Презентация на тему: МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
Схематический широтный разрез через южную часть месторождения НОРИЛЬСК-1
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
Месторождения кристаллизационного класса
Раннемагматический подкласс
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
Позднемагматический подкласс
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
Месторождения карбонатитовой группы
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
Месторождения пегматитовой группы
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
Метасоматически замещенные (зональные или камерные) пегматиты
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
Месторождения альбитит-грейзеновой группы
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
Месторождения скарновой группы
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
Месторождения гидротермальной группы
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
Месторождения вулканогенно-осадочной группы
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭКЗОГЕННОЙ СЕРИИ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
Месторождения осадочной группы
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТРОЖДЕНИЯ МЕТАМОРФОГЕННОЙ СЕРИИ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса
1/70
Средняя оценка: 4.9/5 (всего оценок: 48)
Код скопирован в буфер обмена
Скачать (3398 Кб)
1

Первый слайд презентации: МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса

Ликвация - это разделение магматического расплава на две несмешивающихся части-тяжёлую рудную (сульфидную или хромитовую) и лёгкую силикатную. По мнению А.А.Маракушева (1993) процессы ликвации играют ведущую роль в дифференциации магматических расплавов. Они приводят к образованию магм различного состава, в том числе и магм, обогащенных полезными компонентами. Породы габбровой и щелочной формации в условиях активизированных платформ образуют пологие плоские расслоенные массивы. Характерным является зональное строение: у/основные породы в основании и менее основные к вершине массива. Благоприятные условия : 1) крупные разломы краевых или центральных частей плаформ; 2) пологие синклинальные складки. Представлены : 1)сульфидные Cu-Ni и хромит-титаномагнетитовые руды габбровой формации; 2)редкоземельные минералы щелочных пород.

Изображение слайда
2

Слайд 2: Схематический широтный разрез через южную часть месторождения НОРИЛЬСК-1

Породы эффузивной толщи Лабрадоровые порфириты и титан-авгитовые долериты (интрузивные) Песчаники и сланцы тунгусской свиты Контур вкрапленного оруденения F - ` габбро-диориты и габбро-долериты: - оливиновые; - оливин-биотитовые; - пикритовые; - такситовые; - контактовые.

Изображение слайда
3

Слайд 3

Сульфидные Cu-Ni месторождения. В процессе образования ликвационных месторождений выделяют три стадии: 1) излияние лав и образование толщи вулканогенно-осадочных пород платформы (траппы); 2) внедрение пластовых расслоенных рудоносных интрузий толеитового состава; 3) внедрение даек основного состава. Ликвация начинается при охлаждении расплава ниже 1500оС, температура начала кристаллизации силикатного габброидного расплава составляет порядка 950оС, а сульфидного - порядка 300оС. Следовательно, в интервале температур от 1500 до 950о будет происходить выделение капель сульфидной жидкости в силикатной. Материнские породы : гипабиссальные интрузии габбрового состава, представляют собой сложный и длительно живущий комплекс у/основных-основных горных пород.

Изображение слайда
4

Слайд 4

Сульфидная часть магм, имеющаяе значительно большую плотность по сравнению с окружающим силикатным расплавом, будут стремиться опуститься в нижнюю часть магматической камеры. Если процесс охлаждения будет протекать быстро, капли не успеют соединиться в единую массу и возникнут руды со вкрапленной текстурой. При медленном охлаждении в донной части камеры возникнет слой сульфидного расплава, который впоследствии превратится в пластообразную залежь массивных руд. Охлаждение системы до температуры ниже 800о вызовет переход силикатного расплава в твердое состояние, в то время как сульфидный расплав будет продолжать оставаться в жидком состоянии. В случае возникновения разрывных нарушений он сможет проникать в них, и застывая там образовывать руды жильной, прожилковой или брекчиевидной текстуры. Ниже 300оС система полностью закристаллизуется Минеральный состав руд : пирротин, пентландит, халькопирит, реже миллерит. Не рудные компоненты: оливин, ромбические пироксены, реже гранаты, эпидот, моноклинные пироксены, серпентин и др. Редкие минералы: сперрилит, аргентит, самородное золото, палладий, борнит, халькозин, никелин. Главными полезными химическими элементами руд являются медь, никель и платина, попутными - кобальт, металлы платиновой группы. На некоторых месторождениях из руд попутно получаются золото и серебро, а также селен и теллур, изоморфно замещающие серу в сульфидах. Запасы : сотни млн. тонн. Содержание : Ni-0,4-3 %, Cu-0,5-5 %, Pt-20 г/т. Примеры: Норильский рудный район (Красноярский край), Бушвельдский массив ( ЮАР), Садбери (Канада).

Изображение слайда
5

Слайд 5: Месторождения кристаллизационного класса

Идеи кристаллизационной дифференциации были заложены в 1815 г. Н. Боуэном и развиты в последствии Л.Уэйджером и Г.Брауном (1970). Они заключаются в том, что при охлаждении магматического расплава начинается кристаллизация ранних минералов из преобладающих в расплаве избыточных химических компонентов. Возникшие кристаллы по плотности отличаются от плотности исходного расплава и под действием силы тяжести либо всплывают, либо тонут в нем. В результате отсадки кристаллов с одной стороны образуется слой, состоящий из ранних минералов, а с другой - изменяется состав остаточного расплава в сторону обогащения менее распространенными компонентами. Продукты дифференциации магмы могут кристаллизоваться на глубине в магматических камерах, образуя плутонический ряд месторождений, или на земной поверхности, образуя вулканический ряд месторождений. В зависимости от того, с какой стадией магматического процесса - ранней или поздней, связано образование полезного ископаемого класс кристаллизационных месторождений может быть подразделен на подклассы: раннемагматический и позднемагматический.

Изображение слайда
6

Слайд 6: Раннемагматический подкласс

Месторождения данного подкласса формируются в результате обособления ранних фракций минералов в процессе кристаллизационной дифференциации магматических расплавов верхней мантии. К месторождениям данного п/класса относятся месторождения хромшпинелидо в в перидотитах раннегеосинклинальной стадии развития земной коры с Pt ; алмазоносные кимберлиты и лампроиты платформенной стадии развития земной коры, титаномагнетиты раннегеосинклинальной стадии развития земной коры. Характерными признаками являются : 1) плавный переход от рудных тел к магматическим породам; 2) отчётливый идиоморфизм рудных минералов; 3) рассредоточенныё характер оруденения; 4) общее НИЗКОЕ содержание ценных компонентов, не дающее значительных скоплений. Наиболее значимыми являются месторождения алмазов. Алмазоносные кимберлиты. Представлены кимберлитовыми и лампроитовыми телами. Геологическое положение. Месторождения алмазоносных кимберлитов тяготеют к тектонически ослабленным внутренним частям древних платформ (кратонов), а алмазоносных лампроитов - к их периферическим частям или к древним складчатым поясам, обрамляющим кратоны. Необходимым условием является наличие глубинных региональных разломов (лениаментов), являющихся своего рода подводящими каналами для кимберлитовой или лампроитовой магмы с глубин верхней мантии (100-150 км). Морфология тел. Для залежей полезных ископаемых характерна трубообразная форма, с глубиной трубки сужаются и переходят в дайки. На горизонтальных сечениях они имеют эллипсовидную форму с поперечными размерами в несколько сотен метров, иногда до одного километра. В вертикальном направлении трубки прослежены до одного километра. Максимальный размер трубки в верхнем сечении 1625 Х 1720 м (трубка Мвадуй, Таганьики).

Изображение слайда
7

Слайд 7

Минеральный и петрографический состав кимберлита. Кимберлитовые трубки заполнены гибридной породой (кимберлит), состоящей из нацело измененного первично магматического цемента, в котором заключены минералы-вкрапленники и обломки пород. Цемент обычно представлен тонкозернистым агрегатом серпентина, кальцита, флогопита, перовскита, магнетита и других минералов; минералы-вкрапленники - оливином, цирконом, минералами алмазной ассоциации: пиропом, хромшпинелидом, хром-диопсидом, энстатитом, форстеритом, пикроильменитом, алмазом, гранатом, флогопитом, фаялитом. Обломки представлены автолитами - обломками кимберлита ранних генераций, и ксенолитами - обломками вмещающих осадочных горных пород, высокометаморфизованных пород кристаллического фундамента, магматических пород верхней мантии (дунитов, гранатовых оливинитов, гранатовых и шпинелевых перидотитов, эклогитов и др).

Изображение слайда
8

Слайд 8

Строение кимберлитовой трубки. На вертикальном сечении выделяются три части. В верху располагаются образования кратерной фации, сложенные лавами, карбонатизированными туфами. Ниже располагаются породы диатремовой фации. Это туфы и туфобрекчии, представленные существенно обломочными породами: обломками вмещающих пород, кимберлитов, ксенолитов и автолитовые обломки. Еще ниже находится зона пород гипабиссальной фации - кимберлитов и кимберлитовых брекчий. Породы кратерной фации подвергаются процессам выветривания, в результате чего образуются выветренные кимберлиты – «синяя» и «жёлтая» земля. Сверху, как наиболее разрушенная часть кимберлита, залегает «жёлтая» земля, представленная гидроксидами железа, марганца, глинами, обломками устойчивых минералов. Ниже, с глубин 30-50 м, находится «синяя» земля, менее разрушенная часть кимберлита, представленная хлоритами, г/хлоритами, г/людами и обломками устойчивых пород и минералов. Главным полезным ископаемыми кимберлитовых трубок является алмаз, кроме него в качестве попутных полезных ископаемых могут быть ювелирные пиропы, цирконы, хромдиопсиды и хризолиты. Кристаллы или сростки алмаза находятся главным образом в кимберлитовой породе, а также в ксенолитах пироповых перидотитов и эклогитов. Алмазы довольно равномерно распределены в массе кимберлита, но наиболее крупные кристаллы концентрируются в верхней выветрелой части трубок («жёлтая земля»). На земном шаре известно более 2000 трубок, алмазы установлены в 3% трубок, однако промышленно алмазоносными являются лишь несколько десятков.

