Тема 3. Условия образования эндогенных месторождений

ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ

Ключевые слова: Магматические, пегматитовые, карбонатитовые, скарновые, пневматолитовые, гидротермальные месторождения. Метаморфизованные, метаморфические месторождения. Геостатические предпосылки и геодинамические закономерности образования тектогенных месторождений

Магматические месторождения – образуют залежи полезных ископаемых, сформировавшиеся в недрах при застывании и кристаллизации магмы, содержащей повышенные концентрации рудных элементов (хрома, титана, железа, платины, меди, никеля и др.). Полагают, что образование залежей полезных ископаемых в остывающей магме происходит тремя способами. Во-первых, магма при охлаждении может распадаться на два несмешивающихся расплава, один из которых обогащен ценным минералом. Такой процесс называется ликвацией, а возникшие при этом месторождения называют ликвационными (например, содержащие кобальт и платиноиды, сульфидные медно-никелевые руды месторождений Норильска, Талнаха, Печенги). Во-вторых, ценные минералы при кристаллизации магмы могут выделиться ранее других, погрузиться на дно магматического резервуара и сформировать раннемагматические залежи. Возникшие таким путем месторождения хрома, титана и железа и др. руд называют сегрегационными или аккумулятивными. В-третьих, при кристаллизации магм, богатых газами, полезный компонент может сконцентрироваться в легкоплавком остаточном расплаве и при остывании образовать позднемагматические месторождения (например, месторождение титаномагнетита и хромитов Южного Урала; апатитов, тантала, ниобия и редких земель Кольского полуострова).

Пегматитовые месторождения. Образования пегматитовых месторождений связывают как с сегрегацией застывающего вещества магмы при температурах 370÷650ºС и давлении 100÷800 МПа, так и с метасоматическим замещением пород под воздействием газово-гидротермальных растворов, мобилизацией и локализацией отдельных элементов и соединений. Для пегматитовых месторождений характерны жилы, заполненные гигантскими и крупными минеральными зернами с повышенным содержанием легколетучих компонентов (^-ОН, фтора, хлора, брома и др.), редких и рассеянных элементов (Li, Rb, Cs, Be, Nb, Ta, Zr, Hf, Th, U, Sc и др.). Совокупность сближенных пегматитовых жил образует пегматитовые поля, которые располагаются поясами протяженностью до 4,5 тысяч км (Краевой Сибирский пояс).

Наибольшее распространение и практическое значение имеют кварцсодержащие пегматитовые жилы, генетически связанные с гранитоидами. Периферические зоны таких пегматитовых жил часто обладают мелкозернистой графической структурой, а их центральные части имеют крупноблоковую структуру, сложены крупными кристаллами полевых шпатов (размерами иногда до нескольких м³) и пачек мусковита, промежутки между которыми заполнены кварцем. Среди кварцсодержащих пегматитов выделяют несколько типов. Слюдяные пегматиты образуются на глубинах свыше 6 км, служат источником получения листового мусковита, керамического сырья (полевого шпата и кварца). Редкометальные пегматиты формируются на глубинах 4÷6 км, служат источником получения Li, Cs, Be, Ta, Sn, драгоценных камней и др. Хрусталеносные пегматиты образуются на глубинах 3÷4 км, служат источником получения горного хрусталя (пьезооптического сырья) и оптического флюорита, иногда топаза, берилла, аметиста, которые кристаллизуются в пустотах кварцевых жил.

В крупных жилах пегматитов, связанных с ультраосновными породами, центральная часть сложена плагиоклазом, корундом, флюоритом, бериллом, цеолитами и др. минералами. По обе стороны от центральной части располагаются зоны флогопитбиотита (иногда с изумрудом), далее от центра обычно следуют зоны актинолита и хлорита, иногда содержащие берилл; периферические зоны сложены тальком, постепенно переходящие в серпентинит и ультраосновные породы.

Пегматиты, ассоциирующиеся с основными магматитами, обычно сложены амфиболом, плагиоклазом, магнетитом, ильменитом, сульфидами, апатитом и др.

Пегматиты, связанные с щелочными магматитами, образуют жильные и линзообразные тела мощностью до нескольких десятков м, простирающиеся на сотни м, сложенные крупными кристаллами, блоками и гнёздами нефелина, микроклина, амфибола, эгирина, биотита; из второстепенных минералов в них находятся циркон (или эвдиалит), пирохлор, сфен и др. минералы, содержащие Ti, Be, Th, Nb, Li и др.

