Магматические месторождения

2. Магматические месторождения

Глубина образования таких месторождений 1-150 км. Подкоровая магма ультраосновного или основного состава, являющаяся источником полезных ископаемых, может содержать оливин, пироксен, около 30 % составляют полевые шпаты. По составу глубинная (эклогитовая) магма близка к хондриту (метеориту). Это вещество является наилучшей химической моделью мантии.

При быстром застывании магмы, образовавшиеся при кристаллизации капельки сульфидов могут не дойти до дна интрузива - формируются висячие залежи вкрапленных руд. Донные залежи сплошных и вкрапленных руд возникают при медленной кристаллизации магмы, когда капельки сульфидов опускаются на дно магматической камеры. В трещинах образуются жилы. Сульфидно-силикатные штоки пегматоидного облика формируются в спокойной обстановке кристаллизации. Расслоенные залежи характерны для последовательного выжимания силикатной и сульфидной частей магмы.

В зависимости от условий образования и связи с процессами кристаллизации А.Н. Заварицкий, А.Г.Бетехтин и др. выделяют магматические месторождения: кристаллизационные и ликвационные.

Во всех случаях их образование происходит в период формирования данного интрузива при определенной направленности процесса дифференциации магмы. При этом возникают довольно сложные взаимоотношения между твердой и жидкой фазой. Ход процесса дифференциации определяется рядом факторов: химическим составом магмы, скоростью остывания, формой и размерами магматической камеры, влиянием боковых пород, тектоническими условиями, глубиной залегания, подтоком глубинного вещества и флюидов.

Руды обычно вкрапленные. Встречаются шлирообразные тела (хромиты, титаномагнетиты). Для руд характерен отчетливый идиоморфизм рудных минералов, сцементированных поздними выделениями породообразующих силикатов. Среди них особенно известны месторождения алмазов (кимберлитовые трубки). Раннемагматические процессы имели место при формировании хромитов, а также платины (Бушвельд - месторождение Cr и Pt в Ю. Африке), лопарита, монацита, циркона (Кольский п-ов). К этой же группе относятся месторождения строительных материалов - гранитов, диабазов, лабродоритов.

Наиболее важное промышленное значение имеют кимберлитовые и лампроитовые алмазоносные тела. Кимберлиты образуют трубки (см. рис. 9

). Это вулканические тела, сложенные эруптивной брекчией ультраосновного состава - кимберлитом. Брекчия представляет собой породу, содержащую сцементированные кимберлитом обломки вмещающих пород и пород ультраосновного комплекса. Формируются на платформах. Алмазы образуют вкрапленники. Они обычно рассматриваются как породообразующие минералы трубок, но не исключается их связь с пневматолитовыми и даже гидротермальными процессами. В сечении трубки достигают 1 и более км. Так, трубка Камафука-Камазамбо в Анголе имеет размеры 3,2х0,5 км. На глубине трубки переходят в дайки, сложенные порфиритовой ультраосновной породой. Алмазы ассоциируют с гранатом, оливином, диопсидом. Они кристаллизовались, вероятно, вместе. Магма с алмазами зарождалась на глубинах около 100 км и поднималась по трубчатым каналам. Типичными примерами таких месторождений являются алмазоносные трубки Южн. Африки, трубки «Мир», «Удачная» и другие, выявленные в Якутской алмазоносной провинции.

Месторождения связаны со следующими формациями магматических пород: перидотиовая (хромиты, платиноиды); габбро-пироксенит-дунитовая (титаномагнетиты); щелочных пород (апатит-магнетитовые, апатит-нефелиновые, редкоземельные месторождения).

К этой группе относятся апатитовые месторождения Хибин на Кольском полуострове. Хибинский массив сложен нефелиновыми сиенитами и хибинитами (рис. 16). Он имеет коническое строение, обусловленное внедрением нескольких порций магмы разного состава. Залежи апатита, образующие кольцо крупных линз по периферии, связаны с внедрением ийолит-уртитов. Апатита до 30-70 %.

