Контрольные вопросы

1. Какие Вы знаете серии месторождений полезных ископаемых?

2. Какой серии относятся пегматитовые месторождения?

3. К какой серии относятся колчеданные месторождения?

4. В чем разница между остаточными и инфильтрационными месторождениями?

5. Чем отличаются метаморфические месторождения от метаморфизованных?

6. Какие залежи полезных ископаемых называются сингенетичными?

2.1. Магматогенная серия

2.1.1. Магматические месторождения

Магматические месторождения формируются в процессе дифференциации металлоносной магмы непосредственно из расплава ультраосновного, основного или щелочного состава. Они разделяются на три класса: ликвационный, раннемагматический и позднемагматический.

Преобладающим источником рудообразующих элементов магматических месторождений было глубинное вещество подкоровой магмы. Магма рудносиликатного состава при охлаждении распадается на две несмешивающиеся жидкости – рудную и силикатную (этот процесс называется ликвацией), раздельная кристаллизация которых приводит к обособлению ликвационных магматических месторождений. Формируются они на приповерхностных глубинах (около 1 км). Ликвация расплава начинается при температуре, близкой к 1500 ⁰С, то есть задолго до начала его раскристаллизации (900–1200 ⁰С). Температура выделения рудных минералов (сульфидов) еще ниже (600–700 ⁰С и ниже).

Главными геохимическими факторами, влияющими на ликвацию сульфидного расплава в магме, являются: 1) рост концентрации серы; 2) содержание халькофильных элементов (меди, никеля и др.) в жидкой силикатной фазе; 3)общий состав силикатной магмы, особенно содержание в ней железа, магния и кремния. Установлено, что присутствие железа в силикатном расплаве повышает растворимость сульфидов в десятки раз. Поэтому, когда железо в слабой степени осваивается кристаллизующимися силикатами (пироксенами, оливинами), абсолютное его количество при остывании расплава растет, отделяется небольшая часть сульфидного расплава и значительных месторождений не образуется. Наоборот, когда железо связывается кристаллизующимися оливинами и пироксенами и абсолютное его содержание в жидкой части системы падает, происходит интенсивное отделение сульфидного расплава и формируются крупные месторождения типа Норильской группы. Сера, как известно, обладает разным сродством по отношению к различным минералам. В магмах с небольшим ее содержанием образуется расплав лишь сульфида меди, с которой она наиболее родственна. Железо при этом сохраняется в расплаве, повышает его растворимость и тормозит формирование крупных месторождений, образуется лишь вкрапленность халькопирита. В магмах с повышенной концентрацией серы образуется железный расплав, в состав которого входят в виде растворенных компонентов сульфиды меди, никеля и других металлов. В этих условиях могут формироваться значительные залежи комплексных медно-никелевых руд.

Толчком для ликвации силикатного и сульфидного расплавов может быть ассимиляция магмой боковых пород, нарушающая химическое равновесие. При ликвации сульфидная часть расплава обособляется в капли, которые вследствие их более высокой плотности начинают погружаться в низ силикатного расплава. При относительно скором застывании на небольшой глубине сепарированные капли сульфидов могут не дойти до дна интрузива и, будучи схвачены при быстрой раскристаллизации, образуют висячие залежи вкрапленных руд. При более медленном остывании сульфидный расплав может сконцентрироваться в нижней части интрузива, образовав донные залежи сплошных и вкрапленных руд. При обычной раскристаллизации интрузивного массива до отвердения сульфидного расплава часть последнего может быть тектонически отжата из донной и центральной частей массива по трещинам и слоистости подстилающих пород с образованием сульфидных жил и пластовых залежей. Помимо этих основных разновидностей, могут образоваться и другие типы залежей.

Наиболее характерными ликвационными магматическими образованиями являются сульфидные медно-никелевые месторождения в ультраосновных и основных породах. К ним относятся на территории России Норильская группа в Красноярском крае, Монча-Тундра и Печенга на Кольском полуострове, в Канаде месторождение Сэдбери, в США Аляска и Стиллуотер, в ЮАР Инисизва и др. Ликвационные месторождения встречаются очень редко, что определяется исключительными условиями их образования. Они формируются только на тектонически активизированных платформах. Материнскими породами являются гипабиссальные интрузивы габбрового состава (перидотиты, габбро-диориты), образующие тела типа лополитов. Руды приурочены, главным образом, к донным и периферийным частям интрузивов. Минеральный состав руд определяется пирротином, пентландитом, халькопиритом, нередко магнетитом. Среди нерудных минералов присутствуют оливин, ромбические и моноклинные пироксены, гранаты, эпидот, серпентин, актинолит, тальк, хлорит и карбонаты.

В силикатных магмах металлы могут войти в состав минералов ранней кристаллизации, сконцентрироваться в них еще до полного отвердения оставшейся части расплава и образовать раннемагматические (сегрегационные, аккумулятивные) месторождения. К числу минералов ранней кристаллизации относятся такие, как оливин и хромит (температуры кристаллизации, соответственно, 1800 и 1900 ⁰С), магнетит, гематит, ильменит, рутил и алмаз. Кристаллы рудных минералов образуют изометричной формы скопления – шлиры. Однако таким путем образуется незначительная часть магматических месторождений.

Раннемагматические месторождения встречаются значительно чаще ликвационных. Среди них известны зоны вкрапленников и шлирообразные скопления хромитов, в том числе скопления хромитов в перидотитах геосинклинальной стадии развития, содержащих платину и алмазы. К ним также принадлежит аналогичное титаномагнетитовое оруденение в геосинклинальных габброидах и месторождения рассеянных чешуек графита в щелочных породах (Ботогол в Восточном Саяне).

