37. Умови генерації магматогенних флюїдів та їх значення для формування рудних родовищ.

Аналіз наявних даних вивчення вулканічних газів, расплавних і флюїдних включень у мінералах магматичних порід показав, що при відповідних РТ-параметрах від магматичних розплавів відокремлюються різні за складом і фазовому стану флюїди: 1) гомогенні надкрітіческіх; 2) гетерофазні, представлені водно-сольовий фазою ( розсіл, розплав-розсіл або сольовий расппав) і відокремленою парогазової фазою; 3) сухі істотно газові (СО2, N2, СН4, H2S І ін).

У блізповерхностних умовах при низьких тисках від розплавів відокремлюються гомогенні надкрітіческіх флюїди (вулканічні гази), добре вивчені в районах сучасної вулканічної діяльності. Для більшості районів фумарольние і еруптивні вулканічні гази складаються на 80-96% з парів H2О, в менших кількостях присутні С02 (0,3-8%), сполуки сірки H2S і SO2 (до 3%), HCl (0,1-3 %), HF (0,01 - 0,4%) та інші. Зміст сольових компонентів зазвичай невисока 2,5%. Для деяких вулканів, наприклад Етна, у складі вулканічних газів переважають СО2 (до 34%) і сполуки сірки (до 48%). При охолодженні і конденсації таких газів утворюються кислі розчини з відособленою газовою фазою.

Магматичні вогнища гіпабіссального рівня генерують гетерофазні флюїди, представлені фазою висококонцентрованих розчинів або розплавів-розсолів (крісталлофлюідние включення) і парогазової фазою (Н2О, СO2, N2, H2S, СH4). Генерація таких гетерофазних флюїдів відбувається вже на магматичної етапі, що доводиться наявністю комбінованих расплавних включень, що містять в змінних кількостях силікатне скло, водно-сольову і суттєво парогазову фази, що вказує на існування в розплаві з якого кристалізувалися магматичні породи, крапель високощільного водно-сольового розчину або розплаву-розсолу і бульбашок малоплотной газової фази. Такі розплави мали мікроамульсвонное стан і містили суб-мнкронние бульбашки гетерофазних флюїдів, що вельми важливо для інтенсивної екстракції з раснлана рудкик компонентів. На тому ж рівні від розплавів можуть відділитися субкритичних гомогенні флюїди, що містять невисокі концентрації сольових компонентів (10 ± 5 мас%) {Williams-Jones. Heinrich. 2005). За Kiepe просуванні:? KIDS їх до поверхні І зниженні тиску такі флюїди ставали гетерофазних за рахунок конденсації аисакопдотной водно-сольовий фази і відокремленні нізкоконцентрірованной парогазової фази. В залежності від РТ-умов, щільність і концентрації солей в співіснуючих газової та водносолевой фазах магматичного флюїду істотно змінюються. При міграції гетерофазних магматогенних флюїдів за межі магматичного вогнища магматогенних флюїди залишаються гетерофазних, і лише в області вплив холодних метеорних вод відбувається різке зниження їх концентрації за рахунок розбавленні слабосоленої і екзогенними водами. У деяких випадках спостерігається часткова гомогенізації спочатку гетерофазних магматогенних флюїдів за рахунок конденсації H2O парогазової фази при зниженні температури і розведення утворюється конденсатом водно-сольовий фази. Таке саморазбавленіе магматогенних флюїдів простежується по вертикалі і датералі на багатьох оловорудних родовищах.

Важливим фактором металоносних ™ магматогеЕШИХ флюїдів є зміст рудних елементів в розплавах. Вивчення розподілу Сі в розплав них включених в кварці граніт-порфірів колчедан-поліметалічних (Симонов та ін, 2005), Au-Ag, Cu-Мо-порфірових родовищ (Halter et aL, 2005, Pavlova et al., 2QQ5) показало, що зміст цього елемента в розплавах досягало досить високих значень: 0,1-1,2 мас.% (колчедан-поліметалічні родов до 1,2 мас.%), Au-Ag - 0,4 мас.%, Cu- Mo-порфірову. 0,4-0,9 мас.%. Причому найбільш високі концентрації Сі встановлюються в розплавах включень дорудних граніт-порфірів або ефузивних порід, в сінрудних або пострудних утвореннях вони істотно нижчі (Симонов та ін, 2005, Гаськов та ін, 2006; Halter et al., 2002, 2005). Це вказує на те, що на певному етапі еволюції рудогенерірующего магматичного вогнища розплави втрачають Значну частину міді, що виносяться флюидной фазою.