Изображение слайда
9

Слайд 9

Физико-химические условия образовани алмазов. Исходя из наличия высокобарических минералов, в том числе и самого алмаза, который, судя по фазовой диаграммы состояния углерода, может образовываться в присутствии флогопита при температуре 1200оС и давлении 45 кбар, что может соответствовать глубине 100 - 150 км, и наличия мантийных ксенолитов можно прийти к выводу, что кимберлиты и лампроиты - это мантийные образования. Схема образования Традиционная модель- гипотеза взрывного непрерывного проникновения магмы от мантии до поверхности земли, либо взрывного прерывистого движения магмы с остановками в промежуточных подземных камерах. Например. Кимберлитовые месторождения Сибирской платформы (трубки Мир, Зарница), Восточно-Европейской (трубки Архангельская, Ломоносовская), Африканской (Кимберли, Премьер), а лампроитовые - Австралийская платформа (трубка Аргайл). Добыча алмазов. Крупнейшие месторождения содержат десятки млн. карат (1 карат – 0,2 г.) Средние содержания 0,5 ct на 1 м3 породы. Добыча алмазов : по весу Россия занимает I место, по стоимости 1 место Ботсвана, а Россия 2 место. По прогнозным ресурсам Россия занимает I место в мире. В России на долю Якутии приходится 99,9 % по весу алмазов, Пермский край – 0,1 %; по стоимости Якутия добывает 98,2 % алмазов, Пермский край 1,8 %. Первые алмазы найдены в Индии (начало XIX в), первая кимберлитовая трубка в ЮАР в 1870 г (Ягерсфонтейн), лампроиты Австралии 1976

Изображение слайда
10

Слайд 10: Позднемагматический подкласс

Включает месторождения хромшпинелидовой, титаномагнетитовой, апатит-магнетитовой, нефелин-апатитовой и лопаритовой формаций. Общие признаки : 1) эпигенетический характер рудных тел (секущие жилы, линзы, трубки), 2) ксеноморфный облик рудных минералов, цементирующий ранние породобразующие силикаты (сидеронитовая структура), 3) крупные масштабы месторождений достаточно концентрированных руд. Они встречаются в двух различных тектонических обстановках: в платформенных обстановках внутриконтинентальных рифтов и в складчатых областях. Платформенные месторождения связаны с расслоенными интрузивами ультраосновного, основного и щелочного составов. Месторождения хромшпинелидовых и титаномагнетитовых руд располагаются в пределах расслоенных интрузий гарцбургит-ортопироксенит-норитовой формации. Форма залежей. Характерна пластообразная форма залежей полезных ископаемых (лакколиты, лапполиты, силлы) и чёткая приуроченность к определенным горизонтам расслоенных комплексов. Причем, чем больше мощность залежей, тем обычно выше содержание полезных компонентов. Месторождения представляют собой совокупность субпараллельных пластообразных тел в расслоенных массивах. Рудные тела представлены жилами, линзами, трубами, гнёздами и полосами массивных и вкрапленных руд. Текстура руд : полосчатая, нодулярная, пятнистая, брекчиевая, вкрапленная. Структура руд: мелко- и среднезернистая.

Изображение слайда
11

Слайд 11

Минеральный состав. Основными рудными минералами являются хромшпинелиды изоморфного ряда хромит-магнетит, титаномагнетит, апатит, магнетит. Среди нерудных минералов распространены минералы у/основных, основных пород и нефелиновых сиенитов. Строение хромитоносных массивов. Основание сложено дунитами, выше располагаются гарцбургиты, ещё выше лерцолиты и заканчивается разрез пироксенитами. Хромитовые залежи располагаются в дунитах, обычно серпентинизированных, а также в переходных фациях дунит-гарцбургитовых пород. Например. Бушвельдский хромитоносный массив в ЮАР, Главное Сарановское месторождение глиноземистых хромшпинелидов, Кусинское месторождение ильменит-титаномагнетитовых руд, Ловозерский и Хибинский массивы нефелиновых сиенитов с лопаритом и апатитом (Кольском полуострове). Геосинклинальные месторождения плутонического ряда позднемагматического подкласса отличаются более сложной формой залегания и более рассеянным характером оруденения, связью с менее дифференцированными массивами магматических пород ультраосновного и основного состава. Характерными полезными ископаемыми являются титаномагнетиты и хромшпинелиды. Хромшпинелидовые залежи связаны с альпинотипными гипербазитами, при кристаллизации которых они образуют небольшие скопления в ассоциации с минералами платиноидов.

Изображение слайда
12

Слайд 12

Схематическая геологическая карта Северного Сарановского хромитоносного массива (по материалам Сарановской ГРП): 1 - делювиальные валунчато-глинистые отложения; 2 - сланцы кварц-серицитовые, кварц-серицитхлоритовые, эпидот- и актинолит-хлоритовые и др.; 3 - апоперидотитовые серпентиниты; 4 - хромитовые рудные тела; 5 - габбро-нориты; 6 - диабазы метаморфизованные; 7 - габбро-диабазы; 8 - тектонические нарушения; 9 - граница между перидотитами и габбро-норитами (Рудные месторождения СССР, в 3 т. М., "Недра", 1978, под ред. акад. В. И. Смирнова).

Изображение слайда
13

Слайд 13

Широтный геологический разрез через Главное Сарановское месторождение (по линии В-Г): 1- кристаллические сланцы; 2 - габбро и габбро-нориты; 3 - перидотиты; 4 - густовкрапленные и массивные хромитовые руды; 5 - жильные породы: габбро-долериты, порфириты и др.; 6 - тектонические нарушения; 7 - подземные горные выработки (Рудные месторождения СССР, в 3 т. М., "Недра", 1978, под ред. акад. В. И. Смирнов).

Изображение слайда
14

Слайд 14

Титаномагнетитовые руды связаны с габбро-пироксенитовой формацией у/основных пород эвгеосинклинальных зон складчатых областей. Например. У ральские т итаномагнетитовые месторождения платиноносного пояса (Качканарское рудное поле). Происхождение. Формирование позднемагматических месторождений большинством геологов рассматривается как процесс магматической дифференциации магнезиально-силикатной или щелочной магмы по схеме кристаллизационной или ликвационной дифференциации из остаточных магматических расплавов сильно обогащённых флюидами – СО2, СО, Н2О, NH4 и др. Запасы наиболее крупных месторождений составляют сотни млн тонн.

Изображение слайда
15

Слайд 15: Месторождения карбонатитовой группы

Карбонатиты - это полнокристаллические эндогенные карбонатные горные породы, генетически связанные с массивами ультраосновных-щелочных магматических пород. На земном шаре известно более 250 массивов Региональное геологическое положение. В большинстве своем карбонатитовые месторождения располагаются на щитах древних платформ, в пределах которых они тяготеют к рифтогенным глубинным разломам или “горячим точкам” - участкам подъема струй мантийного вещества. Пространственно карбонатитовые массивы бывают связаны с кимберлитовыми телами, тяготея к одним и тем же тектоническим зонам, как это, например, наблюдается в Восточно-Африканском рифте. В отдельных случаях карбонатиты отмечаются в блоках древних пород фундамента платформ внутри фанерозойских складчатых областей, например, на Урале. Строение рудоносных массивов. Массивы обычно имеют форму интрузий центрального типа, т.е. характеризуются трубообразной овальной в плане формой и крутым падением контактов. На поверхности эрозионного среза массивы в поперечнике достигают первых единиц километров и прослеживаются на глубину до десяти километров. В горизонтальном сечении они характеризуются концентрически-зональным строением : центральные части массивов обычно бывают сложены ультраосновными породами (оливинитами, перидотитами и пироксенитами ), а периферические - щелочными породами (нефелиновыми сиенитами, ийолит-уртитами ).

Изображение слайда
16

Слайд 16

Схематическая геологическая карта Ковдорского массива, Мурманская область. ( C улимов Б.И., Кольцова Т.П., Нечаев С.А., Афанасьева Н.В., Домбровская Т.П., Ковдорская ГРП). Условные обозначения: 1- оливиниты, 2- мелилитовые породы ( турьяиты, ункомпагриты ), 3 - мельтейгиты, ийолиты, 4- полевошпатовые ийолиты, нефелиновые сиениты, 5- карбонатиты ; 6- пироксениты и нефелинизированные пироксениты по оливинитам, 7- якупирангиты, 8- слюдиты, 9-11- породы флогопитового комплекса (флогопит-диопсид-форстеритовые): 9- пегматоидные, 10- средне- мелкозернистые, 11-флогопитизированные и диопсидизированные оливиниты, 12- апомелилитовые породы ( монтичеллит -амфиболовые, монтичеллит-флогопитовые, диопсид-амфиболовые), 13- породы железорудного комплекса ( фоскориты, нельсониты ); 14- апатит - франколитовые руды ; 15- фениты. Вмещающие породы: гнейсы, амфиболиты.

Изображение слайда
17

Слайд 17

Порядок кристаллизации массива: 1) формируются ультраосновные породы, 2) ультраосновные-щелочные (ийолит-уртиты); 3) нефелиновые сиениты; 4) секущее положение по отношению к перечисленным породам имеют тела карбонатитов. Отмечается достаточно интенсивная метасоматическая переработка пород предыдущих фаз внедрения продуктами последующих фаз. Изменения отмечаются и в породах, вмещающих массивы. Так вокруг Ковдорского массива, вмещающие гранито-гнейсы Балтийского щита превращены в альбитизированные породы - фениты. Тела полезных ископаемых либо представлены телами карбонатитов либо тесно связаны с ними. Они залегают непосредственно внутри массивов магматических пород и имеют трубообразную и жильную форму. Размеры трубообразных тел могут достигать нескольких сот метров в поперечнике. Жилы в соответствии с прототектоникой массивов могут быть кольцевыми, коническими и радиальными. Состав полезных ископаемых карбонатитовых месторождений весьма своеобразен. Среди них можно выделить три основные формации полезных ископаемых. Первая, апатит-магнетитовая формация, отличается присутствием в качестве примеси циркониевого минерала бадделеита, а также магнезиального оливина - форстерита. Например: месторождение Ковдорского массива на Балтийском щите, залегающее на контакте ийолитов и пироксенитов. В некоторых месторождениях она сопровождается сульфидным орудинением. Наиболее крупным и единственным месторождением сульфидных медных борнит-халькопиритовых руд является Палабора в ЮАР.

