Генетическая классификация месторождений полезных ископаемых
Месторождения платформ
• В строении древних платформ различают три комплекса пород с соответствующими им группами месторождений:
• 1- основание или нижний ярус, допалеозойский фундамент;
• 2 – чехол или верхний ярус платформенных осадочных пород;
• 3 – области тектоно-магматической активизации.
Нижний метаморфический ярус сложен метаморфическими породами архея, протерозоя и рифея.
• Для него характерны:
• 1) базальтоидные формации с магматическими месторождениями хромитов, титаномагнетитов, сульфидных медно-никелевых руд, гидротермальными рудами золота и колчеданными залежами;
• 2) гранитные формации с месторождениями слюдяных и редкометальных пегматитов;
• 3) метаморфизованные месторождения осадочной серии – железистые кварциты, рудоносные конгломераты и черные сланцы, древние стратиформные образования меди, свинца и цинка.
Верхний ярус платформенных чехлов характеризуется серией континентальных формаций
• Для него характерны:
• 1)песчано-глинистая формация с месторождениями углей, бокситов, железных и марганцевых руд, огнеупорных глин;
• 2) битуминозная формация черных сланцев, переходящих в горючие сланцы и нефтематеринские породы;
• 3) кварц-песчаная формация кварцевых и кварц-глауконитовых песков, содержащая месторождения фосфоритов и песков;
• 4) карбонатные формации с месторождениями известняков, доломитов, мергелей и гипсов.
• В процессе формирования платформенного чехла образовались помимо осадочных три магматические формации:
• 1) трапповая с месторождениями медно-никелевых руд, самородной меди, исландского шпата, графита и хризотил-асбеста;
• 2) щелочная ультраосновная и трахибазальтовая, с которыми ассоциируют месторождения карбонатитовые редких земель, фосфора, урана, флюорита;
• 3) нефелиновые сиениты с месторождениями апатита и редких земель; алмазоносные кимберлиты и лампроиты.
Месторождения океанов
Прибрежно-морские россыпи. В настоящее время промышленный интерес представляют ильменит-рутил-циркон-монацитовые россыпи Индийского и Атлантического океанов, золотосодержащие и платиноносные россыпи Аляски и Филиппин, алмазы Южной Африки. Важное значение имеют затопленные пляжи морских побережий (кварцевые стекольные пески, цементные пески, черные пески с железными и титановыми рудами).
Месторождения, образованные на дне морей и океанов. К ним относятся залежи фосфоритов, железо-марганцевые конкреции и сульфидные руды.
Ликвационные месторождения
Ликвационные месторождения связаны с магматическими породами габбровой и щелочной формаций, образующими в активизированных платформах пологие плоские расслоенные массивы. Такие массивы имеют зональное строение, обусловленное переходом от наиболее основных разностей в их основании к наименее основным.
Типичными представителями ликвационных месторождений являются сульфидные медно-никелевые и хромит-титаномагнетитовые, связанные с габбровой формацией, а также редкоземельные, ассоциированные с формацией щелочных пород.
Схема ликвационного расслоения представляется следующим образом. При снижении температуры в магматическом расплаве обособляются капли сульфидов, кристаллизация которых приводит к образованию висячих залежей вкрапленных руд. При погружении таких сульфидных капель вниз ко дну массива может накопиться сульфидная масса, при остывании которой формируются донные залежи. В том случае, когда эта сульфидная масса застывает после кристаллизации интрузивного тела, часть ее может быть выжата по трещинам и образовать богатые согласные и секущие жилы (см. рис.).
Образование сульфидных медно-никелевых руд происходит в обстановке сравнительно невысоких давлений при начальной температуре 700 – 600° С, постепенно снижающейся к концу процесса иногда до 300° С.
Минеральный состав прост и выдержан для месторождений всего мира. Главные минералы – пирротин, пентландит и халькопирит, к которым нередко присоединяется магнетит. Из нерудных минералов, кроме оливина, ромбических пироксенов и других магнезиально-железистых силикатов, входящих в состав породообразующих минералов, могут присутствовать продукты их преобразования – гранат, моноклинные пироксены, эпидот, серпентин, актинолит, тальк, хлорит и карбонаты. Состав второстепенных рудных минералов чрезвычайно разнообразен: это минералы меди (борнит, кубанит, валлериит), благородных металлов (золото, платина, палладий, сперрилит, куперит и др.), никеля (миллерит, виоларит), кобальта (арсениды и сульфоарсениды) и др.