Таким чином, проведені дослідження та огляд наявних літературних даних по Складу і металоносних магматогенних флюїдів дозволяють зробити наступні висновки:

1. Відокремлюються від магматичних розплавів флюїди на різних рівнях глубинности істотно відрізняються по фазовому стану: гомогенні надкрітіческіх (блізповерхностних рівень), гетеро-фазні (гіпабіссальний рівень генерації) і гомогенні газові флюїди (глибинні ніжнекоровие і мантійні).

2. На всіх рівнях генерації виявляються два типи магматогенних флюїдів, що відрізняються значеннями редокс-потенціалу: окислені та відновлені.

3. Найбільш високометаллоноснимі є гетерофазні флюїди. У них встановлені високі концентрації рудних компонентів: Fe, Мп (до і-1-10 мас.%), Zn, Be, Сі (до і-0,1-1 мас.%), Mo, Sn, Pb, As, Sb, Bi, W (до 0,01-0,1 мас.%), а також Ag, Au та інших.

4. Для різних геохімічних типів РМС встановлюється Свій комплекс рудних елементів, що відповідають геохімічному профілем пов'язаного з ними зруденіння: Сі, Мо, Аі, As, Zn для Cu-Mö-порфірових PMC; Сі, Sn, Ag, Bi, W, As для Sn- W-Ag PMC; Be, Mo, F, Zn для F-Be PMC: Сі, Ni, Fe, Cr для Cu-Ni-Pt магматичних систем і т. д.

5. Важливими чинниками, що визначають високу металлоносност' магматичних флюїдів, є: гетерофазних стан флюїдів і висока екстракційна здатність кожної з їх складових (концентрований розчин, розплав-розсіл і парогазова фаза) стосовно тих чи інших комплексів рудних елементів: високі температури (> 700 ° С) відділення флюїдів від розплавів, при яких коефіцієнт розподілу рудних елементів між флюїдом і розплавом становить від 10 до 50; високі концентрації рудних елементів в рудоносних розплавах, що досягається у флюїди-насичених залишкових розплавах (граніт-порфір, пегматити); динаміка відділення магматогенних флюїдів від розплаву і їх фазовий стан.

38 Фактори що впливають на розподіл елементів між рідкою (розплав) та флюїдну фазами магматичних систем. методи визначення коефіцієнтів розподілу флюїд\розплав.їх геохімічне та практичне значення.Флюїдний режим магматичної еволюції та його геохімічне значенняГоловними флюїдними компонентами є вода, хлор, фтор та бор. Магматична еволюція починається в момент кристалізації розплаву, що утворився у магматичній камері. Після того, як почався процес кристалізації, утворюється двох фазова камера (тверда + рідка фази), де частка твердої фази збільшується у процесі еволюції.Оцінку вмісту води (як головного флюїдного компоненту) в залишковому розплаві для значення f = 185 можна отримати підстановкою відповідних модельних оцінок його Tmodel , CLREE і валового складу в рівняння розчинності Mnz (Montel). Така оцінка, яка в значній мірі базується на Tmodel , дозволяє істотно розвинути модель магматичної системи, у тому числі одержати оцінку = 2,36, що відповідає виходу первинного розплаву на ліквідус ( f ) за Tmodel та простежити зростання у магматичній еволюції аж до досягнення насичення залишкового розплаву відносно H2O з наступним відокремленням рудоносного водного флюїду, тобто до переходу магматичної системи в магматогенно-гідротермальну стадію розвитку.