Рассматриваемые месторождения имеют большое промышленное значение как месторождения хромитов (крупные) - Урал (Кемпирсай), Африка (Бушвельд), Кавказ, Вост. Сибирь, Турция, Куба. Важными являются месторождения титано-магнетитов (Урал, Швеция) и платины (Урал и другие районы).

С падением температуры (начиная с 1500⁰) растворимость сульфидов FeS, NiS, ZnS и др. в силикатной магме основного состава уменьшается. При температуре ниже 1170^о сульфиды выделяются в жидком виде и скапливаются в глубоких зонах магматического очага. Вначале сульфиды выделяются в виде отдельных капель, затем сливаются в довольно крупные обособления. При дальнейшем охлаждении силикатная фракция кристаллизуется раньше сульфидной. Поэтому сульфидные тела часто образуют инъекции в силикатных породах (жилы, линзы). Толчком для выделения сульфидного расплава может быть ассимиляция боковых пород.

Ликвационные месторождения залегают среди основных и ультраосновных пород.

На ликвацию сульфидного расплава влияют: концентрация S, общий состав магмы, содержание Fe, Mg, Si, халькофильных элементов (Cu, Zn). Так, содержание Fe повышает растворимость сульфидов, и значительных месторождений не образуется. Если Fe связывается кристаллизующимся оловином, то его содержание в жидкой части системы снижается и происходит интенсивное отделение сульфидов - образуются крупные месторождения. Сера обладает разным сродством с металлами. При небольших содержаниях S образуются лишь сульфиды Cu, с которой S более родственна. Fe при этом сохранияется в расплаве и тормозит формирование оруденения. При повышенном содержании S образуется железистый расплав с растворенными сульфидами Cu, Ni и др. металлов.

В последние годы для ряда ликвационных месторождений установлено, что выделение сульфидного расплава происходит в гипабиссальной зоне внутри периферической магматической камере. Затем этот расплав, попеременно с силикатным, поступает в приповерхностную зону, где образуются расслоенные магматические тела, которые содержат чередующиеся «слои» сульфидных руд и безрудных магматических пород.

Формы рудных тел и их положение в пределах интрузива зависят от условий, в которых протекает процесс ликвации. При быстрой раскристаллизации капельки сульфидов могут не дойти до дна интрузии и образуют висячие залежи вкрапленных руд с более тяжелым пирротином внизу, более легким халькопиритом вверху. При медленном остывании образуются донные залежи вкрапленных и сплошных руд. При раскристаллизации часть сульфидного расплава может быть отжата тектоническими усилиями в центр массива, и образуются сульфидные жилы.

При спокойной обстановке кристаллизации могут формироваться крупнокристаллические пегматиодные сульфидно-силикатные штоки. При выжимании силикатных и сульфидные расплавов вверх одновременно - образуются расслоенные залежи. Сульфидный расплав может образовать эпигенетические секущие рудные тела.

Наибольшее промышленное значение имеют сульфидные медно-никелевые месторождения - Норильское (Сев. Сибирь), Седбери (Канада), Монче-Тундра (Кольский полуостров). Для этих месторождений характерна приуроченность к длительно развивающимся сложным массивам габбро.

Рудные тела располагаются внутри, по периферии или вблизи материнских интрузий. Они сложены пирротином (FeS), халькопиритом (CuFeS₂), кубанитом (CuFe₂S₃), миллеритом (NiS) и другими минералами, заключающими Ni, Co, Pt, Pa. Рудные тела имеют форму пластовых залежей (рис. 17), штоков, гнезд, вкрапленных руд или жил. Контакты жильных тел с вмещающими породами четкие.

Характерной особенностью их являются крупнокристаллическое строение, обособление мономинеральных блоков в виде гнезд или полос, присутствие крупных по размерам и совершенных кристаллов (“пегма” по-гречески - остов, затвердевший).

