветривания протекают в самой верхней части литосферы, при атмосферном давлении и небольших колебаниях температур.

Кора выветривания является мощным источником минеральной массы идущей на образование экзогенных групп месторождений полезных ископаемых. С выветриванием связано возникновение россыпей. Кора выветривания выступает в роли поставщика материалов, сносимых с континентов при образовании многих осадочных, прибрежных, озерных и морских месторождений.

Формирование месторождений выветривания обусловлено перегруппировкой минеральной массы глубинных пород, химически неустойчивых в термодинамических условиях приповерхностной части земной коры. Кора выветривания распространяется вглубь Земли до уровня грунтовых вод (обычно 20 - 100 м от поверхности и редко до 200 м). Для образования месторождений, связанных с химическим выветриванием необходимо сочетание целого ряда факторов - климата, рельефа, состава пород субстрата, уровень грунтовых вод, тектонические процессы, а также действия необходимых агентов выветривания.

Вопрос 2. Агенты выветривания.

К основным агентам выветривания относятся вода, кислород, углекислота, микроорганизмы, аминокислоты, колебания температуры.

Вода является наиболее действенным агентом выветривания. Она осуществляет - растворение, перенос, и отложение природных химических соединений в коре выветривания. Главным источником воды в коре выветривания являются атмосферные осадки просачивающиеся в глубь земли (рис.37).



Рис.37 Схема циркуляции подземных вод при благоприятных условиях инфильтрации осадков (по В. Смирнову)

Горизонты речной воды: ПГВ - паводковый, МГВ - меженный

Наиболее активные реакции разложения горных пород с участием подземных вод происходит в зоне аэрации выше уровня грунтовых вод.

Кислород и углекислота играют важную роль в процессах окисления. Кислоты неорганического и органического состава учувствуют в процессе разложения горных пород, придавая определенную химическую направленность. Живые организмы, главным образом бактерии и растения, принимают участие в преобразовании гонных пород у поверхности земли. Температура колеблется в узких рамках (от + 20 до -20 С ⁰). Изменение температуры меняет растворимость газов в воде и в связи с этим изменяет темп реакции по разложению породообразующих минералов.

При разложении коренных пород в коре выветривания важную роль играют реакции окисления, гидратации, гидролиза и частично, диализа. Химическое выветривание чаще всего начинается с окисления. Окисление происходит по-разному в различных геологических обстановках и климатических условиях. Обычно этому процессу подвержены соединения железа, магния, никеля, кобальта, т. е. металлов, сравнительно легко вступающих во взаимодействие с кислородом. В то же время алюмосиликаты и силикаты (наиболее развитые породообразующие минералы) при воздействии на них поверхностных растворов, богатых кислородом, разлагаются. При этом слагающие их компоненты - щелочные металлы и даже кремнезем переходят в раствор. При разложении легче удаляются неметаллические элементы, тогда как металлы часто накапливаются в коре. К энергично выносимым относятся хлор, бром и сера, к легко выносимым - кальций, натрий, калий и фтор, к подвижным кремнезем фосфор, марганец, кобальт, никель и медь, а к инертным - железо, алюминий и титан.

Профили выветривания.

В результате разложения коренных пород и избирательной миграции элементов возникает кора выветривания разного состава (или разного профиля выветривания) с характерными полезными ископаемыми. Профиль выветривания определяется, прежде всего, по степени разложения породообразующих силикатов, выражаемой соотношением кремния и алюминия в её минеральной массе. Различают следующие профили выветривания:

1. гидрослюдистый с элювиальными россыпями характеризуется изменением силикатов в реакциях гидратации и гидролиза без существенного выноса кремнезема. Типорфные минералы - гидрослюда, гидрохлорит, бейделлит, монтмориллонит. Для полезных ископаемых этот тип малосущественен. Иногда с ним связывают золотоносные коры выветривания.

2. каолин-гидрослюдистый (глинистый) с месторождениями глин и каолинита, маршаллита, фосфоритов, магнезита, бирюзы. Профиль отличается частичным выносом кремнезема. Типоморфными минералами являются каолинит, галлуазит, нонтронит и кварц. Характерны месторождения глин и каолина.