39. Формування магматичних, Пегматитових та магматогенно-гідротермальних рудних родовищ в ході магматичної еволюції Головна. Велике значення для геохімічної характеристики магматичних систем мають дані про середньому вмісті елементів в основних типах вивержених порід. Обчислення Кларків концентрації елементів в породах дозволяє виявити геохімічну спеціалізацію порід, охарактеризувати її кількісно за допомогою різних показників. Встановлено, що в ультраосновних породах концентруються Ni, Cr, Co, Mg, Mn, Fe; в основних - Сu, Са, Ag, Sb, Zn, V; в середніх - Р, Вг, Cd; в кислих і сублужних - U, W, Мо, Be, Sn, РЬ, Si, A1, К, Na, Li, Rb, F, Cl, Tl, Та й ін. З ультраосновними породами пов'язані родовища хроміту, платини, титаномагнетиту, алмазів. З продуктами диференціації основної магми пов'язано утворення міднонікілєвих (Норильськ, Кольський півострів), титано-магнетитових (Урал) та інших рудних родовищ. З процесами гранітизації, за даними багатьох авторів, не пов'язано утворення великих рудних родовищ. Гранітоїди всіх трьох типів характеризуються різним вмістом акцесорних мінералів і елементів. Багато гранітоїди містять підвищені кількості рудних елементів, тому вони одержали найменування рідкіснометальних, оловоносних, вольфрамоносних і т. д. Вода, Яка відділяється від магми на заключних етапах застигання Може стати транспортним середовищем для Великої кількості елементів які в іншому випадку були б зафіксовані в кінцевих продуктах кристалізації (саме в результаті Такої міграції формується значна частина гідротермальних родовищ) Пегматити, що представляють собою продукти останньої стадії фракційної кристалізації магми або першої стадії фракційного плавлення при анатексі, вміщують багато елементів в концентраціях, набагато перевищують вміст цих елементів у корі. Багато з елементів, які мають тенденцію до накопичення в магмі при фракційної кристалізації, врешті-решт виділяються у вигляді незвичайних і складних за складом мінералів або мінеральних асоціацій. Пегматити багаті кремнеземом, лугами, глиноземом, водою і т. д. У порівнянні з корою вони в цілому значно збагачені наступними елементами; Li, Be, В, F, Sc, Ga, Ge, Rb, Y, Zr, Nb, Mo, In, Sn, Cs, р.з.е., Hf, Та, W, Re, Pb, Bi, TIi і U, Потрібно зауважити, однак, що ступінь накопичення ряду елементів істотно залежить від того, які породи були для пегматитів материнськими. Так, наприклад, гранітні пегматити помітно бідніше Zr (і Hf), ніж пегматити сієніт нефелінових, в особливості апатитових. По всій імовірності, це являється результатом ранньої кристалізації циркону з гранітних магми (у порівнянні з сіенітовимі магми), що перешкоджає істотному накопиченню Zr (і Hf) в залишкових магмах. Аналіз фізико-хімічних умов утворення пегматитів показав, що вони формуються на глибинах від 2 до 10 км і більше. За глубинности А.І. Гінзбург виділяє чотири формації пегматитів: 1) пегматити малих глибин (2-3 км); до них приурочені родовища гірського кришталю та оптичного флюориту; 2) пегматити середніх глибин (від 3 до 6 км, місцями більше); це рідкіснометалеві пегматити з рудами Та, Cs, Li, Be;3) «Слюдоносние пегматити», що утворюються на глибині 6-8 км і більше; з ними пов'язані промислові родовища мусковіт. 4) пегматити великих глибин (понад 8 км), що не несуть промислового зруденіння, часто збагачені Th і U.

40. Комплексування різних теоретичних моделей поведінки елементів при частковому плавленні та кристалізації розплавів в дослідженні зв’язку та співвідношення процесів генерації магм та їх подальшої еволюції.

41.

Більшість метаморфічних порід являють собою складні багатокомпонентні системи. Рівноважним називається такий стан системи, коли вона залишається незмінною з одночасній незмінності навколишнього середовища. Системи бувають відкриті, коли можуть обмінюватись із навколишнім середовищем речовиною та теплом, закриті, коли вони не можуть обмінюватись із навколишнім середовищем речовиною та теплом, або частково закриті.