Анализ рудной минерализации показал, что оруденение в основных породах более обогащено медью, а в ультраосновных никелем
Среди сульфидных медно-никелевых месторождений известны очень крупные объекты с запасами руды в сотни миллионов тонн (Печенга на Кольском полуострове, Норильск и Талнах в Сибири, Садбери в Канаде, Камбалда в Австралии, месторождения Южной Африки). Содержание никеля обычно лежит в пределах 0,4 – 3 %, меди 0,5 – 2%, платиноидов – от следов до 20 г/т и более.
Месторождения редких земель связаны с платформенными массивами щелочных пород. Одно из типичных месторождений такого типа приурочено к массиву, имеющему форму дифференцированного лополита. Оруденение отмечается в той части дифференцированного комплекса, где наблюдается многократное чередование трехчленных пачек фойяит-уртит-луявритов. Эти прослои содержат минералы редких земель, титана, ниобия, циркония, причем каждой разновидности пород свойственна определенная минеральная ассоциация. Для фойяитов типичны мурманит, эвдиалит, лампрофиллит; для уртитов – лопарит и апатит, в луявритах – смешанная минерализация.
Генезис
На условия образования карбонатитов существуют две гипотезы: магматическая и гидротермальная.
В доказательство каждой из них приводятся объективные геологические и экспериментальные данные. На этом основании В.И.Смирнов в группе карбонатитовых месторождений выделяет три класса: магматические, метасоматические и комбинированные. В настоящее время более убедительной представляется точка зрения о том, что формирование этих рудных образований тесно связано с эволюцией щелочного ультраосновного магматизма, протекало в закрытых системах и начиналось с несомненно магматических процессов, а завершалось гидротермальными метасоматическими преобразованиями. В связи с этим выделяется один класс месторождений – флюидно-магматический (В.И.Старостин, П.А.Игнатов, 1997). Установлены все стадии карбонатизации исходных щелочных перидотитовых магм вплоть до образования переходных к карбонатитам слюдисто-карбонатных пород.
Рудные формации
• С карбонатитами связаны крупные ресурсы ниобия, тантала и редких земель; значительные запасы железных руд, титана, флюорита, флогопита, апатита. Основные рудные формации:
• редкометальная (гатчеттолит-пирохлоровая);
• редкоземельная (бастнезит-паризит-монацитовая);
• апатит-магнетитовая;
• флогопитовая;
Флюоритовая
Пегматитовые месторождения
Выделяются две разновидности пегматитов – магматогенные и метаморфогенные.
Магматогенные пегматиты принадлежат к группе позднемагматических образований. Они относятся к продуктам поздних стадий раскристаллизации расплавов, насыщенных флюидными компонентами, и располагаются близ кровли интрузий. Пегматиты связаны с родоначальными интрузивами тождественностью состава, но отличаются от них меньшими размерами, жило- и гнездообразной формой, зональным внутренним строением, неравномерностью в размерах зерен, крупными кристаллами слагающих их минералов и наличием продуктов метасоматической переработки первичных минеральных ассоциаций. По связи с магматическими породами выделяются гранитные пегматиты, щелочные пегматиты, известны, но не типичны пегматиты, связанные с габбровой и перидотитовой формациями. Гранитные пегматиты, по А.Ферсману, можно разделить на пегматиты чистой линии и пегматиты линии скрещения. Пегматиты чистой линии залегают в гранитах или тождественных им породах, они не испытывают усложнения состава в процессе формирования. Пегматиты линии скрещения образуются среди иных формаций. В этих условиях возникают гибридные пегматиты, ассимилировавшие вещество боковых пород, и десилицированные пегматиты, отдавшие часть своего кремнезема вмещающим породам.
Метаморфогенные пегматиты формируются на разных стадиях метаморфогенного преобразования преимущественно древних докембрийских пород, по особенностям состава они соответствуют фациям метаморфизма вмещающих пород.