Этот тип месторождений имеет большое промышленное значение. Наиболее важные полезное ископаемое пегматитов: слюды (Сибирь, Карелия, Кольский п-ов); керамическое сырье: кварц, полевые шпаты (Карелия, Украина); редкие и радиоактивные металлы: Li (сподумен, лепидолит) – США; Nb (Норвегия, США); U, Th (Канада, Мадагаскар); олово (Казахстан); топаз, драгоценные, полудрагоценные камни (Урал, Украина); пъезокварц, морион (Украина); корунд, изумруды (Урал).

Геологические особенности. Магматогенные пегматиты известны для каждой группы магматических пород: встречаются гранитные, сиенитовые, диоритовые, габбровые, перидотитовые пегматиты. Однако подавляющее количество пегматитов ассоциирует с нормальными и кислыми гранитами. Приурочены к складчатым поясам, щитам платформ.

Метаморфогенные пегматиты формируются при высоких фациях регионального метаморфизма вне связи с магматическими комплексами, в гранито-гнейсовых блоках платформ, в зонах динамометаморфизма и ультраметаморфизма.

Пегматиты часто образуют пояса протяженностью до 4000км вдоль осей поднятий (Саянский, Канадский, Мамский) или поля пегматитовых жил (рис. 18). Древние по возрасту пояса более богаты полезными ископаемыми. Так, 75 % бериллия находится в пегматитах докембрийских поясов, 23 % - в палеозойских и только, 2 % - в мезозойских поясах. В древних пегматитах концентрируются мусковит, редкие земли, в молодых – редкоземельная минерализация.

Пегматиты связаны с материнскими интрузиями. Такая связь отчетлива для молодых пегматитов. А.И. Гинзбург выделяет несколько видов пегматитов:

- сингенетические - образуются на месте скопления остаточного расплава;

- эпигенетические (выжатые) - за пределами магматического очага (в породах кровли, с резкими контактами), контролируются разрывными нарушениями.

Рудные тела пегматитовых месторождений образуются в различных условиях:

- согласные, во внутри- и межпластовых полостях отслоений (пластовые залежи древних пегматитов);

- согласные и секущие в мелких трещинах скола;

- секущие в постскладчатых сбросах и сбросо-сдвигах.

Для геологического строения пегматитовых месторождений наиболее характерна жильная форма рудных тел; распространены линзы, трубообразные тела, залежи неправильной формы с раздувами и пережимами; системы прожилков.

По внутреннему строению выделяют пегматитовые тела однородные с равномерным расположением минералов и неоднородное, обычно закономерно зональные. По А.Е. Ферсману, наиболее типична следующая зональность (от периферии к центру): 1 - мелкозернистая аплитовая зона порфировидного строения, 2 - зона письменного гранита, 3 - зона крупнозернистого агрегата пегматоидной структуры, 4 - зона выполнения пустот путем наложения минерализации с друзами, 5 - зона гидротермального минералообразования с крустификационной текстурой. Сложная зональность характерна для редкометалльных пегматитов (рис. 19).

В крупнокристаллических гигантопорфировидных пегматитах кристаллы кварца достигают 2 м, амазонита - 10 м. Например, в Монголии в пределах интрузивного массива Горихо встречаются пегматиты с гигантскими кристаллами мориона весом до 17 т; в пегматитах США найден кристалл берилла весом 18 т. Хорошо выражена графическая текстура; характерно наличие занорышей.

1. Гранитные пегматиты, которые делятся на:

- пегматиты чистой линии - внедрившиеся в близкие по составу породы;

- пегматиты линии скрещения - гибридные, внедрившиеся в породы иного состава. Их состав изменяется в результате реакции с вмещающими породами.