Карбонатитовые месторождения сложены в основном карбонатами кальция, магния и железа, пространственно связаны с массивами ультраосновных щелочных пород. Для них характерны руды Fe, Cu, Nb, Ta, редких земель, а также апатита и слюд. Часть специалистов считает карбонатиты магматическими образованиями, некоторые метасоматическими.

Скарновые месторождения возникают в зоне высокотемпературного контакта магматитов с карбонатными породами под воздействием магматогенных флюидов. Со скарнами могут быть связаны руды Fe, Cu, Со, Pb, Zn, W, Mo, Sn, Be, U, Au, скопления горного хрусталя, графита и др.

Многочисленны схожие пневматолитовые и гидротермальные постмагматические залежи руд Cu, Ni, Со, Zn, Pb, Bi, Mo, W, Sn, Li, Be, Ta, Nb, As, Sb, Hg, Cd, In, S, Se, Au, Ag, U, а также кварца, барита, флюорита, асбеста и др.

Пневматолитовые месторождения образуются при осаждении минерального вещества из горячих газов, выделяющихся при застывании магмы. Для пневматолитовых месторождений характерны рудные тела в форме штокверков, залежей неправильной формы и жил протяженностью до нескольких км; минералы: кварц, топаз, слюды, альбит, турмалин, флюорит, руды W, Sn, редких металлов. Месторождения этого типа распространены в районах развития гранитов (например, оловянные и вольфрамовые месторождения Восточной Сибири).

Гидротермальные месторождения образуются из осадков горячих водных растворов, циркулирующих в недрах. Источником растворенного минерального вещества может быть остывающая магма или породы, сквозь которые фильтруются подземные воды. Вода, растворяя различные соединения, переводит их в ионный раствор, из которого минеральные компоненты осаждаются при изменении давления, температуры и геохимической обстановки. Отложение руд происходит в открытых полостях, или при замещении пород: в первом случае возникают жильные, а во втором — метасоматические тела полезных ископаемых. Наиболее распространённой формой гидротермальных тел являются жилы, штокверки, пластообразные и неправильные по форме залежи. Гидротермальные тела окаймлены ореолом рассеяния рудных элементов, а прилегающие к ним породы могут быть гидротермально преобразованы. Гидротермальные месторождения образуются чаще всего на глубине от нескольких сот м до 5 км при температурах 100÷400°С.

Выделяются следующие важнейшие типы гидротермальных руд: 1) сульфидные (руды меди, цинка, свинца, молибдена, висмута, никеля, кобальта, сурьмы, ртути); 2) оксидные (руды железа, тантала, ниобия, олова, урана (UO₂) и др.); 3) карбонатные, месторождения железа (сидерит - FeCO₃) и марганца (родохрозит - MnCO₃); 4) самородные (золото, серебро); 5) силикатные неметаллические руды (асбест, слюды) и руды редких металлов (бериллия, лития, тория, редкоземельных элементов). Гидротермальные руды отличаются комплексностью. Обычно они неравномерно распределены в контурах залежей, образуя рудные столбы. Гидротермальным путем могут образовываться также: магнезит (MgCO₃), флюорит (CaF₂), барит (BaSO₄), графит, горный хрусталь (SiO₂), исландский шпат (CaCO₃), некоторые драгоценные камни (топаз, берилл и др.).

Метаморфогенные месторождения возникли в процессе регионального и локального метаморфизма горных пород. Подвергшиеся метаморфизму ранее существовавшие месторождения образуют группу метаморфизованных месторождений. Месторождения, возникшие в результате метаморфических преобразований минерального вещества, называются метаморфическими. Четких критериев разделения метаморфогенных месторождений на группы нет. Метаморфогенное происхождение имеют месторождение графита в Красноярском крае, железорудные месторождения Курской магнитной аномалии, Оленегорска и Ковдора (Мурманская обл.); апатита в Сибири, мрамора, кварцита, флогопита, амфибол-асбеста, нефрита, лазурита, графита, граната, руд титана и др.

Кроме магматических и метаморфических процессов в образовании месторождений существенную роль играет тектогенез. Для образования тектогенного месторождения должны реализоваться необходимые и достаточные условия. К необходимым условиям относятся геостатические (фоновые) предпосылки: петрофон и геохимическая специализация территории, определенное положение в стратиграфическом разрезе потенциально рудоносных толщ и их объем. Достаточным условием образования рудных залежей является мобилизация подвижных элементов, их перенос и локализация, для чего необходим значимый энергетический импульс, сопровождающейся структурной перестройкой недр. Устойчивые, повторяющиеся, существенные связи и отношения между палеонапряженным состоянием, дислокациями и рудными залежами являются выражением геодинамических закономерностей формирования тектогенных месторождений.