3. латеритный с бокситами, кобальт-железо-никелевыми месторождениями. Характерно полное нарушение связей между глиноземом и кремнеземом, интенсивная миграция (вынос из субстрата) щелочей, кремнезема и накопление гидрооксидов алюминия, оксидов и гидроксидов железа, водных силикатов никеля и кобальта, окислов марганца.

Предпосылки для образования месторождений выветривания.

К главным факторам выветривания относятся: климат, состав исходных пород, тектонический режим, геоморфологические и гидрогеологические условия.

Климат Главными элементами климатических условий являются температура воздуха и количество осадков. Наиболее совершенные климатические условия для формирования кор выветривания складываются в тропиках с круглогодичной высокой температурой воздуха и с длительными периодами непрерывного увлажнения почвы, а наименее благоприятные - в суровом климате заснеженных приполярных областях (рис. 38). Климат со временем меняется и там где раньше были тропические условия (например, на Южном Урале или на Колыме), сейчас установился климат средних и северных широт.

Состав исходных пород Непременным условием для формирования рудоносных кор является также наличие ценных компонентов в исходных породах (субстрате). Ультраосновные и основные породы, в состав которых входят фемические минералы, разлагаются быстрее и наиболее легко образуют коры выветривания. К коре выветривания этих пород приурочены месторождения железа (бурый железняк), никеля (силикатные руды), бокситов. Кислые породы, состав которых определяется преобладанием сиалических минералов, преобразуется медленнее. В корах выветривания кислых пород возникают месторождения глин и бокситов.

Тропический пояс

Рис. 38 Схема образования коры выветривания в умеренном и тропическом поясах Земли. По Н.М. Страхову.

1 - свежая порода;2--5-- зоны: 2-- дресвы, 3--гидрослюдистая, 4 - каолиновая, 5 - охр; 6 - осадки; 7 - температура; 8 - растительный отпад.

Тектонический режим. Для месторождений выветривания особое значение имеют расколы площадей распространения коры выветривания на тектонические блоки и перемещения этих блоков друг относительно друга. При этом могут возникнуть три ситуации, влияющие на сохранность месторождений выветривания;

1. месторождения оказываются на приподнятых блоках, разрушаются эрозией и не сохраняются;

2. месторождения погружаются в нисходящих блоках, перекрываются мощными толщами молодых осадков, оказываются глубоко захороненными и труднодоступными;

3. месторождения кор выветривания сохраняются под тонким покровом молодых отложений стабильных тектонических блоков.

Рельеф. Сильно расчлененный высокогорный рельеф местности, в условиях которого физическое разрушение склонов ущелий опережает химическое разложение слагающих их пород, неблагоприятен для развития коры выветривания. Также не благоприятен сильно сглаженный равнинный ландшафт, особенно с высоким стоянием грунтовых вод. Оптимальные условия среднегорный, холмистый рельеф. По данным Б.Михайлова при одинаковом климате и субстрате на речных террасах формируются каолины, а на пенепленах - бокситы. Благоприятный рельеф формируются с тесной связи с тектоническим фактором.

Уровень грунтовых вод Месторождения кор выветривания развиваются вниз от дневной поверхности до уровня грунтовых вод. Если этот уровень медленно опускается и на него наступает химическое разложение, это приведет к образованию мощной коры выветривания. Если со временем уровень грунтовых вод поднимется и перекроет кору выветривания, то развитие ее прекратится, а созданные месторождения законсервируются под грунтовыми водами.

Выявленные коры выветривания с их месторождениями, принадлежат разным эпохам - от древнейших до самых юных.

Типы месторождений.

По форме и условиям нахождения тел полезных ископаемых различают месторождения площадной, линейной и приконтактовой коры выветривания.

Месторождения площадной коры плащом покрывают коренные породы (рис 39). Нижняя граница плащеобразных залежей сложная, неровная, размеры в поперечнике от десятков до тысяч метром, мощность - до первых десятков метров.