Изображение слайда
18

Слайд 18

Вторая, редкометалльно-редкоземельная формация характеризуется присутствием в рудах минералов редких металлов: ниобия - пирохлора и перовскита, циркония - бадделеита, и минералов редких земель - бастнезита, синхизита, паризита. В карбонатитовых месторождениях сконцентрирована большая часть мировых запасов ниобия (Араша, Бразилия) и редких земель (Маунтин-Пасс, США). Третья, флогопитовая формация характеризуется диопсид-оливин-флогопитовой минеральной ассоциацией и служит источником слюды - флогопита. Например : месторождение Ковдорского массива. Физико-химические условия : 1)кристаллизация ультрабазитов протекала при температурах 1350-1100 о С, 2)нефелиновых сиенитов - 750-620 о С, 3) карбонатитов - 630-300 о С. При этом давление могло меняться от 100 - 60 МПа до атмосферного при выходе магм на поверхность земли. Генезис карбонатитовых месторождений. Исходя из особенностей геологического строения рудоносных массивов, можно сделать вывод, что в их образовании участвуют магматические процессы, сопровождаемые гидротермально-метасоматическими и гидротермальными.

Изображение слайда
19

Слайд 19

В магматическом процессе состав магм меняется от высоко магнезиальных нормальных ультраосновных до высоко щелочных ультраосновных и далее нефелин-сиенитовых. Позже всех формируются карбонатиты. По поводу образования карбонатитов существуют две гипотезы: магматическая и гидротермальная. Большинство исследователей придерживаются магматической гипотезы, которая подтверждается как геологическими наблюдениями (наличие карбонатитовых лав), так и экспериментальными данными по плавлению карбонатов в присутствии флюидов. Строение массивов ультраосновных-щелочных пород, содержащих карбонатиты, их петрографический и минералогический состав, содержание химических элементов, соотношение стабильных изотопов кислорода, углерода, стронция, магния, связь с глубинными структурами свидетельствуют о глубинном мантийном магматическом происхождении пород массивов и самих карбонатитов. С этой точки зрения их можно было бы рассматривать в группе магматических месторождений, но своеобразие и уникальность этих образований, большое влияние флюидно-метасоматических процессов позволяет выделить их в самостоятельную группу

Изображение слайда
20

Слайд 20: Месторождения пегматитовой группы

Под пегматитами понимаются силикатные горные породы крупно- и гиганто-кристаллической структуры. В большинстве случаев они располагаются среди интрузий магматических горных пород различного состава, отличаясь от них структурными особенностями. Практический интерес, в качестве месторождений полезных ископаемых, представляют гранитные, реже щелочные пегматиты. Геологическое положение. Пегматитовые месторождения встречаются в пределах докембрийских платформ и фанерозойских складчатых областей. В пределах платформ они располагаются среди формаций глубоко метаморфизованных пород фундамента - гнейсов и кристаллических сланцев (Мамские месторождения мусковита на Сибирской платформе) либо в связи с формациями гранитоидов, реже щелочных пород зон протерозойской или фанерозойской активизации. В фанерозойских складчатых областях они генетически связаны с батолитовой формацией нормальных и кислых гранитов средней стадии развития областей (Мурзинские месторождения самоцветных камней на Урале), либо с гранитоидами формации малых интрузий поздней стадии. Располагаясь в зонах тектоно-магматической активизации или в связи с цепочками интрузий, пегматитовые месторождения образуют крупные минерагенические пояса. Морфология тел, размеры. По форме преобладают жильные секущие тела, встречаются и согласные линзообразные залежи. Размеры тел обычно небольшие, длина их измеряется первыми десятками, реже сотнями метров. Отдельные тела могут достигать по простиранию первые километры (Заир, США). Мощность определяется единицами метров до 0,5 км.

Изображение слайда
21

Слайд 21

Особенности строения и состава. Пегматитовые тела всегда эпигенетичны по отношению к вмещающим их горным породам. Внутреннее строение пегматитовых тел характеризуется письменной и неравномернозернистой, часто гигантокристаллической структурой. Состав породообразующих минералов пегматитов обычно тождественен составу исходных пегматитообразующих пород. Для жильных пегматитов прослеживается зональность: 1)внешняя зона тонкозернистой оторочки мусковит-кварц-полевошпатового состава (неск. см); 2) кварц-полевошпатовый агрегат с письменной и гранитной структурой («еврейский камень»); 3) блоковый пегматит – крупные кристаллы микроклина (КПШ); 4) кварцевое ядро; 5) содержит кристаллы горного хрусталя, альбита, мусковита, сподумена, минералы редких земель, проявляется не всегда. Ферсман Е.С. среди гранитных пегматитов выделяет: 1) пегматиты чистой линии; 2) пегматиты линии скрещивания: гибридные и десилицированные. Классификация пегматитовых месторождений. По условиям образования группа пегматитовых месторождений делится на три класса: простые пегматиты, перекристаллизованные пегматиты и метасоматически замещенные пегматиты. Простые (керамические) пегматиты представляют собой тела письменных гранитов, состоящих из закономерных срастаний серого кварца и более светлых полевых шпатов в соотношении 1 : 3. Простыми они называются поскольку не несут явных следов перекристаллизации и метасоматических изменений, а керамическими из-за использования их в керамической промышленности. Вместе с тем они могут быть использованы как поделочные камни. Формы залегания их могут быть жильными и пластообразными. Залегают среди метаморфических горных пород гранулитовой фации метаморфизма фундаментов древних платформ. Хотя они могут располагаться и среди гранитных интрузий.

Изображение слайда
22

Слайд 22

1. Кварцевое ядро 2. Пегматит письменной структуры 3. Кварц-слюдянная оторочка 4. Гранит

Изображение слайда
23

Слайд 23

Перекристаллизованные (мусковитовые) пегматиты также встречаются в фундаментах древних платформ, однако залегают среди менее глубоко метаморфизованных пород амфиболитовой фации. Пегматитовые тела имеют пласто-, линзообразную согласную с вмещающими кристаллическими сланцами форму и секущую жильную и трубообразную. Гнезда мусковита размером до метра в поперечнике встречаются только среди перекристаллизованных и гигантозернистых пегматитов в ассоциации с кварцем, полевым шпатом и биотитом. В крупнозернистых пегматитах кристаллы мусковита достаточно равномерно распределены по всей массе породы, однако размеры их небольшие - 2-3 см в поперечнике. Размеры самих пегматитовых тел колеблются от первых десятков до сотен метров по простиранию и от долей метра до первых десятков метров по мощности. Сами мелкозернистые пегматиты используются как керамическое сырье и поделочные камни, из природно-обогащенных участков добывается полевошпатовое сырье и кварц. На территории России известны две провинции мусковитовых пегматитов - Мамско-Чуйская в южном обрамлении Сибирской платформы с Мамским месторождением мусковита и Карело-Кольская на Балтийском щите Восточно-Европейской платформы.

Изображение слайда
24

Слайд 24: Метасоматически замещенные (зональные или камерные) пегматиты

Отличаются отчетливой связью с интрузиями гранитов, реже щелочных пород фундаментов платформ или фанерозойских складчатых областей. Пегматитовые тела преимущественно жильной формы располагаются в эндо- или экзоконтактовых зонах интрузий. Характер их залегания в периферической части интрузий определяется элементами прототектоники и тела полезных ископаемых образуют 1)серию радиальных жил или 2)приурочены к структурам купольного отслоения согласным с поверхностью кровли интрузий (апекальная часть интрузии). Во вмещающих интрузии породах они располагаются вдоль напластования пород или вдоль секущих разрывов. Размеры пегматитовых тел обычно составляют несколько десятков метров по длине и первые метры по ширине. Зональные пегматиты. Иногда строении пегматитовых тел отмечается зональная текстура: 1)внешняя зона тонкозернистой оторочки мусковит-кварц-полевошпатового состава (неск. см); 2) кварц-полевошпатовый агрегат с письменной и гранитной структурой («еврейский камень»); 3) блоковый пегматит – крупные кристаллы микроклина (КПШ); 4) кварцевое ядро; 5) метасоматическая (замещения калиевого полевого шпата натровым) - содержит кристаллы горного хрусталя, альбита, мусковита, сподумена, минералы редких земель, проявляется не всегда.

Изображение слайда
25

Слайд 25

Изображение слайда
26

Слайд 26

Камерные пегматиты. Н а месте кварцевого ядра находятся полости (занорыши) с друзами крупных кристаллов мориона, топаза, берилла, аквамарина, турмалина, горного хрусталя, оптического флюорита и других ценных минералов. Если размеры таких полостей в перматитах достигают нескольких метров, объёмом n *10 м 3, а размеры самих кристаллов - десятков сантиметров, то они называются миароловыми пегматитами.. Камерные пегматиты являются важным источником драгоценных камней и пьезооптического сырья. В метасоматически замещенных пегматитах, как отмечал еще А.Е.Ферсман, накапливаются химические элементы с малыми и большими размерами радиусов ионов по сравнению с радиусами ионов породообразующих элементов. Это литий, бериллий, рубидий, цезий, редкие земли, цирконий, олово, тантал, вольфрам, уран и др. При наличии промышленных концентраций они могут быть извлечены из пегматитов. Среди редкометальных пегматитов выделяются формации литиеносных сподуменовых пегматитов, бериллоносных берилловых пегматитов, рубидий-цезиевых поллуцитовых пегматитов. В сподуменовых и поллуцитовых пегматитах концентрируются тантал и ниобий в виде колумбита-танталита и олово в виде касситерита. Примеры: пегматиты описываемого класса распространены на Украинском щите на Волыни, в Уральской складчатой области (Мурзинские месторождения самоцветных камней), в Забайкалье и других регионах.