Альбититовые месторождения
Альбититовые месторождения представляют собой штокообразные тела и зоны, сложенные альбититами – лейкократовыми породами, в которых на фоне мелкозернистой основной альбитовой массы отмечаются выделения кварца и микроклина, а также пластины слюд, щелочного амфибола, реже пироксена. Минеральный состав альбититов в существенной степени зависит от состава исходных пород и заметно изменяется в соответствии с их щелочностью. В альбититах выделяются участки с промышленными концентрациями редких, редкоземельных и урановых элементов. Промышленный интерес при разработке альбититов могут представлять ниобий, цирконий, торий, литий, бериллий и редкие земли.
Выделяют два типа месторождений: 1) в связи с интрузивными массивами;
2) без связи с магматическими комплексами.
Первый тип приурочен к метасоматически переработанным куполам и апофизам массивов нормальных и субщелочных гранитов. Их площадь достигает нескольких квадратных километров, а глубина распространения – 600 м. Для этих месторождений обычна вертикальная метасоматическая зональность (снизу вверх): неизмененные породы – появление мусковита – альбитизированная порода – альбитит – грейзен.
Второй тип не имеет установленных связей с магматическими комплексами. Он развит вдоль зон региональных глубинных разломов, рассекающих кристаллический фундамент древних платформ, и имеет линейные секущие формы рудоносных форм (рис.).
Возникновение линейных альбититов обусловлено воздействием химически активных горячих растворов, восходящих по разломам. Одни геологи считают источником этих растворов скрытые на глубине гранитные интрузии, другие приписывают им метаморфогенное происхождение. Выделяют три главные рудные метасоматические формации: калиевая (микроклиновая) с бериллиевыми рудами; калинатровая (альбит-микроклиновая) с тантал-ниобиевыми рудами; натровая (эгирин-рибекитовая и эпидот-хлоритовая) с урановой минерализацией. В линейных альбититах сконцентрированы существенные запасы урана, тория и бериллия, в меньшей степени тантала, ниобия, редких земель.
Грейзеновые месторождения
Грейзеновые месторождения формируются в апикальных выступах гранитных массивов и в алюмосиликатных породах, реже в основных и карбонатных породах их кровли. Грейзен представляет собой агрегат слюды и кварца с примесью турмалина, топаза, флюорита и сопровождающих их рудных минералов (касситерита, вольфрамита, молибденита, берилла, литиевых слюд). Выделяют эндо- и экзогрейзены. На долю эндогрейзенов приходится более 80% объема этих метасоматитов. Они слагают штоки и жилы и развиваются на 300 – 500 м вглубь от кровли массива. Экзогрейзены образуют штокверки, распространяющиеся по вертикали до 1500 м от контакта интрузии. В общей схеме грейзенообразования первыми отлагаются минералы молибдена, вольфрама и олова, затем тантала, ниобия, бериллия, лития, далее различные сульфиды, флюорит, карбонаты. С грейзенами связаны месторождения олова, вольфрама, лития, бериллия. Обычно грейзеновые месторождения комплексные. Как правило, руды богатые, но запасы редко бывают значительными.
Скарновые месторождения
Скарнами называются породы известково-силикатного состава, образовавшиеся метасоматическим путем в приконтактовой области интрузивов среди карбонатных, реже силикатных пород. Выделяют экзоскарны, располагающиеся за пределами интрузии, и эндоскарны, находящиеся внутри последних. Большая часть скарнов относится к экзоскарновым образованиям. Некоторая часть экзоскарнов может находиться от контакта на десятки и даже сотни метров
Им свойственен ряд особенностей: связь оруденения с порфировыми интрузиями гранитоидного состава; прожилково-вкрапленный штокверковый характер минерализации, развитой в эндо- и экзоконтактовых зонах порфировых штоков; устойчивый минеральный состав руд (главные минералы – пирит, халькопирит, магнетит, молибденит); относительно низкие содержания меди в первичных рудах; выдержанная зональность оруденения и гидротермально измененных пород; крупные и гигантские масштабы; комплексный многометальный состав руд, их высокая технологичность, пригодность для отработки большими карьерами.
Они заключают 61,9% мировых подтвержденных запасов.
