51 Магматические месторождения и связанные с ними полезные ископаемые.

Магматические месторождения формируются в процессе дифференциации металлоносной магмы непосредственно из расплава УО и щелочного состава. При остывании такого расплава накопление рудообразующих минералов может происходить тремя путями.

Во-первых, магма рудно-силикатного состава при охлаждении распадается на две несмешивающиеся жидкости – силикатную и рудную, раздельная кристаллизация которых приводит к обособлению ликвационных магматических месторождений.

Во-вторых, в силикатных магмах металлы могут войти в состав минералов ранней кристаллизации, сконцентрироваться в ней ещё до полного отвердевания оставшейся безрудной части расплава и образовать раннемагматические (сегрегационные, кумулятивные) месторождения.

В-третьих, в подобного рода силикатных магмах, содержащих повышенное количество летучих соединений, металлы и их оксиды кристаллизуются при более низких температурах, после затвердевания главной массы породообразующих силикатов, из остаточных расплавов, формируя позднемагматические (гистеромагматические, фузивные) месторождения.

ЛИКВАЦИОННЫЕ месторождения связаны с магматическими породами габбровой и щелочной формации, образующими в обстановке активизированных платформ пологие плоские расслоенные массивы. Таки массивы имеют зональное строение, обусловленное переходом от более основных разностей в их основании к наименее основным у их вершины. Типичными представителями ликвационных месторождений являются сульфидные медно-никелевые (м.Калгурли в Австралии, Садбери в Канаде, Норильск и Талнах в Сибири и др.) и хромит-титаномагнетитовые, связанные с габбровой формацией, а акже редкоземельные, ассоциированные с формацией щелочных пород.

Образование сульфидных медно-никелевых руд происходит в обстановке сравнительно невысоких давлений при начальной температуре 700-600˚С, снижающейся к концу процесса иногда до 300-200˚С.

Минеральный состав руд: пирротин, пентландит и халькопирит, магнетит. Из нерудных минералов, кроме оливина, ромбических пироксенов и др. магнезиально-железистых силикатов, могут присутствовать продукты их преобразования – гранаты, моноклинные пироксены, эпидот, серпентин, актинолит, тальк, хлорит и карбонаты. Второстепенные и редкие минералы более разнообразны. В этой группе наиболее существенны минералы благородных металлов (золото, платина, палладий, фрудит и др.), минералы меди (борнит, халькозин, ковеллин, валлериит, кубанит, дигенит), минералы никеля (никелин, хлоантит, виоларит, миллерит, бравоит и др.☺- во названия-то!), минералы кобальта (арсениды и сульфоарсениды). Кроме того, изредка встречаются титаномагнетит, ильменит, хромшпинелиды, пирит, марказит, молибденит, сфалерит, галенит, самородное железо.

Среди сульфидных медно-никелевых месторождений известны очень крупные объекты с запасами руды в сотни миллионов тонн. Содержание никеля в товарной руде этих месторождений обычно лежит в пределах 0.4-3%, меди 0.5-2%, платиноидов – от следов до 20 г/т и более (Африка).

Расслоенные массивы Южной Африки представлены двумя выдающимися образованиями руд хромитов, титаномагнетитов и платиноидов – в Бушвельдском комплексе и в Великой Дайке. Они сформированы в обстановке протоактивизации среди метаморфических пород протерозойского времени в результате внедрения магмы габбровой формации.

РАННЕМАГМАТИЧЕСКИЕ месторождения формируются в результате обособления ранних фракций минералов кристаллизационной дифференциации, их концентрации под воздействием силы тяжести и конвективных течений магмы, иногда вследствие выжимания таких рудных концентратов в сторону от места их накопления.

К раннемагматическим месторождениям принадлежат зоны вкрапленников и шлиры хромитов, в том числе скопления хромитов в перидотитах раннегеосинклинальной стадии развития, содержащие редкие зерна платины и алмазов. К ним также относится аналогичное титаномагнетитовое оруденение в раннегеосинклинальных габброидах. Для раннемагматических месторождений характерны: 1) плавный переход от рудных тел к магматическим породам, отсутствие резко очертанных границ; 2) отчетливые идиоморфизм рудных минералов, сцементированных позднее выделившимися породообразующими силикатами; 3) рассредоточенный характер оруденение и общее убогое содержание ценных компонентов, редко создающих значительные месторождения хромитов и титаномагнетитов. Единственными объектами среди раннемагматических месторождений, имеющими большое практическое значение, являются коренные месторождения алмазов.

Все существенные месторождения АЛМАЗОВ генетически связаны с трубками кимберлитов, контролируемыми разломами тектонической активизации древних платформ. С протерозойской активизацией связаны алмазоносные кимберлиты Африканской и Индийской платформ, с позднепалеозойским оживлением – Сибирской, Африканской и Австралийской платформ, а также Калимантана. Иногда алмазоносные кимберлиты формировались в несколько этапов.