Для возникновения тектогенных месторождений существенное значение имеет эффективность первоначальной концентрации рудного компонента, отражающая нестабильность, последовательность и энергетику геодинамического режима территории в дорудный период. Источником металла в рудных залежах, как отмечал Линдгрен В. (1933) и Татаринов П.М. являются вмещающие породы, для которых характерен отрицательный геохимический ореол «истощения» за пределами рудных полей (Мороховский В.Н., 2000).¹¹

Процессы рудомобилизации (Егоров Д.Г.) энергетически обусловлены складкообразованием специфических толщ (рис. 1а), а локализация тектогенных залежей полезных ископаемых закономерно связана с зонами содизъюнктивной дилатации крупного разлома, секущего замок складки¹² (рис. 1б), который называется магистральным рудоконтролирующим разломом (МРР)¹³.

Пластическая деформация фокусирует энергию сжатия на массив пород в ядре складки и трансформирует ее в тепловую, способствует возникновению гидротермального очага с повышенными концентрациями рудных компонентов, переводу горных пород в пластическое состояние и образованию бескорневых структур. Под физико-химическим воздействием флюидов поверхностная энергия твердой фазы, прочность и вязкость горных пород снижается (эффект Ребиндера) и может произойти хрупкое разрушение массива, что вызывает локальную декомпрессию литосферы вдоль образовавшегося скола и ее «вскипание» [Соколов Б.А., Расцветаев Л.М.]. При высоком давлении вещество переходит в атом-вакансионное состояние, при котором диффузия и скорости химических реакций возрастают на 10÷15 порядков по сравнению с таковыми в массиве горных пород в нормальных условиях [Панин, 1997]. Флюиды перераспределяют нагрузку и вещество по законам гидравлики по ослабленным зонам.¹⁴ Смещение крыльев разрыва приводит к образованию двух зон относительного растяжения, в которых происходит рудоотложение по отрывам и сколам с зиянием (рис. 1б). Совокупность количественных и качественных характеристик геостатических предпосылок и геодинамических закономерностей определяет масштабы тектогенных месторождений.

Рис. 1. Механизм локализации флюидов (а) и формирования рудных ловушек в замках складок (б). 1 - направление и пути движения флюидов в локальные зоны растяжения; 2 - зоны аккумуляции флюидов; 3 - рудные ловушки; 4 - рудные тела (по Н.И. Мишину)

Модель механизма землетрясений дает ответ на вопрос, почему не все разломы имеют рудоконтролирующее значение. Землетрясению предшествует нагружение определенного объема литосферы до предела прочности породного массива. Величина полной энергии очага землетрясения определяется энергией пластического деформирования массива горных пород, вмещающего зону хрупкого разрушения. Основная энергия, предшествующая землетрясению, затрачивается на «обогащение» замков складок подвижными элементами из вмещающих пород. Вследствие малости объема массива пород затронутого хрупким разрушением (менее тысячной доли упругопластического объема складки) энергия, затрачиваемая непосредственно на хрупкое разрушение, мала по сравнению с энергией пластического деформирования (складкообразования). В момент главного толчка (образование МРР) происходит падение напряжений в локальном объеме гипоцентра землетрясения. Это приводит к перераспределению напряжений в зоне влияния разлома, где возможны афтершоки и образование более мелких разрывов. Именно, главный удар землетрясения порождает МРР, в зоны растяжения которого устремляются флюиды вскипевшего очага (рис. 1). В гипоцентрах афтершоков разломообразование происходит без предварительного формирования флюидного очага, а рудный материал для заполнения их зон относительного растяжения уже локализован в ловушках МРР и они остаются «пустыми».

Тектогенные рудные поля и месторождения обладают структурной упорядоченностью не зависимо от вида минерального сырья и особенностей вмещающих пород, что позволяет классифицировать их по кинематическому типу МРР как: месторождения в структуре рудного поля, сформированного сбросом; месторождения в структуре рудного поля, сформированного взбросом; месторождения в структуре рудного поля, сформированного сдвигом. Масштаб оруденения напрямую связан с мощностью и площадью распространения пластически деформируемой геохимически специализированной толщи, а также параметрами эллипсоида МРР (пример, Норильский и Печенгский рудные узлы).

Исследования связей между МПИ, главными чертами геологического строения и геологической истории данной территории, а также её геохимическими, гидрогеологическими и геоморфологическими особенностями служат научной основой поисков и разведки месторождений.