Изображение слайда
27

Слайд 27: Месторождения альбитит-грейзеновой группы

К альбитит-грейзеновой группе относятся месторождения, возникшие в результате воздействия на магматическую горную породу постмагматических газово-водных ратворов и связаны с автометасоматическими горными породами - альбититами и грейзенами. Альбититами называются породы, состоящие из альбита и кварца. Название породы обусловлено преобладанием в ней белого натрового полевого шпата - альбита ( albus - белый), в массу которого погружены зерна кварца. В нем могут содержаться реликты калиевых полевых шпатов - микроклина и ортоклаза. Грейзен - это порода, состоящая из кварца и светлой слюды: лепидолита или чаще мусковита. Термин грейзен происходит от немецкого слова greisen, что означает расщепление. Геологическое положение. альбитит-грейзеновых месторождений в целом аналогично положению пегматитовых месторождений, причем часто пегматиты находятся в тесной ассоциации с альбититами и грейзенами, предшествуя им по времени образования. В пределах древних платформ они располагаются либо среди гранито-гнейсовых комплексов фундамента либо ассоциируют с гранитоидными формациями зон протерозойской или фанерозойской активизации. В фанерозойских складчатых областях они тесно связаны с гранитоидами средней субдукционной или поздней коллизионной стадий их развития

Изображение слайда
28

Слайд 28

Строение месторождений. По особенностям геологического строения можно выделить две разновидности месторождений. Первая характерна для случая залегания альбититов среди глубоко метаморфизованных пород фундамента, где месторождения представляют собой участки распространения согласных или секущих жилообразных тел среди гнейсов. Вторая, классическая, разновидность месторождений имеет непосредственную связь с интрузиями гранитоидов, в которых они тяготеют к верхним апикальным выступам поверхности их кровли. В этом случае месторождения представляют собой участки метасоматически переработанных интрузивов и вмещающих их горных пород. В вертикальном разрезе таких куполов в нижней их части наблюдаются слабо измененные первичные двуслюдяные биотит-мусковитовые граниты, которые вверх по разрезу сменяются микроклинизированными гранитами, далее альбитизированными гранитами и затем альбититами. В верхней части куполов альбититы сменяются эндогрейзенами, сформировавшимися по гранитоидам, а в породах, вмещающих гранитоиды, располагаются экзогрейзены. Телами полезных ископаемых могут быть сами тела альбититов и грейзенов, содержащие многочисленные вкрапленники полезных минералов и мелкие прожилки кварца с полезными минералами, такие рудные тела называются штокверками. В горизонтальном сечении размеры штокверков могут достигать одного километра, а в вертикальном - 400м. Кроме того, в зонах альбититов и грейзенов могут быть секущие жильные тела, расположение которых определяется прототектоникой интрузивов или характером залегания вмещающих горных пород. Это чаще всего радиальные жилы, круто падающие к центру куполов, либо жилы, параллельные поверхности кровли интрузий. Размеры таких жил обычно менее одного метра по мощности, длина по простиранию измеряется десятками метров

Изображение слайда
29

Слайд 29

Состав полезных ископаемых в целом определяется тремя факторами: во-первых, составом рудоносных интрузий, во вторых, интенсивностью и характером метасоматических процессов и в третьих, составом вмещающих горных пород. Ниже мы остановимся на составе полезных ископаемых более подробно, здесь же отметим, что в альбитит-грейзеновых месторождениях, также как и в метасоматически замещенных пегматитах накапливаются химические элементы с малыми и большими радиусами ионов. Это литий и бериллий, тантал и ниобий, цирконий и гафний, вольфрам и молибден, олово, уран и титан. Классификация альбитит-грейзеновых месторождений. Группа альбитит-грейзеновых месторождений по характеру метасоматических процессов, отражающихся в их конечных продуктах подразделяется на два класса: альбититовый и грейзеновый. Месторождения альбититового класса характеризуются преобладанием метасоматических полевых шпатов - альбита и микроклина. Причем альбититы могут располагаться непосредственно в периферической части интрузий гранитоидов, образуя подкласс эндоальбититовых месторождений, или среди глубокометаморфизованых пород, часто вне видимой связи с интрузиями, образуя подкласс экзоальбититовых месторождений (линейные альбититы и фениты) Минеральный состав альбититов : берилл, лепидолит, колумбит-танталит, циркон, пирохлор, гентгельвин, уранинит, титанит, минералы редких элементов. Добывают Nb, Th, Zr, Li, Be.

Изображение слайда
30

Слайд 30

Месторождения грейзенового класса располагаются в эндо- и экзоконтактовых зонах гранитоидов и могут ассоциировать с эндоальбититовыми месторождениями. Состав полезных ископаемых эндогрейзенов определяется составом рудоносных интрузий, но наиболее характерны для них месторождения молибденит-вольфрамитовой формации. Они имеют форму крупных штокверков, часто осложненных более поздними кварцевыми жилами с оруденением. Состав экзогрейзеновых месторождений и самих грейзенов зависит от состава пород, вмещающих рудоносные интрузии. По вмещающим алюмосиликатным породам - глинистым сланцам, песчаникам, образуются кварц-мусковитовые грейзены и кварцевые жилы с касситеритом, по карбонатным породам образуются флюоритовые грейзены, а по ультраосновным - жилообразные тела плагиоклазитов и флогопитовых слюдитов, содержащие бериллы и их зеленые прозрачные разности - изумруды. Добывают Sn, W, Li, Be, Mo, Ta, Nb. Генезис альбитит-грейзеновых месторождений. Выделяют четыре последовательных этапа образования альбитит-грейзеновых месторождений. 1) На магматическом этапе происходит внедрение магматического расплава, его дифференциация и последующая кристаллизация, которая началась в первую очередь в периферической наиболее быстро остывающей части магматической камеры. 2) На пегматитовом этапе, из остаточных расплавов кристаллизовались пегматитовые тела. 3) В периферических частях интрузий наблюдается замещение первичных минералов гранитоидов на вторичные полевые шпаты или разложение последних с образованием кварца и мусковита - автометасомато з, поскольку источником флюидов,является сама интрузия.

Изображение слайда
31

Слайд 31

1. грейзенизированные породы 2. грейзены 3. пегматиты 4. скарны 5. кварцевые жилы и штокве рки 6. верхняя граница грейзенов

Изображение слайда
32

Слайд 32

1. Граниты. 2. Песчаники и сланцы 3. Предрудная массовая грейзенизация гранитов и вмещающих пород 4. Жильные и штокверковые грейзены ранней стадии 5. Жильные грейзены поздней стадии

Изображение слайда
33

Слайд 33

4) Метасоматиты - альбититы и грейзены, часто содержат секущие их кварцевые, сульфидные или карбонатные жилы, указывающие на протекание типично гидротермальных процессов. Альбитит-грейзеновое рудообразование связано с третьим - автометасоматическим этапом. Физико-химические условия. Источником флюидов и минеральных веществ альбитит-грейзеновых месторождений являются материнские интрузии гранитоидов или гранито-гнейсы фундамента (для линейных альбититов). Флюиды первоначально находились преимущественно в парообразной фазе или иначе представляли собой пневматолиты, а затем переходили в жидкую фазу. Минералого-геохимические исследования показывают, что микроклинизация начиналась при температуре порядка 650о С, альбитизация - 550оС, грейзенизация - 450оС и заканчивалась последняя при температуре порядка 300-250оС. Минералообразование, связанное с гранитоидами, протекало на глубинах 5 - 1 км при давлениях 130 - 7 МПа. Минералообразующие растворы были высокоминерализованными от 460 до 100 г/кг Н2О

Изображение слайда
34

Слайд 34

По А.А.Беусу и Г.Н.Щербе процесс воздействия магматических флюидов на закристаллизовавшуюся часть интрузии и вмещающие породы протекает в следующей последовательности. На первой стадии отделяющиеся от магматического очага водные флюиды находятся в надкритическом состоянии, т.е. в парообразной фазе. При этом надо иметь в виду, что критическая температура дистиллированной воды равна 374о, но она может повышаться при увеличении минерализации воды. Так, добавление 10% NaCl увеличивает критическую температуру до 437о. Судя по наличию во внутренних частях интрузивов зо н микроклинизации, которые ближе к периферии сменяются зонами альбитизации, на первой стадии растворы были щелочными и вначале имел место калиевый метасоматоз, который сменялся натровым, который и привел к образованию альбититов. На второй стадии ближе к периферии интрузии остывающие растворы переходят преимущественно в жидкую фазу, а после перехода основной массы щелочных металлов в твердую фазу они становятся кислыми. Действие кислых растворов на алюмосиликатные минералы приводит к их разложению с образованием кварца и светлых слюд, т.е. к образованию грейзенов. В процессе автометасоматоза происходит очищение (рафинирование) первичных минералов от элементов-примесей. Метасоматические вторичные минералы (микроклин, альбит и др.) становятся химически более чистыми, чем исходные минералы. Они в силу законов кристаллохимии, формируясь при более низких тепературах, чем магматические минералы, очищаются от элементов примесей с малыми и большими радиусами ионов относительно размеров ионов минералообразующих элементов. Эти элементы, такие как литий и бериллий, тантал и ниобий, цирконий и гафний, вольфрам и молибден и др. переотлагаются в зонах альбититов и грейзенов в виде самостоятельных минералов, образуя промышленные концентрации. По-видимому аналогичным образом процессы метасоматоза протекают и в глубоко метаморфизованных породах в проницаемых для флюидов линейных зонах. При этом образование флюидов могли вызвать как сами процессы ультраметаморфизма, так и формирующиеся в этих толщах интрузивные породы.

Изображение слайда
35

Слайд 35: Месторождения скарновой группы

Скарны - известково-силикатные горные породы, состоящие обычно из гранатов и пироксенов и образовавшиеся в результате контактово-метасоматических процессов на границе известняков и магматических интрузивных пород. Геологическое положение месторождений определяется наличием магматических пород, прорывающих благоприятные для скарнирования осадочные горные породы. С этой точки зрения месторождения могут быть встречены на активизированных участках платформ и в фанерозойских складчатых областях. На платформах они связаны с формациями гранитоидов фундамента, ( местрождение урана Мери Кетлин в Австралии), либо с породами базальт-долеритовой (трапповой ) формацией. В последнем случае возникают своеобразные скарново-вулканогенные концентрации железных руд, характерные для юга Сибирской платформы. В складчатых областях рудоносные формации образуются на средней и поздней стадиях их развития (Тырныауз, Дальнегорское). Для средней стадии характерны плагиогранит-сиенитовая формация, сопровождаемая скарновыми рудами железа, меди и кобальта, а также гранодиоритовая с оловянными рудами. Для поздней - малые интрузии коллизионных гранитов с вольфрам-молибденовыми или свинцово-цинковыми рудами.

Изображение слайда
36

Слайд 36

Строение месторождений определяется строением зоны контакта интрузий перечисленных формаций с вмещающими породами и расположением благоприятных для замещения осадочных пород. Для пород, окружающих интрузии, характерны два рода изменений. Во-первых, ороговикования и мраморизации. Во вторых, - скарнов. Причем скарны распространены не по всей периферии интрузий, а избирательно по благоприятным для скарнирования породам. Это чаще всего карбонатные породы, реже основные эффузивы. Состав скарнов зависит от состава замещаемых осадочных пород: при замещении известняков образуются известковые скарны, состоящие из гранатов и пироксенов, при замещении доломитов - магнезиальные скарны с характерными для них магнезиальными минералами: оливином, флогопитом, а также с пироксеном. При замещении силикатных пород образуются силикатные скарны с характерными для них скаполитами, гранатами и пироксенами. В строении скарновых зон установлена зональность, отражающая переход от гранитоидв к вмещающим породам - гранодиориты по направлению к известнякам сменяются пироксен-плагиоклазовой породой, которая в свою очередь сменяется пироксен-гранатовым, затем гранатовым и далее пироксеновым скарном, переходящим в мраморизованный известняк. Причем первичный контакт известняков и гранодиоритов проходил в зоне гранатового скарна. Таким образом, пироксен-плагиоклазовая порода, пироксен-гранатовый скарн и часть гранатовых скарнов образовались по гранодиоритам и представляют собой эндоскарн, а часть гранатовых скарнов и пироксеновый образовались по известнякам и представляют собой экзоскарны.