Наблюдается зависимость состава руд от состава рудоносных интрузий, в связи с чем выделяются молибден-медно-порфировые, медно-молибден-порфировые, собственно молибден-порфировые, медно-порфировые и золото-медно-порфировые.
Рудные тела меднопорфировых месторождений располагаются в апикальной части рудоносных штоков: 65 % в эндоконтактовых зонах, 25 % - в их ближайшем экзоконтакте (300-500 м), 10 % - в далеком экзоконтакте (500-1500 м).
Они представляют собой систему пересекающихся прожилков и рассеянной рудной вкрапленности среди гидротермально измененных пород рудоносных штоков и вмещающих образований.
Форма штокверков в плане различна, чаще всего это изометричные тела, овальные, кольцевые, иногда линейно-вытянутые.
В числе наиболее известных месторождений могут быть названы Коунрад (Казахстан), Песчанка (Россия), Чукикамата, Эль-Теньенте (Чили), Бингхэм (США) и др.
• Вулканогенные месторождения. Месторождения этого класса связаны главным образом с наземным преимущественно андезит-дацитовым вулканизмом, а также с щелочным и трапповым магматизмом. Наиболее характерны месторождения, приуроченные к жерлам палеовулканов и их периферии (рис.).
• Им свойственны конические, кольцевые, трубчатые, внутрижерловые и радиально-трещинные структуры. Рудные тела имеют форму жил, труб и штокверков. Чаще всего они невелики по размерам, быстро выклиниваются с глубиной, хотя нередко сложены очень богатой рудой, образующей спорадические скопления или так называемые «бонанцы».
• Для вулканогенных месторождений характерны специфические изменения вмещающих эффузивных пород, проявляющиеся в их окварцевании, пропилитизации, алунитизации и каолинизации. Эти месторождения формировались в приповерхностной зоне на глубине от нескольких десятков до сотен метров. Они возникали в условиях резкого спада температуры и давления. Такая обстановка приводила к большой скорости минералонакопления, способствующей скучиванию (телескопированию) накладывающихся друг на друга сложных и разнообразных минеральных ассоциаций. Для руд характерно широкое распространение метаколлоидных текстур.
• Им свойственны конические, кольцевые, трубчатые, внутрижерловые и радиально-трещинные структуры. Рудные тела имеют форму жил, труб и штокверков. Чаще всего они невелики по размерам, быстро выклиниваются с глубиной, хотя нередко сложены очень богатой рудой, образующей спорадические скопления или так называемые «бонанцы».
• Для вулканогенных месторождений характерны специфические изменения вмещающих эффузивных пород, проявляющиеся в их окварцевании, пропилитизации, алунитизации и каолинизации. Эти месторождения формировались в приповерхностной зоне на глубине от нескольких десятков до сотен метров. Они возникали в условиях резкого спада температуры и давления. Такая обстановка приводила к большой скорости минералонакопления, способствующей скучиванию (телескопированию) накладывающихся друг на друга сложных и разнообразных минеральных ассоциаций. Для руд характерно широкое распространение метаколлоидных текстур.
• С этим типом связаны многочисленные и важные в экономическом отношении рудные формации: полиметаллическая золото-серебряная, золото-серебряная с теллуридами и селенидами, олово-серебряная, флюорит-бертрандитовая, молибденит-флюорит-настурановая, киноварная, самородной меди с цеолитами, алунитовая, исландского шпата, самородной серы.
• Амагматогенные месторождения. Месторождения находятся на площадях развития осадочных пород, где отсутствуют активные изверженные породы. Ранее предполагалось, что они связаны с находящимися на глубине и не вскрытыми эрозией магматическими породами и их называли телетермальными. Позднее их стали называть нейтральным термином «стратиформные». Генезис амагматогенных месторождений представляет собой одну из остро дискуссионных проблем рудообразования. Существуют четыре главные гипотезы.