Месторождения линейной коры выветривания имеют форму жилообразных тел, которые развиваются по системам трещин до глубины 100-200 метров (рис.40).

Приконтактовые (контактово-карстовые) месторождения выветривания размещены вдоль контакта растворимых пород (например, карбонатных) и пород (рис.41), поставляющих минеральное вещество при разложении (например, никель содержащий серпентинит).



Рис. 39 Месторождения площадной коры выветривания на змеевиках

1.-покровные породы; 2.-охристо-глинистая порода; 3-5.-змеевики; 3.-нонтрититизированные со скоплением минералов никеля; 4.-разложенные со скоплениями минералов никеля; 5.-неразложенные

Рис. 40 Месторождения линейной коры выветривания в змеевиках

1.-неразложенные; 2.- выветрелые со скоплениями минералов никеля; 3.- охристо-глинистая порода; 4.-зона трещенноватости

Рис. 41 Месторождения приконтактовой (карстовой) коры выветривания

1.-серпентиниты;2.-известняки;3.-карстовые отложения;4.-руда

В зависимости от способа накопления вещества полезного ископаемого, месторождения выветривания делятся на остаточные и инфильтрационные.

Остаточные месторождения формируются вследствие растворения и выноса грунтовыми водами минеральной массы горных пород, не имеющей ценности, и накопления в остатке вещества полезного ископаемого. Форма тел - плащеобразная. Пример - месторождения каолина (Глуховецкое на Украине), бокситов (Боке в Гвинее) (рис.42), гарниерит-нантронитовые месторождения силикатных никелевых (с кобальтом) руд (Кимперсайское, Халиловское, Верхнеуфалейское на Южном Урале), на Кубе и др.

Рис. 42 Схема строения бокситорудных залежей месторождения Боке (Гвинея) по И. Дубовской, Б.Одокию

1,2-бокситы; 1.-структурные; 2.-обломочные; 3.-аллиты, каолиновые глины; 4.-граполитовые сланцы и другие терригенные породы ордовика

Инфильтрационные месторождения возникают при растворении грунтовыми водами ценных компонентов, их фильтрации и переотложении вещества в нижней части коры выветривания. Так возникает ряд месторождений полезных ископаемых: железа, марганца, меди, урана, ванадия, радия, фосфоритов, гипса, боратов, магнезита, исландского шпата.

Наиболее важное промышленное значение имеют инфильтрационные месторождения урана. Они возникают в связи с деятельностью подземных вод глубокой циркуляции (рис. 43). Источником урана являются горные породы, содержащие повышенные концентрации этого элемента, входящего в состав акцессорных минералов. В результате их разложения при процессах выветривания уран переходит в растворы и переносится грунтовыми водами в виде соединений уранила. Выделение урана из растворов в вилле настурана и урановых черней обусловлено действием различных восстановителей - углистого вещества, битумоидов, сероводорода и др. пример месторождения урана плато Колорадо (США), Набарлек (Австралия), Раббит-Лейк (Канада)

Рис. 43 Схема зонального строения инфильтрационного уранового месторождения

1.-водоупорные породы (глины); 2.-вышелоченный песчаник; 3.-свежий песчаник; 4.-переотложенная урановая руда; 5.-направление движения грунтовых вод

Кора выветривания месторождений полезных ископаемых

При химическом и физическом выветривании тела полезных ископаемых, выведенных на поверхность земли, также претерпевают существенные изменения минерального, химического состава и строения. Приповерхностное изменение тел полезных ископаемых связано с тем, что минералы попадая в обстановку высокого кислородного потенциала близ поверхности земли, оказываются в ней неустойчивыми и подвергаются разложению. При этом образуются новые соединения, часть которых сохраняется на месте, другая часть мигрирует и переотлагаются поблизости, а третья часть выносится за пределы рудных залежей и рассевается. Примеры месторождений: железных руд Бокал (Урал), Елизаветинское (Средний Урал), Аккермановское, Ново-Киевское (Южный Урал).