Изображение слайда
37

Слайд 37

Тела полезных ископаемых обычно располагаются в экзоскарновой зоне. Это могут быть тела самих скарнов в случае синскарнового формирования полезных ископаемых, например: флогопитовые, офикальцитовые скарны или участки скарнов, замещенные полезными минералами, в случае позднескарнового оруденения, приуроченного к окончанию скарнового процесса, например, магнетитового, молибденит-шеелитового. В обоих случаях тела полезных ископаемых приобретают форму залегания замещаемых пород - пластообразную, линзообразную, реже столбообразную и неправильную. Встречаются секущие скарны жильные тела обычно сульфидных полиметаллических руд, связанных с наложенным постскарновым оруденением. Состав полезных ископаемых скарновых месторождений в основном определяется составом материнских магматических горных пород. Для умеренно кислых интрузий характерно наличие железных, медных, кобальтовых руд, для кислых лейкократовых гранитов характерны вольфрамовые, молибденовые руды.

Изображение слайда
38

Слайд 38

Генезис скарновых месторождений. В их образовании участвуют три эндогенных процесса. 1 ) Формирование месторождений начинается с магматического этапа. Одновременно с внедрением магмы происходит прогрев вмещающих осадочных пород, они подвергаются термальному метаморфизму в результате известняки превращаются в мраморы, глинистые сланцы - в роговики и т.п. Вместе с тем имеют место процессы ассимиляции. 2) По мере кристаллизации периферических частей интрузии из нее начинают выделяться растворы, воздействующие на закристаллизовавшиеся породы интрузии и окружающие её породы. Начинается следующий контактово-метасоматический этап, приводящий к образованию скарнов и сопутствующих им руд. 3) Наложенное оруденение свидетельствует о протекании третьего гидротермального этапа скарнообразования. По поводу причин образования скарнов существуют различные гипотезы, но наиболее общепризнанной является инфильтрационно-диффузионную гипотеза Д.С.Коржинского, согласно которой скарны образуются как за счет миграции химических компонетов в зоне контакта (диффузии), так и за счет привноса компонентов гидротермальными растворами из внутренних частей застывающей интрузии, т.е. путем инфильтрации. Причем последние приносят и главную часть рудного вещества.

Изображение слайда
39

Слайд 39

Физико-химические условия. На основании изучения газово-жидких включений в минералах и анализа минеральных парагенезисов исследователи пришли к выводу, что скарновые месторождения формируются в гипабиссальных условиях на глубинах 0,5 - 2 км и при температурах 700 - 200о. При этом сами скарны образуются при максимальных температурах порядка 700о, позднескарновые руды - при температурах порядка 500о и наложенное гидротермальное оруденение - при температуре 300 - 200о. Классификация скарновых месторождений. По условиям образования большинство месторождений связано с гипабиссальными магматическими породами и только небольшая часть с эффузивными, кроме того, как это было выше показано, они могут быть образованы на разных этапах скарнового процесса. В соответствии с этим группа скарновых месторождений может быть подразделена на четыре класса : интрузивный синскарновый, интрузивный позднескарновый, интрузивный постскарновый и эффузивный позднескарновый. В зависимости от положения относительно контакта, отражающего температурные и физико-химические различия в образовании руд, классы месторождений подразделяются на подклассы : эндоскарновый и экзоскарновый, а в зависимости от состава замещаемых пород - на ряды : известковый, магнезиальный и силикатный, внутри которых выделяются формации месторождений.

Изображение слайда
40

Слайд 40: Месторождения гидротермальной группы

В группу включены месторождения, образовавшиеся из горячих водных растворов - гидротерм при минералообразовании путем выполнения полостей или замещения окружающих горных пород. Геологическое положение. Современные гидротермы в виде выходящих на поверхность земли горячих источников распространены в областях современного наземного вулканизма, приуроченным к тектоническим обстановкам субдукции (Тихоокеанский вулканический пояс), а также в обстановке внутриконтинентальных рифтов. Ископаемые гидротермальные месторождения встречаются на докембрийских платформах и в фанерозойских складчатых областях. На платформах они располагаются среди рифтогенных карбонатных или терригенных протоплатформенных осадочных формаций фундамента или формаций осадочного чехла, а также в связи с магматическими породами зон активизации В складчатых областях они связаны преимущественно с гранодиоритовой и андезито-дацитоввой формациями средних стадий их развития или с формациями коллизионных гранитов (малыми интрузиями) поздних стадий. Они могут быть встречены в осадочном чехле активизированных эпифанерозойских платформ.

Изображение слайда
41

Слайд 41

Строение месторождений. Среди гидротермальных месторождений можно три разновидности. Первая характеризуется непосредственной связью с интрузивными породами кислого и умеренно кислого состава, рудные тела в виде штокверков и жил располагаются в эндо- или экзоконтактной зоне интрузий. По своему облику они имеют близкое сходство с грейзеновыми месторождениями, с которыми иногда могут и ассоциировать. Вторая разновидность гидротермальных месторождений имеет тесную связь с продуктами наземного вулканизма, причем тела полезных ископаемых в виде жил и столбов залегают как в породах жерловой фации вулканов, так и по их периферии среди лав и вмещающих пород. Третья разновидность месторождений не имеет видимой связи с магматическими породами и их рудные тела в виде пласто-, линзообразных залежей или жил располагаются среди осадочных терригенных или карбонатных горных пород. В.И.Смирнов (1969) предложил именовать месторождения первой разновидности плутоногенными, второй - вулканогенными, третьей - амагматогенными.

Изображение слайда
42

Слайд 42

Особенности строения и состава гидротермальных месторождений. 1)Первой главной особенностью месторождений является эпигенетичный по отношению к окружающим породам характер залегания тел полезных ископаемых. При этом рудные тела могут быть секущиими и согласными. Секущие тела - это обычно жилы, штокверки, трубы, а согласные - пласто- и линзообразные залежи. 2)Общей особенностью состава тел гидротермальных месторождений является присутствие полезных минералов в ассоциации с кварцем, сульфидами (чаще с пиритом) или карбонатами (чаще с кальцитом ). Состав же самих полезных минералов весьма разнообразен. В гидротермальных месторождениях концентрируются руды черных, цветных, благородных, редких и радиоактивных металлов, а также нерудные полезные ископаемые, относящиеся к техническому, драгоценно-поделочному и химическому сырью. Для состава тел полезных ископаемых и месторождений в целом характерна зональность. Различают фациальную и стадийную зональности. Фациальная проявляется, когда из растворов, двигавшихся от магматического источника, минералы выпадают в порядке, обратном их растворимости (В.Эммонс). Стадийная проявляется в том, что отложение минералов из последовательно двигавшихся по проницаемой зоне разных растворов происходило при закономерном совпадении в пространстве разных стадий минералообразования (В.И.Смирнов).

Изображение слайда
43

Слайд 43

3)Общей особенностью, является залегание тел полезных ископаемых среди гидротермально измененных горных пород. Телами полезных ископаемых могут быть сами участки измененных пород, обогащенные полезными минералами, что наиболее характерно для залежей штокверковой формы, либо рудные тела чаще жильной или пластообразной формы сами могут залегать среди измененных пород. Характер изменений определяется температурой минералообразования и составом рудовмещающих горных пород. Наиболее высокотемпературные изменения характерны для периферических частей интрузий гранитоидов, причем непосредственно для интрузивных пород характерен калиевый метасоматоз и кварц-калишпатовая минеральная ассоциация, которая сменяется зоной серицит-кварцевых метасоматитов, и уже для экзоконтактовой части характерны зона аргиллизации, состоящей из каолинит-хлорит-кварцевой ассоциаци и зона пропилитизации, состоящая из хлорит-эпидот-карбонатной минеральной ассоциации. Некоторые гидротермально измененные породы получили свои названия. Так, при гидротермальных изменениях гранитоидов образуются вторичные кварциты ( кварц с примесью серицита или каолинита) и березиты (кварц, серицит и пирит). При изменении ультраосновных пород образуются листвениты (карбонаты железа, магния и фуксит). Изменениям могут подвергаться и осадочные породы, в частности, известняки могут доломитизироваться и окварцовываться. Окварцованные известняки получили название джаспероидов.

Изображение слайда
44

Слайд 44

4) Важной общей особенностью гидротермальных месторождений является наличие вокруг их залежей в коренных породах участков повышенных содержаний химических элементов, называемых первичными геохимическими ореолами. Для ореолов характерна зональность - закономерное изменение содержаний химических элементов по мере удаления от рудных тел. Существование геохимических ореолов обусловило широкое применение геохимических методов при поисках месторождений. Классификация гидротермальных месторождений. Выделяют следующие классы: плутоногенный, вулканогенный и амагматогенный, которые отражают связь месторождений с одноимёнными минералообразующими процессами в земной коре. В плутоногенный класс объединяются высоко- и среднетемпературные месторождения умеренных и значительных глубин и большинство месторождений имеет непосредственную связь с крупными интрузиями кислых и умеренно кислых гранитоидов или с дайками этих пород. Например: Березовское месторождение кварц-пирит-золоторудной формации, Кочкарское месторождение кварц-арсенопирит-золоторудной формации, формация жильных галенит-сфалеритовых месторождений (Садонское на Кавказе), сидеритовая (Бакальский рудный узел) и магнезитовая (Саткинские месторождения) формации. Месторождения вулканогенного класса. Т есно связаны с вулканическими процессами, протекающими на поверхности суши. Большинство месторождений располагается в пределах фанерозойских складчатых областей, где положение их контролируется вулканическими породами андезито-дацитовой формации, образовавшимися на средней стадии её развити. Реже месторождения встречаются на древних платформах, где они бывают связаны с породами базальт-долеритовой (трапповой) формации зон активизации. Например: формации золото-серебряных месторождений с селенидами и теллуридами, касситеритовых, урановых, полиметаллических, алунитовых и ртутных месторожденийТихоокеанского вулканического пояса.