Яркий представитель раннемагматического класса – месторождения алмазов. Все их существенные объекты связаны с ультраосновными формациями кимберлитов и лампроитов – щелочных вулканических пород ультраосновного состава, проявленных только на участках древних платформ, тектонически активизированных в последующее время. К ним принадлежат месторождения Сибирской, Африканской, Индийской и Австралийской и других платформ. Алмазоносные кимберлиты и лампроиты выполняют крутопадающие цилиндрические или овальные полости, образуя трубообразные тела (т. н. «трубки взрыва», диатремовые полости), имеющие сечения от нескольких метров до нескольких сотен метров и прослеженные на глубину до 1 км. Предполагается , что на глубине, в нижнем структурном ярусе платформ, их положение контролируется разломами глубокого заложения. Петрографически кимберлит представляет собой ультраосновную породу порфировой структуры. Алмазоносные трубки обычно выполнены эруптивной брекчией, сцементированной кимберлитом. Среди ксенолитов выделяются обломки чуждых (амфиболитов, гнейсов, слюдяных сланцев, песчаников, известняков, углей) и родственных пород (оливиновых гипербазитов, эклогитов).

Схема генезиса алмазоносных кимберлитовых трубок может быть представлена в следующем виде. Кимберлитовая магма с выделившимися из нее минералами (алмазом, оливином, пиропом) могла зарождаться в обстановке очень высокого давления на глубине свыше 100 км. Затем она поднималась вдоль глубинных разломов, прорезающих тела платформ, в период тектонической активизации последних. При этом могли создаваться кимберлитовые дайки. По достижении некоторого глубинного уровня давление газовой составляющей кимберлитовой магмы превосходило внешнее давление, происходил газовый прорыв слоистой оболочки платформы. Образовавшиеся таким образом диатремовые полости заполнялись магмой, переполненной обломками боковых пород, формируя «трубки взрыва».

В силикатных магмах, содержащих повышенное количество летучих соединений, металлы и их окислы кристаллизуются при более низких температурах, после затвердевания главной массы породообразующих силикатов, из остаточных расплавов. При этом образуются позднемагматические (гистеромагматические, фузивные) месторождения. По мере застывания интрузии постепенно накапливающийся остаточный расплав погружается вниз и располагается выше донной части, обогащенной железо-магнезиальными минералами ранней кристаллизации, а более легкие полевые шпаты и другие силикаты всплывают, образуя покров рудного горизонта. При этом возникают согласные рудные залежи расслоенных интрузий. Если рудный расплав до его раскристаллизации будет тектонически отжат в сторону по разломам, могут образоваться секущие рудные тела.

Позднемагматические месторождения генетически связаны с тремя формациями глубинных магматических пород. С перидотитовой формацией ранней стадии геосинклинального режима ассоциированы месторождения хромитов и платиноидов. С габбро-пироксенит-дунитовой формацией той же стадией геологического развития связаны месторождения титаномагнетитов. С формацией щелочных пород на древних платформах связаны месторождения апатитов и редких земель. Для всех этих позднемагматических месторождений типичны некоторые объединяющие их признаки: 1) частый эпигенетичный характер рудных тел, представленных секущими жилами, линзами и трубами; 2) ксеноморфный облик рудных минералов, цементирующих ранние породообразующие силикаты и создающих таким образом сидеронитовую структуру породы; 3) крупные масштабы месторождений достаточно концентрированных руд.

Месторождения хромитов известны в Сибири, на Кавказе, в Казахстане, а также в Турции, на Балканах, в Норвегии, в ЮАР. Все они приурочены к гипабиссальным массивам ультраосновных пород (дунитов, гарцбургитов, лерцолитов, пироксенитов). По форме массивы соответствуют лакколитам, лополитам и силлам. Хромитовые залежи сосредоточены, как правило, в дунитах, образуя жилы, линзы, трубы, гнезда и полосы массивных и вкрапленных руд. Руды сложены хромшпинелидами, имеющими общую формулу (Mg, Fe²⁺)(Cr, Al, Fe³⁺)₂O₄. Из нерудных минералов наиболее распространены оливин, серпентин, хлорит, карбонаты.

Позднемагматические месторождения платиноидов, известные на Урале, образованы скоплениями хромшпинелидов в ультраосновных породах. Платиноиды представлены изоморфной примесью в составе хромшпинелидов.

Титаномагнетитовые позднемагматические месторождения залегают внутри дифференцированных массивов основных пород. Они известны на Урале (Качканарское, Кусинское), на Кольском полуострове и в Карелии, в ЮАР (Бушвельд), в Канаде (Лабрадор). Месторождения представлены жилами, линзами, гнездами в габброидных породах. Среди рудных минералов, помимо титаномагнетита, находятся рутил и ильменит.

Ярким представителем позднемагматических месторождений апатита является Хибинский массив щелочных пород Кольского полуострова. Массив имеет форму лополита, характеризуется коническим строением, обусловленным последовательным внедрением хибинитов и нефелиновых сиенитов. Залежи апатит-нефелиновых руд представлены кольцом крупных линз между разностями щелочных пород.

Освоив данный раздел, студент должен знать:

- на какие классы подразделяются магматические месторождения;

- что приводит к ликвации магматического расплава;

- как концентрируется полезный компонент в магматических минералах ранней кристаллизации;

- как концентрируется полезный компонент в магматических минералах поздней кристаллизации;

- какие полезные ископаемые связаны с магматическими месторождениями.