• Часть геологов рассматривает их как первично-осадочные месторождения, претерпевшие диагенетическое, катагенетическое и метаморфическое преобразование. В качестве обоснования приводились характерные черты этих месторождений:
1. нахождение исключительно в осадочных породах и отсутствие изверженных пород;
2. обычно пластовая форма рудных тел;
3. отсутствие признаков контроля разломами;
4. приуроченность к определенным частям стратиграфического разреза;
5. размещение среди мелководных осадков прибрежных морских фаций;
6. ритмичное строение рудоносных толщ;
7. преимущественная связь оруденения с начальными трансгрессивными или конечными регрессивными частями разреза;
8. переход пластовых рудных тел по простиранию в зоны рудных конкреций;
9. признаки диагенетического преобразования вещества;
10. нахождение среди свит пластов с повышенным содержанием рудных элементов;
11. соответствие изотопного состава этих элементов изотопным соотношениям руд;
12. изотопный состав серы, свидетельствующий о ее биогенно-осадочном характере;
13. сравнительно простой минеральный состав руд.
Другая группа геологов считает рассматриваемые месторождения эпигенетическими гидротермальными, связанными с залегающими на глубине изверженными породами. Этот взгляд аргументируется следующими положениями:
1) наличие наряду с согласными секущих рудных тел;
2) проявление в ряде случаев гидротермального изменения боковых пород – окварцевание, доломитизация, серицитизация, каолинизация;
3) агрессивный характер рудообразования, приводящий местами к отчетливому метасоматозу;
4) формирование руд в несколько стадий, разделенных перерывом;
5) иногда сравнительно высокая температура минераловыделения (200-700С).
Некоторые геологи высказывались в пользу эпигенетического образования под воздействием химически активных атмосферных вод глубокой циркуляции. В защиту такого взгляда приводятся данные исследований вариаций изотопов Pb и S.
Колчеданные месторождения
К колчеданным относятся месторождения, руды которых сложены преимущественно сульфидами железа. Минеральный состав отличается резким преобладанием пирита, пирротина, иногда марказита с примесью халькопирита, борнита, сфалерита, галенита, блеклых руд, реже других рудных минералов. Нерудные минералы развиты слабо и представлены обычно баритом, кварцем, карбонатами, серицитом, хлоритом, гипсом.
Колчеданные месторождения повсеместно связаны с субмаринными базальт-риолитовыми вулканогенными формациями ранней стадии геологического развития эвгеосинклиналей. В связи с этим они в главной своей массе входят в состав офиолитовых или зеленокаменных поясов, возникающих на месте геосинклинальных трогов, выполненных производными базальтовой магмы, а также их пирокластами, перемежающимися с прослоями осадочных пород. Значительно реже они встречаются в сланцевых комплексах с ограниченными продуктами раннего базальтового вулканизма. В пределах этих поясов колчеданные месторождения вытягиваются прерывистыми цепями, длина которых иногда достигает нескольких тысяч км.
• Рудоносная базальт-риолитовая формация расчленяется на три субформации. К первой относятся монотонные недифференцированные базальты, с которыми связаны серно-колчеданные и очень редко медно-колчеданные месторождения кипрского типа. Ко второй относятся контрастно дифференцированные базальт-риолитовые толщи, к которым принадлежит большинство медно-колчеданных месторождений уральского типа.
• К третьей относятся последовательно дифференцированные базальт-андезит-дацит-риолитовые формации, несущие полиметаллические месторождения рудноалтайского типа или типа Куроко (Япония).
• Из колчеданных месторождений получают Cu, Pb, Zn, значительное количество Ag, Au, Cd, Se, Sn, Bi, Ba и др.
• Геологические особенности колчеданных месторождений
• Рудные тела типичных колчеданных месторождений имеют сложную конфигурацию. В них различают согласную с вмещающими породами пластообразную часть и систему секущих прожилково-вкрапленных руд, подпирающих согласное тело.
• Месторождения сопровождаются ореолом гидротермально измененных пород серицит-хлоритового состава. Наблюдается зональность изменений: к рудному телу прилегает кварц-серицитовая зона, а далее – хлоритовая. Отмечены случаи, когда между кварц-серицитовой зоной и рудным телом находятся кварциты.
• Положение региональных поясов вулканогенных пород с колчеданными месторождениями контролируется глубинными разломами, а полей колчеданных месторождений в пределах поясов центрами вулканической активности. Положение и геологическая структура отдельных месторождений определяются приуроченностью их к центру и склонам положительных вулканических построек, прорезанных секущими сбросами и зонами дробления.