Сукупність усіх фізичних і хімічних характеристик системи називається станом системи. Для метаморфічної геології системою може бути блок порід, метаморфізовані в одній фації, або окремий пласт, або порода. Стан системи характеризується рядом термодинамічних властивостей, які взаємопов'язані і змінюються одночасно. Для повного опису системи необхідно знати параметри стану системи. Це незалежні змінні, такі, як температура, тиск, об'єм, маса, внутрішня енергія і т.д. Серед них розрізняються екстенсивні та інтенсивні параметри.Екстенсивні - це параметри, що володіють властивістю адитивності. Наприклад, обсяг, маса, ентропія. Так, обсяг системи дорівнює сумі обсягів фаз, а маса системи - сумі мас фаз. Інтенсивні - це параметри, які не залежать від маси системи або числа частинок в ній (температура, тиск, хімічний потенціал, щільність, концентрація). Фаза - це відокремлена фізичними кордонами частина системи, що знаходиться в твердому, рідкому або газоподібному стані і володіє стійким складом при певних значеннях температури і тиску. Стосовно до породної системі - це мінерали, флюїд, газова фаза. Всі зерна мінералу однакового складу представляють одну фазу.

Компоненти - це елементи (оксиди), що повністю відображають склад системи. Реакції між ними можуть дати весь набір складових систему фаз (мінералів). Компоненти підрозділяються на залежні і незалежні, інертні і рухливі. Залежні компоненти системи мають однакові стехіометричні формули, але різне фізичне або структурний стан. Наприклад, рідка, тверда і газоподібна вода, поліморфа силікатів глинозему (кіаніт, андалузит, силіманіт) або кварцу (α-і β-кварц, кристобаліт, а також стішовіт і Коесит, стійкі при ультрависоких

тисках). Незалежні компоненти являють найменшу кількість тих елементів, оксидів або стехіометричних одиниць, з яких можуть бути отримані всі фази системи. Для обліку речового складу системи використовується концентрація компонента і його хімічний потенціал. Хімічний потенціал μ характеризує стан будь-якого розглянутого компонента у фазі даного складу при певних зовнішніх

умовах. Він залежить від концентрацій усіх компонентів. У стані рівноваги хімічний потенціал і кожного компонента повинен бути однаковий у всіх фазах системи.

42. Регіональний метаморфізм - занурення на глибину і зміна мінерального складу і структури вихідної породи. Верхня межа температури досягає 700-1000 ° С, тиск - десятків тисяч атмосфер.

Загальні тенденції мінералоутворення:

• утворення щільних мінералів;

• зменшення ролі води і CO2 в мінералах із збільшенням тимператури.

При розвитку регіонального метаморфізму виділяють прогресивний(з підвищеними температурою і тиском) і регресивний(Із зниженими температурою і тиском) метаморфізм .. Якщорегресивний метаморфізм відірваний у часі від попереднього етапу, його називають діафторезом. Він протікає за участю води, утвореної на прогресивній стадії метаморфізму. Регіональний метаморфізм охоплює земну кору в середньому до глибин 25-30 км.

Розглянемо стадії регіонального метаморфізму, коли трансформуються різні вихідні породи:

• карбонатні породи (вапняки) → мармур;

• магнезіальні карбонатні породи → кальцифіри (аналог магнезіальних скарнов) з рівномірним розподілом форстерита,діопсида, флогопіта;

• хемогенно-осадові породи, багаті Fe, Si → залізисті кварцити (джеспіліти) - тонкослоїсті породи з магнетита, гематита, кварцу, іноді лужного амфібола (рибекит) і деяких залізістих силікатів (ферросіліт, фаяліт). Вони приурочені к докембрійским утворенням (вища ступінь метаморфізму),

• високоглиноземисті осади(боксити древніх кор латеритного типу) → андалузит - кіанітові сланці (іноді з діаспорою),сіліманітові сланці, корундовмісні породи;

• древні розсипи → метаморфізовані золотоносні конгломерати з уранітом і самородним золотом;

• торф → кам'яне вугілля, антрацит;

• жили альпійського типу як продукт регіонального метаморфізму, містять гірський кришталь, рутил, адуляр, сфен, апатит, гематит, брукіт, цеоліт.