Петрографически кимберлит представляет собой УО породу порфировой структуры. Он является либо остаточным продуктом длительного фракционирования, либо фракцией частичной выплавки мантийного вещества. Среди ксенолитов выделяются обломки двух типов: 1) чуждых пород (амфиболитов, гнейсов, сланцев, песчаников, известняков и др.), 2)родственных пород (оливиновых гипербазитов, перидотитов, эклогитовых сланцев и др.). Минеральный состав: алмаз, оливин, пироп, энстатит, диопсид, хромдиопсид, хромит, ильменит, шпинель, магнетит, флогопит, апатит, графит. Алмазы кимберлитовых трубок разнообразны по сортам, кристаллографическому облику, окраске и размерам. Включения алмазов, с одной стороны, находятся в оливине, диопсиде, гранате; с другой стороны, в самих алмазах отмечаются включения этих минералов. Все это свидетельствует об одновременном выделении как кимберлитообразующих минералов, так и алмазов, подтверждающем раннемагматическое происхождение алмазных месторождений.

На земном шаре выявлено 2000 кимберлитовых трубок, но не все они алмазоносны; количество трубок с промышленным содержанием алмазов составляет 1-3%. Относительно генезиса алмазов в кимберлитах известны три главные точки зрения: 1) алмазы образовались в результате ассимиляции кимберлитовой магмы углеродсодержащих пород; 2) алмазы кристаллизовались на мантийных глубинах, захвачены кимберлитовым расплавом и вынесены к земной поверхности, 3) алмазы выкристаллизовывались в самой кимберлитовой магме как ее естественные породообразующие минералы.

ПОЗДНЕМАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ. Среди позднемагматических месторождений различаются: хромитовые, связанные с перидотитовой формацией; титаномагнетитовые, ассоциированные с габбровой формацией ранней ста­дии геосинклинального развития; апатитовые местами с магне­титом; щелочных массивов активизированных платформ. Фор­мирование позднемагматических месторождений обусловлено остаточными расплавами, обогащенными газово-жидкими мине­рализаторами, которые служат природным флюсом, задержи­вающим раскристаллизацию таких расплавов до конца отвер­девания массивов материнских пород.

Для всех них типичны некоторые общие, объединяющие признаки: 1) часто эпигенетический характер рудных тел, представленных секущими жилами, линзами и трубками; 2) ксеноморфный облик рудных минералов, цементирующих ранние породообразующие силикаты и создающие сидеронитовую структуру руды; 3) крупные масштабы месторождений до­статочно концентрированных руд.

Месторождения хромитов. Хромитовые месторожде­ния располагаются внутри гипабиссальных массивов ультраос­новных пород и являются их фацией. Известны хромитовые ме­сторождения: архейские (Западная Гренландия), протерозой­ские (Индия, США, Финляндия), каледонские (Норвегия, ЮАР), герцинские (Урал, Балканы, вероятно, большая часть Турции, Ирана), альпийские (СФРЮ, Албания, Филиппины, Куба, Новая Каледония, Индия).

Среди хромитоносных массивов преобладают лакколиты, лополиты и силлы. Обычно их основание сложено дунитом, выше располагаются гарцбургиты, еще выше лерцолиты и, наконец, пироксениты. Хромитовые залежи, как правило, сосредоточены среди дунитов, обычно серпентинизированных, а также в пере­ходных фациях дунит-гарцбургитовых пород. Они имеют форму жил, линз, труб, гнезд и полос массивных и вкрапленных руд. Среди текстур хромитовых руд преобладают полосча­тые, пятнистые, нодулярные, брекчиевые и вкрапленные. Струк­тура их мелко- и среднезернистая. Руда хромитовых месторождений сложена хромшпинелидами, ассоциированными с породообразующими минералами. Главные ми­нералы: феррихромит РеСг2О4, феррихромпикотит Fe(Cr,A1)2O4, хромит (Mg, Fe) (Сг, А1)2О4, маг- нохромит MgCr2O4 и др.Из нерудных распространены оливин, серпентин,хлорит,карбонаты, режеотмечаются пироксен, амфибол, гранат, фуксит, хромхлорит, хромрутил.

Запасы хромитовой руды в наиболее крупных месторожде­ниях достигают сотен миллионов тонн. Для металлургических целей разрабатываются высокосортные руды с содержанием оксида хрома выше 45 % при отношении Сг2О3 к FeO более 2,5; в химической промышленности используются руды более низ­ких сортов с содержанием 35—40 % оксида хрома.