• Колчеданные месторождения формировались на ранних стадиях всех циклов геологического развития. От древних к юным металлогеническим эпохам не отмечается принципиальной смены условий рудообразования и изменения характерных черт месторождений.
• Геологические условия образования
• Колчеданное рудообразование может проявляться неоднократно на всех стадиях вулканического цикла, но подавляющая масса колчеданов накапливается в конце вулканического цикла. Концентрированное рудообразование приурочено к периоду прекращения излияния лав, которое сменяется длительной поствулканической газово-гидротермальной деятельностью. При возрождении новых вулканических циклов могут формироваться несколько последовательных комплексов колчеданных месторождений. Все колчеданные месторождения рассматриваются как продукты восходящих минерализованных газово-гидротермальных потоков, генерированных глубинными вулканическими очагами. Часть рудного вещества этих потоков отлагалась на путях их подъема, формируя вулканогенные гидротермальные метасоматические залежи прожилково-вкрапленных руд. Другая часть достигала дна бассейна и выпадала, образуя вулканогенные гидротермально-осадочные пластовые залежи массивных руд (рис.).
• Аналогичным образом формируются современные скопления колчеданных руд на дне современных океанов. В местах активной гидротермальной деятельности на дне океана образуются рудные постройки, достигающие 70 м в высоту и имеющие диаметр основания до нескольких сотен метров. Каждая такая постройка состоит из нескольких миллионов тонн рудного вещества. В пределах отдельных площадей располагается несколько десятков таких конусовидных холмов, увенчанных сверху трубообразными телами «черных курильщиков». В настоящее время эти проявления нигде не разрабатываются и представляют потенциальные медно-цинковые колчеданные руды будущего.
• Пострудные тектонические деформации выводили колчеданные рудные тела из их первоначального субгоризонтального залегания, а метаморфизм преобразовывал вмещающие породы и руды. Метаморфическое преобразование нередко сопровождалось интенсивным рассланцеванием пород с развитием кварц-хлорит-серицитовых сланцев и альбитовых порфиритоидов. Вследствие метаморфизма происходило развальцовывание и разлинзовывание рудных тел, преобразование руд колломорфной текстуры в руды кристаллической, полосчатой и сланцеватой текстур, дробление хрупких минералов (пирит) и смятие пластических минералов (халькопирит, галенит).
• Физико-химические условия образования
• Генеральная линия развития теории колчеданного рудообразования прокладывается под знаком развития концепции о вулканогенном гидро-термально-осадочном генезисе колчеданных руд. По этой концепции гидротермальные растворы поствулканического происхождения проникали сквозь колонну предрудных вулканогенно-осадочных пород, гидротермально изменяли их и формировали зоны прожилково-вкрапленных руд. Когда растворы достигали дна, при резкой смене физико-химической обстановки происходило массовое отложение рудного материала с возникновением пластовых залежей массивных руд. Соотношение изотопов кислорода и водорода в газово-жидких включениях минералов колчеданных месторождений свидетельствует об участии морской воды в рудном процессе, а изотопов серы к признанию прямого магматического источника рудообразующих веществ. Колчеданные месторождения формировались в придонных частях палеоморей. При этом пластовые залежи отлагались при сравнительно низком давлении, а колонна подстилающих их прожилково-вкрапленных руд, уходящая местами до глубины свыше 1000 м, формировалась в обстановке более высокого давления. В первом случае давление при глубине 500 м составляет 5МПа, а при максимальной глубине могло достигать 100МПа. Колчеданные месторождения, если принимать во внимание весь процесс образования – от переработки боковых пород до выпадения последних порций рудообразующих минералов - создавались в широком температурном интервале от 500 до 400С.
• Классификация колчеданных месторождений
• В группе колчеданных месторождений выделяется три класса: вулканогенно-гидротермально-метасоматический, вулканогенно-гидротермально-осадочный и комбинированный гидротермально-метасоматически-осадочный.
• Вулканогенные гидротермально-метасоматические в чистом виде встречаются редко. Это преимущественно прожилково-вкрапленные, реже массивные руды, иногда в сочетании с жилами среди туфовых, лавовых и субвулканических пород. Их примером могут служить некоторые месторождения Малого Кавказа, Курильских островов и Японии (рис. ).