Изображение слайда
45

Слайд 45

Месторождения амагматогенного класса отличаются приуроченностью к формациям осадочных протоплатформенных горных пород фундамента древних платформ или к формациям осадочных пород чехла древних или молодых эпифанерозойских платформ. Положение месторождений контролируется зонами тектонической активизации. По характеру залегания и условиям образования в классе амагматогенных месторождений выделяются два подкласса: покласс стратиформных и подкласс жильных месторождений. Например: месторождение Джезказган в Казахстане борнит-халькозиновой формации, приуроченые к пестроцветным терригенным формациям. Генезис гидротермальных месторождений. Полезные ископаемые гидротермальных месторождений имеют тесную связь с магматическими породами и сопровождаются зонами гидротермально измененных пород. Вода гидротермальных месторождений : 1) магма, 2) подземные глубинные или приповерхностные воды атмосферного происхождения, 3) вода экзогенных минералов, выделившаяся из них в процессе катагенеза и последующего метаморфизма. Минеральные вещества для образования полезных ископаемых поступали в растворы из магмы или из вмещающих горных пород. Термодинамические условия: начальная температура гидротермального минералообразования находится в пределах 700 - 600оС, постепенно понижаясь до 50 - 25оС. Наиболее обильное рудообразование происходило при температуре 400 - 100оС. Давление в растворах обычно составляло 150 - 200 МПа. Минералообразование гидротермальных месторождений совершается на геохимических барьерах: температурном, барическом, щелочно-кислотном, окислительно-восстановительном, литологическом, гидрохимическом, фильтрационном.

Изображение слайда
46

Слайд 46: Месторождения вулканогенно-осадочной группы

Занимает промежуточное положение между месторождениями эндогенной и экзогенной серий. Источник минеральных веществ является эндогенным вулканическим, а сам процесс рудообразования протекает в экзогенных условиях, в морских субаквальных(подводных) или в континентальных. Геологическое положение. Современное вулканогенно-осадочное минералообразование наблюдается на дне морей и океанов. Оно связано с выходами гидротермальных струй - коптильщиками (курильщиками), которые сопровождаются отложениями сульфидных (пирит, марказит, халькопирит, галенит, сфалерит), оксидных железо-марганцевых, сульфатных (барит, ангидрит) и др. минералов. Современные вулканогенно-осадочные процессы происходят в условиях растяжения земной коры, имеющими место в обстановках спрединга в срединно-океанических хребтах, задугового спрединга в областях распространения островных дуг зон субдукции и межконтинентальных рифтов. Ископаемые месторождения встречаются в фундаментах древних платформ и в фанерозойских складчатых областях. В фундаментах платформ месторождения приурочены к протерозойским рифтовым структурам. В складчатых областях месторождения связаны с подводной базальтоидной формацией ранних стадий развития областей, сопоставляемых с обстановками срединно-океанических хребтов

Изображение слайда
47

Слайд 47

Общие особенности строения рудных полей и месторождений. В пределах рудоносных формаций, сформировавшихся в определенной палеотектонической обстановке можно выделить различные субформации: собственно вулканогенную, характерную для центров вулканической деятельности и вулканогенно-осадочные: терригенные и карбонатные. Тела полезных ископаемых бывают расположены в жерлах вулканов в виде штокверков и жил, но чаще они располагаются среди вулканогенно-глинистых пород над жерлами, имея пласто- и линзообразную форму и залегая согласно с вмещающими породами. Для штокверковых руд характерна кристаллически зернистая структура и прожилково-вкрапленная текстура, для жильных - жильная, а для пласто- и линзообразных залежей - первичная скрытокристаллическая колломорфная структура и полосчатая текстура. Таким образом, образование месторождений полезных ископаемых бывает приурочено к окончанию цикла вулканогенно-магматической деятельности. Состав тел полезных ископаемых часто определяется: 1)удаленностью от центра подводного вулканизма; 2) составом рудоносных формаций вулканических пород. 1)В первом случае состав тел полезных ископаемых является отражением латеральной фациальной зональности, выражающейся в том, что ближе к очагам вулканизма располагаются тела сульфидных руд, а на периферии часто среди карбонатно-вулканогенных пород - тела оксидных и галоидных полезных ископаемых.

Изображение слайда
48

Слайд 48

Тела сульфидных руд бывают сложены пиритом, халькопиритом, галенитом и сфалеритом. Поэтому сульфидные руды получили широко распространенное название колчеданные руды. Оксидные руды бывают сложены гематитом, магнетитом, браунитом, гаусманитом, пиролюзитом. Среди галоидных полезных ископаемых наряду с собственно галоидами - галитом, сильвином, могут присутствовать и бораты. Кроме того, к центрам вулканизма бывают приурочены продукты механического осаждения вулканогенного материала - различные туфы. 2) Во втором случае, что касается влияния состава рудоносных вулканических формаций на состав полезных ископаемых, то в общем виде можно отметить, что более основные базальтоидные формации сопровождаются преимущественным серно- и медноколчеданным оруденением, а более кислые -липаритовые, колчеданно-полиметаллическим. Классификация месторождений вулканогенно-осадочной группы. По способу концентрации полезных ископаемых путем осаждения механических продуктов вулканической деятельности и осаждения из гидротермальных растворов группа подразделяется на два класса : класс механических осадков и класс химических осадков. Внутри последнего в зависимости от состава полезных ископаемых, являющихся продуктами вулканогенно-осадочного минералообразования, в котором отражаются физико-химические условия их образования, выделяются три подкласса: колчеданный, оксидный и соляной. Внутри подклассов в зависимости от состава рудоносной формации выделяются ряды.

Изображение слайда
49

Слайд 49

К механическому классу относятся месторождения вулканических туфов - горных пород, образовавшихся из твердых продуктов вулканических извержений. Они залегают в виде пластов в вулканических районах и используются для производства строительных материалов. Химический класс представлен большим разнообразием полезных ископаемых: 1)наиболее распространенными среди них являются колчеданные месторождения, сложенные преимущественно сульфидами металлов и в первую очередь пиритом. По форме залегания В.И.Смирнов среди колчеданных месторождений выделяет гидротермально-метасоматические, представленные зонами прожилково-вкрапленных руд среди субвулканических пород, гидротермально-осадочные, представленные часто многоэтажными пласто- и линзообразными залежами, и комбинированные. Например : колчеданно-полиметаллические месторождения (пирит-халькопирит-галенит-сфалеритовые) Рудного Алтая 2) Оксидный подкласс обычно представлен комплексными железными и марганцевыми рудами (месторождения Атасуйского рудного поля в Центральном Казахстане). 3) Соляной подкласс представлен соляными рассолами и отложениями рифтовой зоны Красного моря и континентальными озерными осадками жарких пустынь. Последние связаны с наземными вулканитами калиево-щелочной и андезитовой серий и образуются на участках разгрузки бороносных и соленосных гидротерм. Они являются важнейшими источниками борного сырья (месторождение Кырка в Турции).

Изображение слайда
50

Слайд 50

Генезис вулканогенно-осадочных месторождений. Анализ геологического строения месторождений показывает, что обычно в основании разреза толщ, содержащих полезные ископаемые, присутствуют вулканические горные породы, которые вверх по разрезу сменяются вулканогенно-осадочными и осадочными. Следовательно, в геологической истории рудных полей отчетливо выделяется эффузивно-магматический этап, который, например, для колчеданных месторождений уральского типа начинается с излияния лав основного состава и заканчивается лавами кислого состава, которому на смену приходит вулканогенно-осадочный этап, включающий гидротермально-метасоматическую и гидротермально-осадочную стадии. Рудообразование совершается в подводно-морских условиях из восходящих минерализованных растворов. Движение растворов обусловлено конвективной циркуляцией морских вод сквозь толщу эффузивных пород. Причиной конвекции является локальный прогрев толщи эффузивов по действием тепла магматической камеры (гидротермально-рециклинговой модель). Термо-барические условия. Температура минералообразования могла колебаться в интервале 450 - 150оС, а давление отвечать давлению вышележащей толщи морской воды.

Изображение слайда
51

Слайд 51

1-рыхлые мезо-кайнозойские отложения; 2-крупнообломрчные туфоконгломераты базальтов; 3-лавы пироксен-плагиопорфиритовых базальтов; 4-игнимбритоподобные породы липаритового состава 5-кварцевые риолито-дациты 6-агломераты-андезито-дацитового состава 7-эксплозивная брекчия 8-пирокластические игнимбриты 9-поздние габбро-долериты 10- туфы плагиопорфировых базальтов 11-жерловые вулканические породы 12-жерловые фации пордернутые гитротемальным пр. 13-убогие медно-колчеданные метасоматиты 14-богатые цинково-медно-колчеданные вулканогенно- Осадочные руды

Изображение слайда
52

Слайд 52: МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭКЗОГЕННОЙ СЕРИИ

Месторождения группы выветривания Название группы соответствует названию процесса преобразования выходящих на земную поверхность горных пород под действием различных экзогенных факторов. Региональное геологическое положение определяется их связью с континентальной геологической формацией - корой выветривания. Месторождения располагаются в чехле древних докембрийских или молодых эпифанерозойских платформ среди континентальных геологических формаций. Среди них главную роль играет формация коры выветривания и связанные с нею терригенные, чаще красноцветные формации. Обычно на возвышенностях рельефа располагается кора выветривания вместе с находящимися в ней полезными ископаемыми. Она залегает непосредственно на выветривающихся коренных горных породах. Другая часть полезных ископаемых может располагаться в депрессиях рельефа среди толщ проницаемых обломочных осадков. Часть полезных ископаемых располагается на месте залегания пород, подвергшихся выветриванию, а часть вынесена из коры выветривания и находится за ее пределами.

Изображение слайда
53

Слайд 53

Классификация месторождений выветривания. Описанное пространственное разделение полезных ископаемых позволяет разделить месторождения группы выветривания на два класса: остаточный и инфильтрационный. К остаточному классу относятся месторождения, образовавшиеся на месте залегания коренных горных пород из остаточных продуктов выветривания. Месторождения, образовавшиеся при концентрации продуктов выноса из коры выветривания относятся к инфильтрационным. Остаточные месторождения выветривания Тела полезных ископаемых месторождений класса залегают непосредственно в корах выветривания. Различают площадную и линейную коры выветривания. Площадная кора сплошным чехлом толщиной до первых десятков метров покрывает коренные породы, и тела полезных ископаемых имеют пласто- или линзообразную форму и субгоризонтальное залегание. Линейная кора распространяется по полого и крутопадающим зонам повышенной трещиноватости пород, залежи имеют жилообразную форму мощностью до 10м и прослеживаются на глубину до 20 - 30 м. Обычно встречаются комбинированные месторождения с площадной и линейной корой. Месторождения линейной коры выветривания характерна для случаев, когда площадная кора выветривания смыта эрозией. Мощность кор выветривания и соответственно размеры месторождений определяются совокупным влиянием ладшафтных факторов : климатом, рельефом, уровнем грунтовых вод и составом коренных пород. Наиболее интенсивно процесс выветривания протекает в условиях жаркого влажного климата, при среднегорном холмистом рельефе, обеспечивающем глубокое положение уровня грунтовых вод, выше которого идет процесс выветривания. Среди магматических пород наиболее легко подвергаются выветриванию глубинные ультраосновные породы, а среди осадочных соли, сульфатные и карбонатные горные породы.