Месторождения титаномагнетитов. Типичные позднемагматические месторождения титаномагнетитовых руд залегают в дифференцированных массивах основных пород, генетически связанных с габбро-пироксенит-дунитовой форма­цией ранней стадии геосинклинального цикла геологического развития. Они известны среди габброидных пород протерозой­ских и рифейского циклов (Канадский щит, Балтийский щит, Норвегия, Швеция, Финляндия, Индия, массивы древних пород Аппалачей, плато Колорадо и Скалистые горы США, Австра­лии, Португалии и др.); в основных породах каледонского цикла (ЮАР, Норвегия, отчасти Урал); в породах габбрового состава герцинского цикла (Урал).

Среди титаномагнетитовых месторождений И. Малышев вы­делил: 1) месторождения в анортозитах и габбро-анортозитах с ильменитовыми, магнетит-ильменитовыми, гематит-ильменито-выми, местами рутил-ильменитовыми рудами, 2) месторожде­ния в габбро-норитах с ильменит-магнетитовыми рудами. Пе­реход от ильменитовых руд к магнетит-ильменитовым и магнетит-гематитовым, согласно Дж. Ферхугену, связывается с нарастающей степенью окисления в процессе кристаллизации рудообразующего расплава. Отмечается, что размеры и интен­сивность накопления титаномагнетитовых руд тем больше, чем длительнее остывание магмы, совершеннее ее дифференциация, интенсивнее сопровождающие этот процесс тектонические по­движки, создающие ослабленные зоны и отжимающие в них фракционированный рудный расплав.

По форме рудных тел среди титаномагнетитовых месторож­дений выделяются жилы, линзы, гнезда, а также вкрапленники шлирообразной, лентовидной и неправильной формы. Положе­ние и морфология этих тел контролируются элементами прото-магматического расслоения, оживляемого на заключительных стадиях раскристаллизации пластовыми зонами скола. Минеральный состав титаномагнетитовых руд определяется тремя главными минералами: рутилом, ильменитом и титано-магнетитом. Кроме того, в рудах отмечаются минералы группы рутила (анатаз, брукит), группы ильменита (гейкилит, пиро­филлит, браннерит), магнетит, апатит, сульфиды (преимущест­венно пирротин, пирит, халькопирит), породообразующие мине­ралы основных пород и продуктов их изменения (гранат, амфи­бол, серпентин, эпидот, хлорит, гематит, лейкоксен, карбонаты). Текстура руд вкрапленная, пятнистая, полосчатая, массивная. Характерна сидеронитовая структура руды с обилием явлений распада титаномагнетита на ильменит и магнетит.

Среди титаномагнетитовых известны очень крупные место­рождения с запасами руды в миллиарды тонн и соответственно с запасами титана, превышающими десятки миллионов тонн. Руды этих месторождений комплексные, обычно требующие обогащения. Содержание железа в них колеблется в широких пределах—от 10 до 53 %, оксида титана от 2—4 до 20 %. ванадия от 0,1 до 0,5, в исключительных случаях до 8 % (Индия и Пакистан).

Апатитовые месторождения. Уникальным является Хибинский массив щелочных пород Кольского полуострова с апатит-нефелиновыми залежами. Хибинский массив формиро­вался в связи с тектоно-магматической активизацией герцинского периода на Балтийском щите. Он имеет форму лополита и характеризуется коническим строением, обусловленным внед­рением хибинитов и нефелиновых сиенитов. Вдоль границы внешнего хибинитового и внутреннего сиенитового комплексов внедрились породы ийолит-уртитового ряда, с которыми прост­ранственно и генетически связаны наиболее значительные залежи апатита. Они представлены прерывистым кольцом крупных линз, расположенных вдоль поверхности от­слоения ийолит-уртитов (лежачий бок) и перекрывающих их рисчорритов (висячий бок).

Большинство геологов рассматривает апатитовую руду как продукт дифференциации щелочного магматического расплава на глубине и внедрение его по конической зоне отслоения, за-ложившейся между более ранней внешней оболочкой и более поздним, внутренним ядром Хибинского лополита. Высказыва­лись предположения, что строение Хибинского массива опреде­ляется кристаллизационной дифференциацией на месте, с обо­соблением апатитового кумулята под воздействием конвектив­ных течений.

Апатит-магнетитовые месторождения. Эти до­статочно редкие месторождения связаны с породами сиенито­вой магмы.

Выдающимся является рудное поле Кирунавара в Север­ной Швеции. Подобного рода месторождения известны в Центральной Швеции, в Норвегии, США (Адирондайк), Мек­сике (Маркадо, Дуранго), Чили (Альгарробо, Тьфо). В СССР к ним приближаются месторождения Лебяжинское и Суроям-ское на Урале, а также Маркакульское на Алтае.

Жилообразные тела и линзы руды обычно приурочены к контакту щелочных гипабиссальных пород или располагаются между их разновидностями, представляющими собой продукты последовательного внедрения сложных интрузивов.