• Вулканогенно-гидротермально-осадочные встречаются чаще. Они имеют форму согласных пластовых залежей массивных руд. К ним принадлежат многие колчеданные месторождения Урала, Рудного Алтая, Большого Кавказа, Сибири, Средней Азии, а также крупнейшие провинции Канады, Норвегии, Испании, Португалии, Турции и других стран.
• Комбинированные вулканогенные гидротермально-метасоматически-осадочные распространены также достаточно широко. Примером этого класса являются Гайское месторождение Урала, Рио-Тинто в Испании.
• Колчеданные месторождения связаны с вулканогенными и вулканогенно-осадочными формациями.
• Они обычно тяготеют к верхним частям разреза рудоносных формаций, располагаясь в вулканогенно-осадочных или терригенных породах, фиксирующих прекращение или затухание активного вулканизма. Выделяют несколько типов: Иберийский (рис. 11.8), Беши (рис. 11.9, 11.10), Куроко (рис. 11.11) и Кипрский (рис. 11.12, 11.13)
• Размещение месторождений контролируется положением вулканических центров, рудные тела приурочены к локальным вулканическим структурам.
• Форма рудных тел весьма разнообразна. В большинстве случаев это линзовидные, нередко пластообразные залежи согласные с вмещающими породами.
• Протяженность рудных тел достигает иногда 3-5 километров при мощности до 100 м.
• Некоторые месторождения характеризуются многоярусным строением.
• Как правило, руды массивные и полосчатые, на контактах прожилково-вкрапленные (рис. 11.9- 11.11).
• Минеральный состав характеризуется резким преобладанием сульфидов железа (90-95 %) (рис. 11.12). Они ассоциируют с халькопиритом, галенитом, сфалеритом, блеклыми рудами, суммарное количество которых составляет 5-10 %.
• Нерудные минералы представлены кварцем, серицитом, хлоритом. Содержание меди, в среднем, 1,4 %, цинка 2 %.
• Кроме этого в промышленных количествах содержатся Au (0,2-10 г/т), Ag (30-40 г/т), Сd, Se, Te, Co.
• Околорудные изменения заключаются в окварцевании, хлоритизации, серицитизации.
• Колчеданные месторождения широко распространены, в них содержится 8,4 % запасов меди.
• В России разведано 55 медноколчеданных месторождений, содержащих 28 % общероссийских запасов.
• Одно из них – Гайское относится к разряду уникальных по запасам.
• Наибольшей известностью пользуются месторождения Урала (Гайское, Сибайское, Блявинское, Учалинское и др.), Северного Кавказа, Закавказья, Канады, Кипра, Испании, Японии, Турции и др.
• Рудные формации
1. Серно-колчеданная (преобладание в составе руд пирита).
2. Медно-колчеданная (главный минерал – халькопирит).
3. Колчеданно-полиметаллическая (главные минералы – галенит и сфалерит).
4. ЭКЗОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Месторождения выветривания
5. В данную группу относятся месторождения, образование которых связано с процессами выветривания. Они включают месторождения бокситов (около 95 % мировых запасов), железа, марганца, никеля, кобальта, редких металлов, золота, каолина, апатита, магнезита, талька, барита. Часто эти месторождения содержат как металлические, так и неметаллические полезные ископаемые. Подавляющая часть этих месторождений связана с процессами выветривания, проходящими в континентальных условиях.
6. Накопление полезных ископаемых в коре выветривания может происходить двумя путями. Во-первых, вследствие растворения и выноса приповерхностными водами не имеющих ценности минеральных веществ и концентрации в остатке полезных ископаемых. Такие месторождения называются остаточными. Во-вторых, в связи с растворением водами ценных веществ, их выносом и переотложением в нижней части коры. Такие месторождения называются инфильтрационными. Таким образом, группа месторождений коры выветривания разделяется на два класса: остаточный и инфильтрационный.
7. По форме и условиям нахождения тел полезных ископаемых среди месторождений выветривания различают площадные, линейные и карстовые (рис.).