Главные минералы: полевые шпаты (ортоклаз, микроклин), кварц, биотит. Распространены мусковит, турмалин, гранат, топаз, берилл, лепидолит, сподумен (Li, Al ( SiО₆), флюорит, апатит, минералы редких земель, радиоактивные, редкие. Характерны: топаз, пирохлор (Nb, Се), монацит (Се, Lа), ксенотим (YPO₄), ортит (Се), колумбит (Nb), танталит (Та), лепидолит (Li); встречаются вольфрамит, касситерит, молибденит, ильменит, висмутин. Зональность: в центре кварцевое ядро, далее к периферии блоки крупнозернистого микроклина, кварц-полевошпатовая масса письменной структуры, тонкозернистая кварц-полевошпатовая масса. Наиболее обогащены рудными минералами зональные дифференцированные пегматиты.

2. Гибридные пегматиты, образующиеся в процессе ассимиляции вмещающих пород. При реакции с вмещающей средой и захватом глинистых сланцев или вулканитов образуются пегматиты с андалузитом, кианитом, силлиманитом; при внедрении в карбонатные породы образуются пегматиты с роговой обманкой, пироксеном, скаполитом.

3. Десилицированные пегматиты, формирующиеся среди ультраосновных и карбонатных пород. Возникают корундовые (Al₂О₃) плагиоклазиты.

4. Пегматиты щелочных пород. В их составе микроклин, ортоклаз, нефелин, эгирин, содалит; минералы-примеси: апатит, минералы Nb, Ta, TR.

5. Пегматиты ультраосновных пород. Характерны: бронзит, анортит, лабрадор, оливин, амфибол, биотит. Примеси: апатит, гранат, Ti-магнетит, сульфиды.

Физико-химические условия образования и генезис. Пегматитовые месторождения образуются на различных глубинах от поверхности. Глубины образования пегматитов (по А. Гинзбургу): пъезокварцевые - 2-2,5 км, редкометалльные (Be, Li, Nb, Ta и др.) - 3,5-6 км, мусковитовые - 6-8 км, редкоземельные (La, Ce) - 8-9 и более км.

Температуры образования пегматитов варьируют в пределах 800⁰ - 200⁰. При изучении газово-жидких включений установлены следующие температуры: биотит - 760-500⁰; мусковит - 500-435⁰ ; кварц - 540-300 (до 150⁰); топаз - 510-300⁰. Б. Шмакин для пегматитов Сибири определил температуры образования 510-490⁰ . Давление, при котором образуются пегматиты, достигает 300 МПа (мегапаскалей).

Процессы образования пегматитов весьма разнообразны. Существует несколько генетических моделей.

1. Пегматиты - продукт кристаллизации остаточного расплава, обогащенного летучими (HF, H₂S, Н₂О, СН₄, Н₃РО₄). Гипотеза остаточных расплавов высказана В. Бреггером в 1890 г., разработана А.Е. Ферсманом (1932г.). После остывания и кристаллизации первых порций магмы остаточный расплав все больше обогащается летучими компонентами, которые сжижаются в гидротермальные растворы. Эти растворы отлагают новые минералы. Увеличивается подвижность расплава. Процесс протекает при температуре 800-400⁰.

Весь процесс происходит в закрытой системе в полости, которую заполняет остаточный расплав. Расплав кристаллизуется в соответствии со схемой Фогта-Ниггли при неограниченной растворимости летучих в магме.

А.Е. Ферсман выделяет несколько этапов кристаллизации гранитных пегматитов: эпимагматический, пневматолитический, гидротермальный. Они состоят из 9 последовательных геофаз (стадий) В, С, Д, Е, F, G, Н, J, К.

1 (В) – эпимагматическая геофаза: образование мелкозернистой зоны, переходной от гранитов к пегматитам,

2 (С) - пегматитовая: образование графической зоны (полевошпат – микроклиновой), которая кристаллизуется при t= 600-700⁰ ,

3-4 (Д-Е) - пегматитовые с турмалином, мусковитом, бериллом, топазом, t = 500-600⁰,

5-6 (F - G) (400-500⁰) - надкритические (слюды, хлорит, альбит, лепидолит),

7-8-9- (Н-J-К) (400-100⁰) - гидротермальные с сульфидами, карбонатами, цеолитом.