Изображение слайда
54

Слайд 54

Состав полезных ископаемых и самих кор выветривания определяется в основном двумя факторами : интенсивностью процесса выветривания и составом коренных пород (субстрата), подвергающихся выветриванию. Интенсивность выветривания определяется в первую очередь климатом. В зависимости от интенсивности выветривания выделяются коры различного состава или профиля. Профиль коры выветривания характеризует наличие в вертикальном разрезе кор зон с различной степенью преобразования коренных пород. В полном профиле коры выветривания, характерного для условий жаркого влажного климата снизу вверх выделяются четыре зоны: обломочная, гидрослюдистая, каолинитовая и латеритная. В зависимости от того, какая зона находится в верхней части коры различают четыре профиля : обломочный, гидрослюдистый, каолинитовый и латеритный. Классификация остаточных месторождений. Выделяют четыре класса : обломочный, гидрослюдистый, каолинитовый и латеритный. Месторождения обломочного профиля характерны для неразвитой коры и могут быть распространены в различных климатических условиях. Для них характерно развитие одной обломочной зоны, возникающей в основном за счет физического выветривания. В зависимости от состава субстрата это могут быть месторождения глин в коре выветривания аргиллитов, песков - в коре песчаников, известняковой муки - в коре известняков.

Изображение слайда
55

Слайд 55

Гидрослюдистый класс месторождений формируется при более интенсивном выветривании в условиях умеренного влажного и боле теплого климата формируются коры, содержащие наряду с обломочной гидрослюдистую зону, возникшую в основном в результате гидратации гидратации минералов. Коры выветривания этого профиля являются главным источником вермикулита и в меньшей степени монтмориллонита. Вермикулитовые месторождения залегают в коре выветривания флогопит или биотит содержащих пород ( Ковдорское месторождение). Монтмориллонитовые месторождения коры выветривания обычно характеризуются малыми размерами и образуются в корах выветривания пород различного состава: ультраосновных, кислых эффузивов и карбонатно-глинистых. Месторождения и коры выветривания каолинитового (глинистого) профиля образуются в еще более благоприятных для выветривания влажных субтропических условиях. В их разрезе наряду с охарактеризованными выше зонами появляется третья - каолинитовая. Само название профиля говорит о том, что он содержит месторождения каолинов и кирпичных глин, образующихся в корах выветривания алюмосиликатных магматических и метаморфических горных пород. В качестве примера можно указать месторождения каолинов и глин, распространенные в коре выветривания гранито-гнейсов Украинского кристаллического щита.

Изображение слайда
56

Слайд 56

Наибольщее разнообразие месторождений связано с корами выветривания латеритного профиля, образующимися в условиях жаркого влажного тропического климата. Современные месторождения распространены в приэкваториальной климатической зоне, а ископаемые - могут встречаться в регионах существования соответствующего палеоклимата. Вертикальный разрез кор характеризуется обычно четырехчленным строением с присутствием верхней латеритной зоны, называемой в зарубежной литературе кирасой и состоящей из гидроксидов железа, марганца или алюминия. Самые мощные и продуктивные в отношении полезных ископаемых коры выветривания характерны для ультраосновных магматических пород : никельсодержащий нонтронит, бурые железняки, обогащенных марганцем, кобальтом, никелем и хромом. (месторождения силикатных никелевых руд), Коры выветривания основных магматических пород - базальтов и габбро, содержатя бокситы и бурые железняки. Для кор выветривания гранитоидов и глинистых сланцев характерны нижняя каолинитовая и верхняя бокситовая зоны. При выветривании горных пород или коренных месторождений, содержащих устойчивые к выветриванию минералы, может происходить концентрация ценных минералов в элювии с образованием так называемых элювиальных россыпей: драгоценные камни, золото, алмазы, касситерит. Таким образом, состав полезных ископаемых кор выветривания определяется в значительной степени составом коренных пород и содержанием элементов, которые могут накапливаться в корах выветривания, образуя труднорастворимые соединения. Генезис остаточных месторождений выветривания. Образование кор выветривания можно рассматривать как низкотемпертаурный метасоматоз, приводящий к постепенному замещению первичных пород продуктами выветривания. При этом концентрация полезных ископаемых и образование месторождений происходит на геохимических барьерах.

Изображение слайда
57

Слайд 57

Инфильтрационные месторождения выветривания Название класса связано с названием процесса. Инфильтрация - это просачивание поверхностных вод в толщу осадков или горных пород. Такие воды могут содержать различные компоненты, концентрация которых на геохимических барьерах может привести к образованию месторождений полезных ископаемых. Тела полезных ископаемых залегают среди проницаемых для грунтовых вод осадочных отложений и горных пород. Форма тел бывает различной: линзовидной, серповидной, лентовидной. Типичной считается серповидная форма залежей. Состав полезных ископаемых определяется, во-первых, составом выветривающихся горных пород, поставляющих вещества для образования месторождений, и, во-вторых, характером геохимического барьера (средой концентрации), на котором происходит минералообразование. Классификация инфильтрационных месторождений основана на характере среды, в которой происходит концентрация полезных компонентов, т.е. на характере геохимического барьера. Выделяются пять подклассов, связанных с пятью барьерами: щелочным, восстановительным, температурно-барическим, криогенным и фильтрационным.

Изображение слайда
58

Слайд 58: Месторождения осадочной группы

Осадочная группа объединяет месторождения, образовавшиеся осадочным путем. Они залегают среди осадочных горных пород чехла древних и молодых платформ, а также среди осадочных пород фанерозойских складчатых областей. Состав полезных ископаемых зависит от формационной принадлежности и фациальных условий образования окружающих осадочных горных пород, что в свою очередь отражает общность условий образования месторождений и окружающих их горных пород. Общие условия образования осадочных горных пород и месторождений, генетическая классификация месторождений. В формировании осадочных горных пород им выделяются три стадии, каждая из которых разделяется на этапы. Первая стадия получила название седиментогенез, вторая - диагенез, третья - катагенез. Месторождения класса механических осадков Месторождения класса образуются в результате механической дифференциации обломочного материала в процессе переноса и осадконакопления на земной поверхности. В зависимости от степени дифференциации переносимого материала и наличия ценных полезных минералов в нем месторождения класса механических осадков подразделяются на два подкласса : месторождения обломочных горных пород и осадков, 2) россыпные месторождения минералов.

Изображение слайда
59

Слайд 59

Месторождения подкласса обломочных горных пород и осадков Данный подкласс включает месторождения сырья, широко используемого в производстве строительных материалов. Седиментогенетический ряд месторождений подкласса представлен современными делювиальными, аллювиальными, озерными, прибрежно-морскими терригенными осадками, пригодными для использования. Седименто-диагенетический ряд месторождений представлен аналогичными по происхождению и строению залежами аргиллитов, песчаников и конгломератов. Подкласс россыпных месторождений минералов Среди россыпных месторождений в основном разрабатываются месторождения седиментогенетического ряда, хотя иногда в разработку вовлекаются месторождения и седименто-диагенетического ряда. По условиям образования россыпи могут быть эоловыми, делювиальными, пролювиальными, аллювиальными, прибрежно-морскими. Делювиальные россыпи Делювиальные россыпи, как и вообще делювиальные отложения, формируются на склонах и встречаются обычно в горных и предгорных районах с небольшой мощностью чехла рыхлых отложений. Россыпи валунов хромшпинелидов разрабатываются на Сарановском месторождении.

Изображение слайда
60

Слайд 60

Аллювиальные россыпи Аллювиальные россыпи, являясь составной частью аллювиальных отложений, располагаются в долинах современных или древних рек. Они отличаются от обычного аллювия промышленными концентрациями устойчивых к выветриванию минералов, обладающих повышенной плотностью. Среди них преобладают самородные минералы золота, платины, алмаз, оксидные минералы: касситерит, вольфрамит, сапфиры, рубины. Основной промышленный интерес представляют современные россыпи. Состав полезных ископаемых аллювиальных россыпей определяется в основном наличием в коренных породах долины россыпеобразующей реки источника материала. Образование аллювиальных россыпей осуществляется в процессе движения водного потока реки на плотиковом и г идродинамическом барьерах Прибрежно-морские россыпи Современные россыпи располагаются по побережьям морей и океанов в зоне прилива, а в закрытых морях - в зоне прибоя. Ископаемые россыпи залегают в терригенных формациях шельфа континентальных окраин. Тела полезных ископаемых имеют форму узких вытянутых вдоль побережья линз мощностью 0,5 - 1 м, длиной в десятки метров, шириной 5 - 10м. Эти линзы образуют участки вдоль побережий, вытягивающиеся на десятки и сотни километров. Россыпи протягиваются вдоль пологих берегов с выработанным эрозионным профилем равновесия, находясь на пляже или под урезом воды. Они отличаются мелкозернистым песчаным составом отложений и концентрацией ценных минералов на поверхности осадка. В вертикальном разрезе продуктивной линзы выделяется до десятка рудных прослоев, обогащенных ценными минералами.

Изображение слайда
61

Слайд 61

Месторождения класса химических осадков К классу химических осадков относятся месторождения, концентрация полезных компонентов в которых, осуществляется на земной поверхности путем осаждения из водных растворов. В составе водных растворов химические элементы могут мигрировать находясь в двух формах: ионно-молекулярной и коллоидной. Соответственно различаются растворы истинные и коллоидные. Миграция в виде истинных растворов характерна для щелочных и щелочноземельных металлов, а в виде коллоидных для металлов с переменной валентностью, таких как алюминий, железо и марганец. Осаждение соединений из истинных растворов происходит в результате их пересыщения, а из коллоидных растворов - в результате их коагуляции. Различие форм миграции, способов концентрации и состава полезных ископаемых обуславливают необходимость разделения месторождений класса химических осадков на два подкласса: 1) осадки и концентраты истинных растворов, 2) осадки коллоидных растворов.

