Меднопорфировые месторождения играют главенствующую роль в запасах и добыче меди таких стран, как Чили, США, Перу, Мексика, Индонезия, Иран, Филиппины.

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.

Рудные тела не имеют четких границ и оконтуриваются по данным опробования.

В качестве попутных компонентов, кроме Mo и Au, из руд извлекают Ag, As, Se, Te, Re и другие элементы.

Минеральный состав руд: пирит, халькопирит, молибденит, в небольших количествах присутствуют сфалерит, галенит, часто магнетит (рис. 11.3.).

Встречаются борнит, энаргит, блеклые руды, халькозин. Из нерудных наиболее широко распространены кварц, серицит, биотит, минералы группы каолина.

Среднее содержание Cu в первичных рудах 0,2-0,7 %.

Меднопорфировые месторождения широко распространены.

В мире их известно около 150.

Выделяется три пояса распространения меднопорфировых месторождений: Тихоокеанский (Чили, Перу, США, Мексика, Канада), здесь сосредоточена преобладающая часть запасов;

Средиземноморский (Югославия, Болгария, Армения, Турция, Иран, Афганистан);

Казахстано-Монгольский (Казахстан, Узбекистан, Китай) (рис. 11.6).

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 гидросиликатами;

• 3) гидролиза и конечного выщелачивания, типично накопление нонтронита и каолинита;

• 4) конечного гидролиза, развитие гидроокислов алюминия, железа, марганца.

• Геологические условия образования

• Климат имеет существенное значение в формировании кор выветривания и их полезных ископаемых. Степень разложения коренных пород и зрелость кор возрастает от полярных областей к экватору. Наиболее совершенные климатические условия для формирования кор выветривания складываются в тропиках и субтропиках, областях с жарким и влажным климатом.

• Состав коры выветривания в существенной степени зависит от состава разлагаемых пород. Ультраосновные и основные породы, в составе которых преобладают фемические минералы, разлагаются быстрее и наиболее легко образуют кору выветривания.

• Тектонический режим. Формированию месторождений способствуют режимы длительных устойчивых поднятий в геотектонически стабильных блоках земной коры.

• На образование кор выветривания и их месторождений сказывается рельеф местности. Оптимальные условия для формирования месторождений создаются в районах среднегорного холмистого рельефа.

• Коры выветривания формировались в течение длительного времени, достигающего 15 – 20 млн. лет. Выявлены коры выветривания с их месторождениями, принадлежащие разным эпохам – от древнейших до самых юных.

• Типы рудных формаций

• - латеритных и карстовых бокситов;

• - железо-кобальт-никелевая в серпентинизированных гипербазитах;

• - редкометальная и редкоземельная в выветрелых карбонатитах и щелочных гранитах;

• - золотоносных контактных и карстовых кор выветривания;

• - каолиновая в выветрелых гранитах;

• - мартитовая в выветрелых железистых кварцитах;

• - окисных марганцевых руд в выветрелых марганценосных метаморфических породах.

• К второстепенным рудным формациям следует отнести месторождения ильменита, камнецветного сырья (малахит, бирюза и др.), магнезита, талька, барита, фосфорита.

• Остаточные месторождения

• Остаточные месторождения железо-кобальт-никелевых руд связаны с корами выветривания аподунитовых и апоперидотитовых серпентинитов, формируются в обстановке тропического и субтропического климата мезозойского, третичного и четвертичного времени. Месторождения известны на Южном Урале, Бразилии, Новой Каледонии, Индонезии и других странах.

• На ранней стадии формирования коры освобождается магний и выносится в нижнюю часть коры. В верхней части зрелой коры накапливаются остаточные продукты разложения серпентинитов, состоящие в основном из гидроокислов железа. Никель в материнских породах находится преимущественно в оливине, отчасти в ромбическом пироксене. Из оливина и пироксена никель переходит в серпентин, а при его выветривании в водный раствор, выносится из верхней части в глубь коры и отлагается в виде вторичных силикатов никеля.