Условия образования месторождений в корах выветривания
Агенты выветривания. Главными процессами, обуславливающими разложение минералов в коре выветривания, являются: окислительно-восстановительные реакции за счет таких компонентов, как вода, кислород, углекислота, различные кислоты и микроорганизмы. Вода является наиболее действенным агентом выветривания. Она осуществляет растворение, перенос и отложение химических соединений, разложение породообразующих минералов материнской породы при гидратации и гидролизе, регулирует физико-химическую обстановку в коре выветривания. При подземной циркуляции вода проходит через три зоны: аэрации или просачивания, полного насыщения с активным водообменом, замедленным водообменом (рис.). Наиболее активные реакции разложения происходят в зоне аэрации, границей которой является уровень грунтовых вод. Кислород играет главную роль в реакциях окисления. Углекислота также активно участвует в реакциях окисления и преобразует некоторые силикаты в карбонаты.
Большое значение при перераспределении вещества в корах выветривания имеет органическое вещество. Микробактериальная деятельность обусловливает большую скорость биохимических реакций. Органоминеральные соединения включают сложные металл-органические комплексы, которые отличаются высокой устойчивостью в широком диапазоне Еh – pH. Благодаря высоким сорбционным свойствам органического вещества могут накапливаться U, Ra, Th, Mo, Be, Ge и другие. Кроме этого высокие концентрации органического вещества обуславливают восстановительные условия.
Температура в коре выветривания, хотя и колеблется в узких рамках (от +20 ° до -20 °С),тем не менее, играет заметную роль при разложении горных пород. Наиболее интенсивно это разложение происходит при высокой температуре.
При разложении коренных пород в коре выветривания большое значение имеют реакции окисления, гидратации, гидролиза и отчасти диализа.
Конечными продуктами глубокого химического преобразования минералов в корах выветривания являются глинистые минералы, простые окислы и гидроокислы. Кроме них могут формироваться карбонаты, сульфаты, фосфаты. Все они составляют группу новообразованных минералов.
• Профили выветривания
• В зависимости от интенсивности химического выветривания в различных климатических условиях возникают разные коры выветривания со свойственными им месторождениями полезных ископаемых. Различают три основных профиля выветривания: гидрослюдистый, глинистый, латеритный.
• Гидрослюдистый, или насыщенный сиаллитный характеризуется изменением первичных силикатов без существенной миграции кремнезема. Типоморфными минералами в этом типе являются гидрослюды и гидрохлориты, а также бейделит и монтмориллонит.
• Глинистый, или ненасыщенный сиаллитный отличается некоторым дефицитом кремнезема. Типоморфные минералы представлены каолином, галлуазитом, нонтронитом.
• Латеритный, или аллитный профиль возникает при полном или почти полном выносе кремнезема и концентрации простых гидроокислов алюминия (гиббсит, гидраргиллит, бемит, диаспор), железа (лимонит, гидрогетит).
• Первый тип несущественен для формирования полезных ископаемых, со вторым типом связаны месторождения глин и каолина, с третьим ассоциируют все важнейшие остаточные месторождения коры выветривания.
• По поводу условий образования кор выветривания и связанных с ними месторождений существуют две гипотезы: синтетическая и стадийная.
• Синтетическая гипотеза рассматривает происхождение кор разного профиля как результат синтеза свободных золей гидроксидов алюминия, кремния, железа и других элементов, на которые распадаются силикаты коренных пород при выветривании. В разных условиях такие гидроокислы под влиянием разных знаков их зарядов взаимно коагулируют и выпадают в осадок, другие выносятся из коры выветривания.
• Стадийная гипотеза рассматривает формирование кор выветривания разного профиля как результат последовательных этапов преобразования коренных пород при выветривании. Согласно этой гипотезе, вначале возникает гидрослюдистый тип, который при развитии процесса переходит в глинистый, а в дальнейшем при глубоко зашедшем изменении трансформируется в латеритный (зрелая кора).
• С этой гипотезой увязывается зональный облик кор выветривания. В ее сечении выделяются четыре зоны (снизу вверх):
• 1) начальной дезинтеграции и гидратации, она содержит значительное количество первичных реликтовых минералов и возникающих их гидратированных заменителей (гидрослюды, гидрохлориты);
• 2) гидратации и начального гидролиза по всей массе пород, характеризуется накоплением гидрослюд и гидрохлоритов, а также обильных инфильтратов из верхних зон, сложенных карбонатами и гидр