Изображение слайда
62

Слайд 62

Месторождения подкласса осадков и концентратов истинных растворов Месторождения подкласса представлены всеми четырьмя рядами: седиментогенетическим, седименто-диагенетическим, катагенетическим и раннего гипергенеза. Седиментогенетический ряд объединяет современные образования: воды мирового океана и солеродные бассейны. Воды мирового океана являются важным источником поваренной соли, магния, пресной воды и других компонентов. Ряд седименто-диагенетических месторождений представлен ископаемыми месторождениями солей. Их региональное геологическое положение определяется литологическим, тектоническим и стратиграфическим факторами. Литолого-тектонические факторы выражаются в залегании месторождений среди пород осадочной галогенной формации предгорных прогибов (Верхнекамское в Предуральском прогибе. К катагенетическому ряду относятся месторождения йодо-бромных хлоридно-натриево-кальциевых рассолов, иногда содержащих литий. Это комплексное гидроминеральное сырье, используемое главным образом для получения йода и брома, а также в бальнеологических целях. Ряд месторождений раннего гипергенеза представлен залежами питьевых лечебных и столовых минеральных подземных вод.

Изображение слайда
63

Слайд 63

Месторождения подкласса осадков из коллоидных растворов К этому подклассу относятся месторождения, главная масса полезных компонентов которых сконцентрировалась при коагуляции - слипании частиц дисперсной фазы коллоидных растворов. В природных поверхностных водах частицы дисперсной фазы обычно бывают представлены гидрозолями алюминия, железа и марганца, чем и определяется состав полезных ископаемых месторождений подкласса. Кроме того, некоторые металлы, такие как золото, уран, медь и др., могут находиться в коллоидных растворах в форме ионов, сорбированных на поверхности коллоидных и тонкодисперсных частиц глинистого и органического вещества. При выпадении этих частиц в осадок сорбированные металлы могут накапливаться в нем. Седиментогенетический ряд представлен современными часто непромыщленными концентрациями металлов. Они характерны для областей теплого гумидного климата, в поверхностных водах которых содержится повышенное по сравнению с другими климатическими зонами количество металлов в виде взвесей и коллоидных частиц. Минералообразование осуществляется как на континенте в речных и озерных условиях, так и на море.

Изображение слайда
64

Слайд 64

Седименто-диагенетический ряд объединяет ископаемые месторождения, в которых накопленное в процессе седиментогенеза вещество подверглось диагенетическим изменениям. Региональное геологическое положение месторождений определяется формационно-литологическими и стратиграфическими факторами. Месторождения располагаются в чехле древних и молодых платформ, где бывают приурочены к континентальным озерным и речным или морским трансгрессивным фациальным комплексам обычно внутри морских карбонатных формаций. Аналогичная картина отмечается и для фанерозойских складчатых областей, в пределах которых месторождения тяготеют к перерывам внутри карбонатных формаций пассивных окраин континентов.

Изображение слайда
65

Слайд 65: МЕСТРОЖДЕНИЯ МЕТАМОРФОГЕННОЙ СЕРИИ

К метаморфогенной серии относятся месторождения, полезные ископаемые которых претерпели метаморфизм или образовались в результате метаморфизма. Различают два основных вида метаморфизма: региональный метаморфизм, обусловленный совокупным воздействием повышающихся температур и давлений, и контактовый метаморфизм, связанный преимущественно с увеличением температуры окружающей среды. В соответствии с этим серия делится на две соответствующие группы. Месторождения группы регионального метаморфизма Геологическое положение Месторождения связаны с формациями протоплатформенных первично осадочных или вулканогенно-осадочных метаморфизованных горных пород фундаментов докембрийских платформ. Они располагаются на щитах платформ или в блоках фундамента древних платформ (террейнах) фанерозойских складчатых областей. Возраст большинства месторождений архейский, а чаще протерозойский. Тела полезных ископаемых имеют пластовую, линзообразную, столбообразную форму. Причем две последние характерны для случаев перераспределения вещества в процессе метаморфизма. Главной особенностью тел месторождений группы является их интенсивная дислоцированность складчатостью и разрывами. Важно отметить весьма крупные размеры как самих рудных тел, так и месторождений в целом. Месторождения могут иметь в длину десятки километров при мощности продуктивных толщ в сотни метров и соответственно иметь крупные и уникальные запасы полезных ископаемых. Строение руд характеризуется катакластическими текстурами: гнейсовидными, сланцеватыми, плойчатыми.

Изображение слайда
66

Слайд 66

Состав полезных ископаемых месторождений регионального метаморфизма определяется двумя главными факторами : степенью метаморфического преобразования исходного вещества и составом исходного вещества. Первый фактор - фация метаморфизма, влияет в основном на состав нерудных минералов. Так в фации зеленых сланцев устойчивыми являются антрацит, нефрит, магнетит, при более глубоком метаморфизме амфиболовой фации существуют графит, кианит, корунд, для гранулитовой фации характерны гранат, рутил, для эклогитовой - также рутил. Вторым фактором определяется химический состав продукта регионального метаморфизма. При этом исходным веществом может быть первично экзогенное или экзогенное полезное ископаемое или горная порода. В процессе метаморфизма может произойти минеральное преобразование ранее существовавшего полезного ископаемого или полезное ископаемое может образоваться в результате метаморфизма. Исходя из этого группа месторождений регионального метаморфизма подразделяется на два класса : класс метаморфизованных и класс метаморфических месторождений.

Изображение слайда
67

Слайд 67

Класс метаморфизованных месторождений Класс представлен в основном рудными месторождениями, в которых первично осадочные, вулканогенно-осадочные или гидротермальные руды подверглись метаморфизму. При метаморфизме изменяется не только минеральный состав и первичное залегание тел полезных ископаемых, но и под действием метаморфогенных растворов может происходить перегруппировка вещества с образованием наряду с первичными обычно бедными рудами залежей богатых руд внутри продуктивной толщи. Для класса характерны месторождения железных и марганцевых руд, связанные с толщами железистых кварцитов. Примерами могут служить железорудные магнетит-гематитовые месторождения Криворожского бассейна на Украине, марганцеворудные браунитовые месторождения среди спессартин-родонитовых пород Индии и Бразилии. Для них характерна реликтовая полосчатая текстура, отражающая первично осадочное происхождение руд. Причем в Криворожском бассейне богатые промышленные залежи располагаются в виде линз и столбов в крыльях и на сводах складчатых структур среди толщи железистых кварцитов с пониженным содержанием железа. Уникальными являются месторождения золота в конгломератах ЮАР, которые образовались в результате метаморфизма дельтовой россыпи крупной протерозойской реки. Важное значение класс имеет и для полиметаллических руд.

Изображение слайда
68

Слайд 68

Класс метаморфических месторождений Класс включает месторождения, полезные ископаемые которых образовались в результате метаморфизма. Это в основном продукты метаморфизма осадочных горных пород, представляющие собой месторождения метаморфических горных пород, используемых в строительстве или месторождения минералов. Реже полезные ископаемые могут быть представлены продуктами метаморфизма магматических пород. В зависимости от того, среди пород какой фации метаморфизма залегают месторождения, они могут быть подразделены на генетические ряды : зеленосланцевый, амфиболовый, гранулитовый, эклогитовый. Среди первично экзогенных полезных ископаемых зеленосланцевого ряда наиболее распространенными являются мраморы, образующиеся при метаморфизме известняков и доломитов, а также кровельные сланцы, образующиеся при метаморфизме глинистых пород. Менее распространены месторождения амфибол-асбестов, приуроченные к толщам глинистых сланцев с мраморизованными доломитами или к толщам ожелезненных кварцитопесчаников. В метаморфических породах встречаются жилы, минеральный состав которых зависит от состава вмещающих пород. Такие жилы получили название альпийских. Они возникают при минералообразовании из метаморфогенных вод. С кварцевыми жилами, залегающими среди кварцитопесчаников, могут быть связаны месторождения горного хрусталя

Изображение слайда
69

Слайд 69

К амфиболовому ряду следует относить месторождения графита, типичным представителем которых является Завальевское на Украинском щите, приуроченное к тоще амфиболовых гнейсов, перекрываемых кварцитами и мраморами. В этой же фации метаморфизма образуются корунд, а также кианит и силлиманит. Кианитовые сланцы рассматриваются как перспективное сырье для получения алюминия. Гранулитовый ряд представлен месторождениями наиболее прочных горных пород - кварцитов, среди которых широко известно Шокшинское малиновых кварцитов в Карелии, а также залежами абразивного сырья - гранатовых сланцев. Физико-химические условия образования месторождений группы регионального метаморфизма Процессы регионального метаморфизма протекают в нижних горизонтах земной коры в условиях повышенных температур и давлений. Метаморфизм фации зеленых сланцев начинается при температуре порядка 450 - 500оС и давлении порядка 1000 атм и продолжается в гранулитовой фации до температур 900 - 950оС и давлении 10000 атм. Важную роль при преобразовании пород и руд играет вода, которая при высоких температурах и давлениях превращается в гидротермы, находящиеся в жидкой и парообразной фазах. При метаморфизме в основном имеют место изохимические процессы, т.е. привноса и выноса химических элементов из системы не происходит, изменяются лишь минеральные парагенезисы в соответствии с термобарическими условиями.

Изображение слайда
70

Последний слайд презентации: МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭНДОГЕННОЙ СЕРИИ Месторождения ликвационного класса

В образовании полезных ископаемых обычно участвуют следующие процессы: во-первых, первичные осадочные или магматические, приводящие к формированию исходных пород или скоплений металлов, во-вторых, собственно метаморфические, приводящие к перекристаллизации пород и изменению их минерального состава, и в третьих, могут проявиться гидротермально-метаморфические процессы, обуславливающие вынос одних компонентов и привнос других. Например, история формирования месторождений богатых руд Криворожского бассейна рассматривается в следующей последовательности. Первоначально в осадочном протерозойском бассейне накапливались железисто-кремнеземистые осадки, представленные переслаиванием отложений гидрооксидов железа и кремния. Диагенез и последующий метаморфизм осадков привел к образованию полосчатых железистых кварцитов, представленных тонким переслаиванием слоев кварца и гематита. При последующих гидротермально-метаморфических процессах под действием щелочных растворов кварц был растворен и вынесен, а рудные минералы железа остались. В результате образовались залежи богатых железных руд с реликтовой полосчатой текстурой.

Изображение слайда