• Месторождения бурых железняков. При выветривании серпентинитов происходит концентрация не только никеля, но и железа. Возникают при этом остаточные месторождения железа, облагороженные примесями Ni, Mn, Cr и носят название природно-легированных руд.

• Остаточные месторождения магнезита образуются при разложении серпентинитов водой, богатой углекислотой. Высвобождающийся при этом магний переходит в раствор, выносится из верхней части коры и переотлагается в виде карбоната на глубине.

• Месторождения марганца возникают при выветривании разных пород, обогащенных марганцем в виде карбонатов, силикатов и безводных оксидов. Они преобразуются в минералы четырехвалентного Mn (вернадит, псиломелан, а затем пиролюзит, устойчивый в коре выветривания). Образуются крупные остаточные месторождения с содержанием Mn в десятки процентов (месторождения Кубы, Индии, Габона, Бразилии и других стран).

• Месторождения бокситов. Среди остаточных месторождений бокситов различают две разновидности – площадные и карстовые. Площадные или латеритные формировались в обстановке щелочного разложения различных глиноземсодержащих (щелочных, кислых, основных) пород в условиях жаркого и влажного климата. Известны мезозойские, третичные и четвертичные месторождения Бразилии, Гвинеи, Индии, Австралии, США и др. Карстовые бокситы выполняют полости раскарстованных карбонатных пород. Они известны в Средиземноморской провинции (Испании, Франции, Греции, Турции), в Африке, в нашей стране на Тимане, Урале. Минеральный состав как латеритных, так и карстовых определяется наличием моногидратных (бемит, диаспор) и трехгидратных (гиббсит) соединений глинозема.

• Месторождения каолинов формируются в коре выветривания полевошпатовых кислых и щелочных пород.

• Инфильтрационные месторождения

• К инфильтрационным месторождениям принадлежат месторождения U, Cu, Fe, S. Наиболее важны уран-редкометальные месторождения. Их объединяют в группы с разными названиями - эпигенетические, гидрогенные, песчаникового типа, ролловые и т.п. Для них характерно: расположение в областях аридного климата, наличие зон внутрипластового окисления, приуроченность к проницаемым водоносным горизонтам песчаников, расположенным внутри водоупоров, локализация в местах скоплений органического вещества, пространственная связь с валами, флексурами, осложняющими крылья пологих синклиналей, ролловая форма рудных тел, выраженная в серповидных в поперечных сечениях и лентовидных в плане рудных залежах (рис.).

• Переотложение происходит на геохимических барьерах механического (торможение в движении вод, водонепроницаемые экраны) и физико-химического (резкое изменение щелочно-кислотных и окислительно-восстановительных условий) характера. В пустынных областях происходит интенсивное выпаривание, с которым связаны концентрации ряда элементов. Кроме того, в кислородсодержащих водах могут накапливаться металлы, которые в окислительных формах дают хорошо растворимые соединения. К таким компонентам относятся U, V, Se, Mo. Нисходящие потоки кислородных подземных вод формируют зоны пластового окисления (ЗПО), которые распространяются от области питания по падению водоносных горизонтов на десятки и даже сотни километров, проникая на глубину до 700 м. По мере проникновения кислород расходуется на окисление восстановленных компонентов. Уран-редкометальное оруденение локализуется на окончании ЗПО. Концентрации элементов могут быть как в оксидных, так и в восстановленных формах. Согласно вариациям Eh изменяется минеральный состав руд. В зоне оруденения осаждаются новообразования в виде самородного селена, урановых окислов (урановые черни, настуран), коффинит. В небольших концентрациях могут осаждаться оксидные соединения V, U и селениды. Необходимым условием рудообразования является присутствие восстановителей (сероводород, водород, углеводороды).

• Для большинства месторождений характерной формой являются роллы, которые часто образуют многоярусные зоны. В целом, морфология определяется распределением проницаемости и скоростью фильтрации, размещением восстановителей.

