kl_geol_pol_iskop_050706

Силикатные скарны формировались по гранитоидам, траппам, порфирам, песчаникам и алевролитам. Встречаются редко. Характерный минерал – скаполит.

Связь с магматическими формациями

А) ранняя стадия геосинклинали:

Месторождения связаны с плагиогранитами и плагиосиенитами (производными базальтовой магмы).

Вмещающими породами могут быть вулканиты и их туфы (базальтреалитовой формации).

Образуются типичные скарновые месторождения Fe, Cu, Co. Б) средняя стадия:

Связана с гранодиоритовой формацией, а вмещающими являются карбонатовые породы. Образуются скарновые шеелитовые месторождения.

В) поздняя стадия:

Месторождения связаны с гипабиссальными малыми интрузиями гранитоидов (комплексные W-Mo или Pb-Zn).

Платформенный этап.

Месторождения ассоциируют с магматическими породами в зонах активизации (пример, железо-рудные скарны в связи с мезозойскими траппами Сибирской платформы).

Возраст скарновых месторождений разнообразный (протерозой, рифей, каледонский, герцинский, киммерийский и альпийский).

Геологические структуры

Скарны формируются в той части интрузий, которая контактирует с благоприятными структурами (карбонатные породы, вулканогенные карбонатно-терригенные формации).

Геологическая структура определяется тремя элементами:

1)поверхностью контакта;

2)слоистостью вмещающих пород;

3)тектоническими трещинами в зоне контакта.

Поверхность контакта может быть согласной и секущей (более благоприятной).

Слоистость вмещающих пород определяет выборочное развитие метасоматоза по отдельным солям или контактам пород (зоны отслоения, проскальзывания, дробления).

Секущие тектонические разрывы имеют большое значение в скарнообразовании (определяют форму скарнов, каналы для растворов и благоприятные для размещения оруденения).

Физико-химические условия образования

Скарновые месторождения формируются в результате комбинированного воздействия тепла интрузий и горячих минерализованных газово-жидких водных растворов.

Глубина образования скарнов – 500-2500 метров.

Температура образования. По В. Жарикову выделяются 4 температурные

фазы:

1)воластонит – плагиоклазовая (900-750С);

2)пироксен – гранатовая (800-500С);

3)гранат - эпидотовая (500-450);

4)пироксен – эпидотовая (примерно 400С).

Вцелом начальная температура – 900С, а минимальная – 100-50С.

Минеральные ассоциации. При снижении температуры возрастает кислотность, происходит вытеснение Ca-Mg-Fe, в результате чего создается минеральный ряд: волластонит-диопсид-салит-гиденбергит-андрадит.

Минеральный состав

Минералогический состав руд скарновых месторождений разнообразен. Наиболее распространены - магнетит, гематит, шеелит. Более редкими минералами являются франклинит, якобсит, гаусманит, родонит, касситерит. Из сульфидов встречаются – пирротин, пирит, молибденит, халькопирит, сфалерит, галенит, кобальтин, висмутовый блеск, арсенопирит. Из самородных

элементов встречается золото.

Текстуры скарнов: массивная, пятнистая, полосчатая, друзовая. Структура: гранобластовая, порфиробластовая, пойкилобластовая,

волокнистая и реликтовая.

Для скарнов характерно зональное строение.

Генезис

Рассматриваются 2 гипотезы.

Первая. Инфильтрационно-метасоматическая (Д. Коржинский). Основана на идеи биметасоматоза. В горячем растворе на границе гранитоидов и карбонатов возникает неравновесная химическая среда, образуются встречные диффузионные оттоки элементов, происходят обменные реакции, формируются новые известково-силикатные минералы.

При высокой температуре создаются концентрации кальция, алюминия, кремния. При привносе кальция происходит новообразование минералов:

1)диопсид-плагиоклазовая околоскарновая порода;

2)диопсид-гранатовая зона;

3)гранатовая зона;

4)диопид-геденбергитовый скарн.

Вполне подвижные элементы: Н2О, СО2, К, Na, O2, Mg, Fe. Индифферентны Ti, P.

Однако есть противоречия в этой гипотезе (при балансе вещества не хватает кремния, кальция). Поэтому эта идея биметасоматоза была преобразована в инфильтрационно-диффузионную, допускающую заимствования элементов из пород на пути движения растворов.

Недостатки гипотезы:

А) не объясняет причины разнообразия рудных минералов; Б) не увязана со стадийностью скарнового процесса. Стадии образования скарновых месторождений:

1)светлые известково-силикатные роговики (слабожелезистые);

2)темные железистые скарны (пироксен+гранит, магнетит);

3)водно-силикатные скарны;

4)кварц-карбонатно-сульфидные минеральные ассоциации.