Руда состоит из магнетита с примесью апатита (до 15%) и небольших количеств гематита, диопсида, амфибола, турма­лина, циркона, биотита, кварца, карбонатов и очень редких сульфидов.

К магматическим месторождениям относятся полезные ископаемые, образовавшиеся в недрах Земли в процессах ликвации и дифференциации средней, основной или ультраосновной магмы, содержащей в своем составе повышенные концентрации полезных компонентов.

Условия образования магматических месторождений

• Высокие температуры

• Высокие давления

• Большие глубины

• Низкие показатели фугитивности кислорода и серы

Геологические обстановки магматических месторождений:

• Глубинные разломы

• Континентальный рифтогенез

• Зоны субдукции

• Области плюмовой активности

Морфологические особенности

• Гнездообразные, дайковые и штокверковые тела (уральские месторождения платины)

• Жило и плитообразные залежи (сарановское месторождение хромита)

• Линзообразные залежи и жилы (медно-никелевые месторождения)

• Столбообразные тела (алмазоносные кимберлиты)

Классы магматических месторождений:

• Раннемагматический:

1. Алмазоносные кимберлиты и лампроиты

2. Хромитовые, титаномагнетитовые и руды элементов платиновой группы в расслоенных ультраосновных комплексах

• Ликвационный:

1. Сульфидные Cu-Ni руды в базит-гипербазитовых комплексах

• Позднемагматический:

1. Хромитовые, титаномагнетитовые и апатит-нефелиновые месторождения

2. Редкие, рассеянные элементы в щелочных комплексах

Формации магматических месторождений

• Хромитовая

Верхние линзообразные (бедных медью) пирротиновых руд

Строение ликвационных месторождений

Близповерхностные габбро

(габбро-долериты)

Пироксениты

Боковые линзообразные залежи густовкрапленных медно-никелевых руд

Донные залежи

Нижние пластовые залежи густовкрапленных сравнительно богатых медью никелевых руд

Cu-Ni-PGE

• Самородной Pt

• Титаномагнетитовая в основных породах

• Алмазоносных кимберлитов и лампроитов

• Апатит-нефелиновая

• Редкоземельная в щелочных породах

• Карбонатитовые: Fe; U-TR; F

Способы отделения рудного вещества

• В ходе становления интрузивных массивов при остывании магмы происходит дифференциация вещества трех типов: ликвационная, гравитационная и кристаллизационная

Ликвационные месторождения

• Типичны Cu-Ni месторождения. Сульфидная жидкость выделяется в виде капель, захватывая в себя редкие элементы, такие как Bi, Pt, Ag, Pb, Ni.

• При этом такие капли за счет большей плотности осаждаются на дно магматической камеры и накапливают сульфидный расплав в большом объеме.

• В некоторых случаях сульфидный расплав в виде капель может уходить по трещинам и жилам во вмещающие породы и образовывать приповерхностные отдаленные от магматического очага самостоятельные тела.

Кристаллизационная дифференциация

Таким способом образуются большинство хромитовых и платиноносных месторождений.

Как правило, все хромитовые месторождения в той или иной степени обогащены платиноидами.

Схема формирования согласных и секущих залежей магматических месторождения в расслоенных плутонах. По А. Бэтману

Выкристаллизовывание твердых более легкоплавких элементов, тогда как большая часть расплава остается незакристаллизованной

Раннемагматические месторождения

• Среди раннемагматических месторождений наибольшее практическое значение имеют месторождения алмазов. Они связаны с ультраосновными или основными магматическими телами – кимберлитами или лампроитами, приурочены к разломам тектонически активизированных древних платформ.

Кимберлиты и лампроиты

• Кимберлиты образуются из магм самого глубинного происхождения, которые зарождаются на глубинах 100-200 км. Связаны с плюмами, которые изливаясь уничтожают часть коры и захватывают ее обломки.

• Кимберлитовые магмы являются результатом частичной выплавки мантийного вещества, и обогащены летучими компонентами (СО₂, Н₂О, N₂).

• Лампроит – это богатая магнием основная или ультраосновная лампрофировая порода, но в отличие от кимберлита обогащенная также калием.

Месторождения, связанные с щелочными интрузиями

• Месторождения апатита, нефелина и редкоземельных элементов.

• При дифференциации щелочной магмы, ее состав сдвигается в сторону накопления щелочей: К, Na, Ca. И после отсадки Ol и Px начинается кристаллизация нефелиновых сиенитов и нефелинитов. Далее начинает кристаллизоваться карбонатитовый расплав. Образуются сложные многофазные интрузии.

Карбонатитовые месторождения

• Карбонатитами называют магматогенные тела, состоящие преимущественно из карбонатов, пространственно и генетически связанные с формациями ультраосновных и основных щелочных пород и нефелиновых сиенитов