• Карнотитовые и роскоэлитовые месторожденияв пестроцветных отложениях (алевролиты, песчаники, гравелиты, конгломераты) мезозойского чехла (тип «плато Колорадо») распространены во многих странах, но наибольшее значение они имеют в США.

• Патронит (VS4) в асфальтитах успешно отрабатывался в единственном месторождении этого типа Минас-Рагра (Перу). Содержание V около 6 %

• Рассмотренные инфильтрационные месторождения объединяются в одну рудную формацию редкометально-урановых руд. Она включает ряд субформаций: урановые и уран-редкометальные (селен-ванадий-рений-редкие земли-урановые) в песчаниках чехла активизированных молодых платформ; уран-угольные в лимнических бассейнах межгорных впадин; урановые в палеодолинах.

• Месторождения меди.Некоторые геологи полагают, что медные руды в пластах песчаников представляют собой продукты инфильтрационного переотложения из пород, содержащих рассеянную медь, или из разрушающихся коренных месторождений.

• Месторождения железа. Эти месторождения в основном сидеритового состава рассматривают как продукты взаимодействия грунтовых железосодержащих вод с пластами карбонатных пород, по которым они протекали.

• Месторождения серы. Формирование залежей самородной серы происходит под воздействием углеводородов, фильтрующихся сквозь массы гипса и ангидрита.

• 2CaSO₄ + CH₄ = 2CaCO₃ + 2H₂O + S₂

• Россыпные месторождения

• Месторождения россыпей формируются вследствие концентрации ценных минералов среди обломочных отложений, возникающих в процессе разрушения и переотложения вещества горных пород и коренных месторождений полезных ископаемых. Их образование связано с физическим и химическим выветриванием.

• В группе россыпных месторождений выделяются следующие классы:

• 1) элювиальный;

• 2) делювиальный;

• 3) пролювиальный;

• 4) аллювиальный, разделяющийся на подклассы – косовый, русловой, долинный, дельтовый и террасовый;

• 5) литоральный;

• 6) гляциальный;

• 7) эоловый (рис.).

• Элювиальные россыпи – это продукт разрушения коренных источников, непосредственно перекрывающих их выходы на земную поверхность. Практическое значение элювиальных россыпей невелико.

• Делювиальные россыпи формируются при сортировке обломочного материала в процессе оползания его по склону под влиянием силы тяжести и зависят от угла склона, мощности осыпи, размеров обломков и других факторов: колебания температуры, явление солифлюкции. Среди делювиальных россыпей известны существенные месторождения золота и алмазов, касситерита и вольфрамита, корунда.

• Пролювиальные россыпи находятся среди рыхлых отложений, накапливающихся у подножья гор. Для них характерны конусы выноса, которые, сливаясь, образуют непрерывную полосу – пролювиальный шлейф. Материал этих россыпей слабо окатан и плохо сортирован. Они встречаются редко.

• На аллювиальные россыпи приходятся значительные объемы добычи золота, платины, олова, вольфрама, алмазов и камнесамоцветного сырья. Аллювиальные россыпи связаны с реками, дренирующими средне- и низкогорный рельеф. В разрезе аллювиальных россыпей выделяют снизу вверх: а) плотик, представляющий собой коренные породы, подстилающие промышленные пески; б) пласт или пески, являющиеся собственно металлоносными; в) торфа, представленные пустыми песчаными отложениями; г) почвенный слой (рис.).

• По времени образования россыпи могут быть как юночетвертичными, или современными, так и древними, или ископаемыми.

• По условиям залегания они могут быть открытыми или погребенными под толщей пород.

• Источниками россыпей могут быть магматические породы, обогащенные акцессорными минералами (например, редкометальные граниты); эндогенные рудопроявления и месторождения; древние осадочные породы, обогащенные полезными компонентами, древние россыпи. Первые два источника называются коренными, последние - промежуточными коллекторами.

• По отношению к коренным источникам выделяют россыпи ближнего и дальнего сноса. Первые обычно располагаются не далее 15 км от источников питания. Интенсивное разрушение коренных источников россыпей, как правило, связано с предыдущими эпохами интенсивного выветривания и перер