2. Гипотеза – стадийная гипотеза (П.Пилипенка).

Специфические скарнообразующие растворы, участие минерализаторов внешнего происхождения. Всего 6 стадий метасоматоза.

Типизация скарновых месторождений

Производится по разным принципам.

1)положение относительно контакта (эндо- и экзоскарны);

2)по стадии образования (ранняя, поздняя);

3)по формациям магматических пород;

4)по составу замещаемых пород (известковистые, магнезиальные, силикатные;

5)по составу полезных ископаемых.

Полезные ископаемые

В скарновых месторождениях известны все металлы, кроме Cr, Sb, Hg.

Месторождения Fe, Co, Cu, Sn, Be, Sc, Nb, Tr, U.

Соотношение скарнов и руд:

1)тип месторождений. Руды образуются одновременно с пироксенгранатовыми скарнами (магнетитовые, боратовые и графитовые месторождения);

2)тип месторождений. Сопровождающего оруденения (вслед за сменой известково-силикатных минералов);

3)тип месторождения. Наложенного оруденения, связанного с поздней стадией метасоматоза (вольфрамовые, молибденовые).

Глава 6. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Общие сведения

Гидротермальные месторождения образуются за счет горячих минерализованных растворов, являющихся производными остывающих магматических тел. Возможно и немагматическое происхождение гидотерм за счет вадозных или метаморфических вод.

Морфологические особенности

Форма рудных тел - жилы, штокверки, гнезда, линзы, пластообразные залежи и др. Размеры их разные, в длину от первых метров до сотен м, редко километров.

Полезные ископаемые

Источники цветных, редких, благородных металлов и др. Нерудные - магнезит, флюорит, горный хрусталь, барит и др.

Геологический возраст

Длительная история формирования - от 2,5 млрд.лет до настоящего времени.

Наиболее интенсивногерцинский, киммерийский и альпийские циклы.

Геологические структуры

Рудоподводящие структуры - это каналы, по которым поступали рудоносные растворы из глубинных очагов в пределы рудного поля.

Рудораспределяющие структуры – это геологические структуры, по которым рудоносные растворы отводятся от рудоподводящих каналов (разрывы или водопроницаемые пласты).

Рудовмешающими являются структуры, в которых происходит отложение рудного вещества.

Связь с магматическими формациями

1.Ранняя стадия геосинклинали - практически не образуются.

2.Средняя стадия - с гранодиоритами, плагиогранитами образуются медно-полиметаллические и золотые месторождения.

3.Поздняя стадия - расцвет месторождений.

Сгипабиссальными интрузиями связаны плутонические месторождения,

ас вулканическими андезито-дацитами – вулканогенные гидротермальные месторождения.

Критерии связи магматизма и оруденения. 1) близость по возрасту; 2) сходность геологических структур;

5) одинаковая степень метаморфизма;

4) зональное размещение месторождений вокруг массивов;

5) минералогические и геохимические критерии;

6) петрохимические критерии.

Выделяются минералы - концентраторы и минералы – индикаторы металлов.

Генетические формы связи:

1)генетическая или материнская, при которой месторождения размещаются в центре или эндоконтакте массива;

2)парагенетическая (косвенная), оруденение связано с общим магматическим очагом;

3)агенетическая (случайная), месторождения и интрузивы принадлежат разным эпохам и не связаны между собой;

4)отсутствие каких-либо магматических пород.

Глубина эрозионного среза: А) уровень среза не достигает скрытых интрузий;

Б) небольшой эрозионный срез (вскрываются апикальные зоны массивов);

В) глубокий эрозионный срез (вскрыты центральные или корневые части интрузий.

Дайки - дорудные, внутрирудные и пострудные.

Зональность гидротермальных месторождений

Температурная зональность В. Эммонса Пульсационная модель С. Смирнова

Рудоносные расплавы отделяются импульсами, во времени меняется их состав.

Порядок зональности А) региональная зональность рудных поясов;

Б) зональность рудных узлов, рудных полей и месторождений; В) зональность рудных тел (концентрически зональное распределение

минеральных комплексов в плоскости рудного тела).

Зональность очень разнообразная и зависит от многих факторов.

Гидротермальные изменения рудовмещающих пород

Калиевый метасоматоз (микроклинизация, серицитизация и каолинизация).