Наибольшие преобразования происходят при выветривании сульфидных рудных тел, пластов угля, залежей минеральных солей, серы.

В зоне окисления сульфидных рудных тел выделяется приповерхностный слой; зона окисленных руд; зона вторичного обогащения и зона первичных руд (рис. 44).

Зона окисления. Сульфиды в зоне окисления под воздействием воды с растворенными в ней кислородом и углекислотой, а также обычно находящейся в ней в этих условиях серной кислотой сульфиды переходят в сульфаты. Сульфаты являются неустойчивыми и окисляются далее, конечными продуктами измененных руд окажутся оксиды, гидроксиды, карбонаты.

Рис. 44 Схема соотношения измененной части рудного тела и зон циркуляции приповерхностных вод среди пород равной проницаемости.

В результате этих преобразований в верхней части сульфидных рудных тел накапливаются массы гидроксидов железа (бурых железняков), образующие так называемую "железную шляпу"

Зона вторичного обогащения формируется близ уровня грунтовых вод при переотложении части металла, выщелоченного из зоны окисления. Здесь происходит отложение вторичных минералов. Для возникновения зоны вторичного обогащения необходимо, чтобы в зоне окисления получились легкорастворимые соединения, чтобы они не реагировали с осадителями вмещающих пород, чтобы они при переходе из окислительной и кислотной верхней части рудных тел в щелочную среду из нижней части выпадали в осадок. Это характерно для месторождений меди, урана, серебра, золота.

Проектное задание: Изучить особенности формирования месторождений выветривания.

Вопросы для самоконтроля знаний:

1. Что такое кора выветривания?

2. Как разделяются коры выветривания в зависимости от формы и условий нахождения тел полезных ископаемых?

3. Какие существуют агенты выветривания?

4. Назовите профили выветривания.

5. Факторы выветривания.

6. Остаточные месторождения (определение)

7. Полезные ископаемые и примеры остаточных месторождений.

8. Инфильтрационные месторождения (определение).

9. Полезные ископаемые и примеры инфильтрационных месторождений.

10. В каких климатических условиях образуется каолиновая кора выветривания?

11. Что такое зона окисления на сульфидных месторождениях?

12. Схема химических преобразований сульфидных руд в зоне окисления.

13. Что такое зона вторичного обогащения руд?

14. Примеры месторождений кор выветривания полезных ископаемых.

Литература [1, с.196-220] [2, с.173-205] [3, с.371-418] [9]

Тема 12. (2 часа) Россыпные месторождения

Общая характеристика. Типы россыпей (элювиальные, делювиальные, пролювиальные, литоральные, аллювиальные). Предпосылки формирования россыпей. Строение аллювиальной россыпи.

Месторождения россыпей возникают благодаря концентрации ценных компонентов среди обломочных отложений в процессе разрушения и переотложения вещества горных пород и ранее существовавших месторождений полезных ископаемых, претерпевших физическое и химическое выветривание. По различным классификациям россыпные месторождения выделяют в виде самостоятельной группы или включают в осадочную группу как механический класс.

Полезные минералы россыпей включают в себя: золото, платину и платиноиды, уран, терра-роса, ниобий, вольфрам, бериллий, ртуть, железо, медь, драгоценные и поделочные камни - алмазы, изумруды, гранаты, корунд и др., а также - формовочные, строительные и стекольные пески.

Экономическое значение россыпных месторождений весьма значительное, что обусловлено рядом причин: малыми затратами при отработке поверхностных рыхлых образований с применением высокоэффективных способов добычи и обогащения (драги, сепараторы и пр.); присутствием весьма ценных полезных компонентов (алмазы, платина, золото и др.); часто встречающимся комплексом полезных компонентов (циркон-рутил-ильменитовые, алмазоносные золотые и др.); быстрой оборачиваемостью вложенных в разработку месторождений средств. Освоение россыпей дает примерно половину мировой добычи алмазов, ильменита, вольфрамита, шеелита, касситерита; около 20 - 30% золота, платины и значительный процент ряда других полезных компонентов.

...