Натриевый метасоматоз (замещение микроклина альбитом). Кремниевый метасоматоз (кварцевание с образованием роговиков,

вторичных кварцитов, по карбонатным породам - джаспероидов). Магниевый метасоматоз (известняки, мраморы, доломиты). Железо-магниевый метасоматоз (хлоритизация по разным породам).

Кальциевый метасоматоз (пропилитизация по средним и основным породам, лиственитизация – по ультраосновным и основным).

Типичные изменения пород:

А) кислых, щелочных и средних (микроклинизация, альбитизация, мусковитизация, серитизация, хлоритизация и каолинизация);

Б) основных и ультраосновных пород (пропилитизация, лиственитизация, серпентинизация и оталькование).

Физико-химические условия образования

Рудообразующие растворы могут быть в виде взвеси, коллоидные и молекулярные. Для их проникновения необходимы благоприятные условия вмещающих пород:

А) пустоты в горных породах (сингенетичные и эпигенетичные); Б) пористость горных пород (отношение объема всех пустот к объему

породы, от 0 до 55%); В) проницаемость горных пород (свойство порода пропускать через поры

жидкость или газ).

Температура образования гидротермальных месторождений Т кристаллизации гидротермальных жил:

начало - 700-600°С

окончание - 50 - 25°С.

Температура определяется двумя способами: а) метод гомогенизации;

б) метод декрепитации (растрескивания минеральных частиц). Давление при образовании месторождений

Продуктивная рудная стадия - Р = 150-200 МПа

Источники воды гидротермальных систем

Можно выделить пять источников воды. Магматическая вода отделяется от магматических расплавов в процессе их кристаллизации. В кислых магмах Н2О от 2 до 10%. Среднее в магматическом расплаве воды 8%, в гранитоидной породе 1%, то избыток воды (7%), которая освобождается.

Метаморфическая вода образуется в процессе метаморфизма пород на глубине при повышении РТ-условий. Освобождается в среднем порядка 9% воды. С 1км3 осадков при метаморфизме может образоваться 200 млн. т воды.

Захороненная вода находятся в порах древних осадков, погруженных на глубину. При геологических процессах из глины может отделяться 65% исходной воды.

Атмосферная вода может проникать вглубь ЗК и может приобретать свойства горячих минерализованных растворов.

Морская вода может участвовать в гидротермальном процессе при подводном магматизме.

Источники минерального вещества

Различают три источника.

1. Ювениальный магматический источник типичен для рудных месторождений ранней стадии геосинклиналей, производный базальтоидной магмы (Fе, Mn, Ti, V, Cr, Ni и др.).

2.Ассимиляционные магматические источники характерны для средней и поздней стадий геосинклиналей. Связаны с гранитизацией осадочной оболочки ЗК и ассимилируют ее компоненты. С гранитоидами связаны месторождения Та, Sn, Be, W, Mo и др.

3.Фильтрационные внемагматические источники отличаются тем, что рудные элементы заимствуются из боковых пород при движении гидротермальных растворов.

- частичное заимствование характерно для петрогенных элементов (Si, Ca, Mg, K, Cl);

- заимствование также металлогенных элементов (U, Pb, Au, Ni, Co).

Форма переноса минеральных соединений

Рассматриваются четыре гипотезы переноса вещества гидротермальными растворами.

1.Перенос в истинных растворах минералов. По мере снижения Т минералы отлагаются из растворов. Противоречие заключается в том, что минералы имеют низкую растворимость в растворах.

2.Перенос в коллоидных растворах минералов. Здесь растворимость минералов в миллионы раз больше, чем в истинных растворах. Однако, тоже, есть проблемы для обоснования этой гипотезы (вязкие коллоидные растворы не могут длительное время перемещаться и др.).

3.Перенос минеральных веществ в легкорастворимых ионных растворах. Легкорастворимые соединения - хлориды и фториды (анионы F, Cl+

катионы металлов). Наличие в растворах также сероводорода Н2S приводит к обменным реакциям:

FeCl2+H2S=FeS+2HCl

растворим нерастворим Однако активность сероводорода при снижении Т не возрастает, а

уменьшается, поэтому перенос вещества в ионных растворах также ограничен. 4. Перенос в виде комплексных ионномолекулярных растворов.

Это наиболее приемлемая гипотеза, т.к. комплексные соединения легко растворяются и быстро распадаются при изменении РТ - условий.

5. Перенос может осуществлять при инфильтраций в движущихся растворах и при диффузии в застойных растворах.

Перемещение гидротермальных растворов может быть в результате давления парообразной фазы в основании гидротермальной колонны.

При диффузионной гипотезе перемещение рудообразущих веществ может произойти за счет неодинаковой диффузионной подвижности комплексных соединений (кислотные соединения опережают щелочные).

Минералообразующие элементы и минеральный парагенезис

Ионы металлов взаимодействуют с химически активными S и О.

При этом, труднорастворимые соединения выпадают из раствора, легкорастворимые соединения сохраняются в растворах.

Примеры:

Если образуется ион {SO4 }2-, то возникают легкорастворимые сульфаты меди и цинка и не создаются месторождения.

Различные металлы обладают разным средством с S и O.

Соотношение металлов, S и O определяют состав выпадающих из растворов минералов. Это отражается на диаграмме "состав - парагенезис" минералов".

Метасоматоз

Метасоматоз - это замещение породы с изменением ее минерального и химического состава, причем замещаемая порода все время сохраняет твердое состояние.

При скарновом рудообразовании в процессе метасоматоза образуется серия минеральных зон, состав и расположение которых зависит от подвижности компонентов и физико-химических условий среды. В измененных породах все компоненты инертны. В последней зоне все компоненты вполне подвижны.

В гидротермальных месторождениях метасоматическая колонка более характерна для вмещающих боковых пород. Происходит наложение поздних минеральных комплексов на ранние.

Интрарудный метасоматоз - обусловлен замещением продуктами поздних стадий рудообразования минерального вещества предшествующих стадий.

Избирательный метасоматоз - заключается в образовании руд метасоматического происхождения в определенных горизонтах пород.

Избирательный метасоматоз зависит от свойств гордых пород: 1) минерально-химического состава:

-благоприятные породы (известняки, доломиты, пирокласты);

-не очень благоприятные породы (изверженные породы, метаморфические породы и аркозы);

-неблагоприятные породы (кварциты, песчаники, глинистые сланцы).

2)оптимальной пористости пород (2-8%);

3)фильтрационного эффекта (концентрация руд перед плохо проницаемыми породами-экранами).

Классификация месторождений

Классификация Линдгрена (по температуре и глубине образования). Выделяются 3 класса:

1)гипотермальный (на большой глубине и высоких РТ-условиях, 530 -

300°С);

2)мезотермальный (большая глубина, большое давление и средняя Т –

300-200°С);

3)эпитермальный (небольшая глубина, умеренное давление и низкая температура Т 200-50°С).

КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Общие сведения

Колчеданные месторождения - это такие месторождения, руды которых сложены преимущественно сульфидами железа.

Резкое преобладание пирита, пирротина, иногда марказита (халькопирит, борнит, сфалерит, галенит, блеклые руды). Нерудные - барит, кварц, карбонаты, серицит, хлорит, гипс.

Генетическая связь - с базальт-риолитовыми вулканогенными формациями ранней стадии развития эвгеосинклиналей.

Рудоносная формация подразделяется на 3 субформации:

1)недефференцированные базальты (серноколчеданные, редко медноколчеданные месторождения кипрского типа);

2)контрасно дифференцированная базальт-риолитовая (медно колчеданные месторождения уральского типа);

3)последовательно дифференцированная базальт-андезит-дацит- риолитовая (колчеданно-полиметаллические месторождения рудноалтайского типа или типа Куроко, Япония).

Основная масса колчеданов накапливается в конце вулканического цикла (на этапе кислого вулканизма или вслед за ней).

Морфологические особенности

Форма - пластообразная или секущие прожилково-вкрапленные руды. Зональность - в лежачем боку пиритные руды, далее пирит-халько-

пиритные и в висячем боку - полиметаллические.

Прожилково-вкрапленные руды сопровождаются ореолом гидротермально измененных пород (серицит-хлоритовые, кварц-серицитовые).

Рудные обломки – встречаются в туфоконгломератах, перекрывающих рудные горизонты. Это механические осколки руды, образовавшиеся при тектонических подвижках и эксплозии.

Генезис - все месторождения связаны с глубинными вулканическими очагами. На пути газогидротермальных потоков образуются гидротермальнометасоматические руды, а на дне водоемов – вулканогенно-осадочные пластовые руды.

Пострудная тектоника изменяла первичные формы рудных тел (пластообразные) во вторичные (сложно-складчатые).

При метаморфизме вмещающие породы и руды преобразуются в амфиболитовую и зеленосланцевую фации. Рудные тела превращаются в линзы, возникают полосчатые и сланцеватые текстуры, альпийские прожилки.

Пирит преобразуется в пирротин.

Геологические структуры

Региональные вулканические пояса в виде трогов, контролируются глубинными разломами. Образуются в раннюю стадию.

Размеры поясов (длина тысячи км, ширина – 5-100км).