Иными словами, весь процесс пегматитообразования охватывает этапы от собственно магматического до гидротермального. Эти идеи о последовательной кристаллизации пегматитов из остаточного расплава разделяются К.А. Власовым, А.И. Гинзбургом. А.И. Гинзбург показал, что процесс происходит при изменении состава и роли щелочей: Са-Na щелочи (ортоклаз) сменяются К щелочами (микроклин).

Разновидность гипотезы Ферсмана это магматогенно-гидротермальная 2-х этапная схема Р. Джонса, Е. Камерона. По этим авторам в ранние этапы система закрыта, во 2-й этап система открыта и становится пневматолито-гидротермальной. При этом простые пегматиты 1-го этапа при метасоматозе переходят в сложные.

2. Пегматиты – результат перекристаллизации и метасоматоза (А.Н. Заварицкого, 1947 г.): т.е. это промежуточные образования между изверженными породами и постмагматическими жилами. Они возникают в результате перекристаллизации интрузивной породы под воздействием летучих. Особого пегматитового расплава не существует. Летучие выделяются на последних стадиях застывания материнского очага и проникают вдоль зон трещиноватости в верхние горизонты интрузива. Под воздействием летучих породы разлагаются: полевые шпаты и другие породообразующие минералы замещаются альбитом, мусковитом и др. минералами. Учитывается ограниченное растворение летучих в магме. При превышении их концентрации выделяется газовая фаза - пегматитообразующий газовый раствор. Под его воздействием и происходит перекристаллизация интрузивных пород в пегматит (по трещинам, порам и др. полостям).

Выделяются два этапа этого процесса: 1 - горячие газово-жидкие растворы осуществляют перекристаллизацию пород в простые пегматиты, система закрытая; 2 - метасоматические процессы с проникновением растворов во вмещающие породы, система открытая; образуются слюды, рудные минералы; эти пегматиты имеют сложный состав.

3. Пегматиты представляют собой метасоматиты (Ф. Хесс, В. Шаллер, К. Ландес, позднее Д.С. Коржинский). По данным Д.С. Коржинского, пегматитовый остаточный расплав образует только простые пегматиты (кварц-полевошпатовые). Лишь в случае поступления летучих происходит образование других минералов. Иными словами, выделяются две группы пегматитов: простые кварц-полевошпатовые и метасоматические сложные с кварцем, полевыми шпатами, слюдами, рудными минералами. Система перестает быть закрытой со 2-го этапа.

4. Пегматиты – результат метаморфизма (В.Н. Мораховский). Образуются в поле напряжения Земли в зонах динамометаморфизма. При этом из глубинных очаговых структур выделяются растворы (ранняя волна щелочности), затем происходит сжатие, поступление новой волны флюидов с рудными и другими полезными компонентами.

Таким образом, пегматитовые месторождения могут образоваться в результате различных геологических процессов. Но необходимо иметь в виду, что безрудные простые пегматиты формируются из остаточного расплава магматических камер или на ранних стадиях метасоматоза и перекристаллизации интрузивных пород, а рудоносные пегматиты сложного состава являются результатом длительного многостадийного гидротермального процесса с привносом полезных компонентов газово-жидкими флюидами.

Как важный промышленный тип месторождений Nb (90 % всего добываемого Nb) и Р, они получили признание в 60-е годы прошлого столетия. Сейчас это источник Nb, Р, Fe, Ti, флогопита, вермикулита, Та, циркония, редких земель, U, Th. Таким образом, карбонатитовые месторождения содержат ряд полезных ископаемых, которые стали использоваться сравнительно недавно. Крупными являются месторождения Бразилии (Араша), Сибири (Гулинкое), Кольского полуострова (Ковдор), Южной Африки (Палабора) и др.

Для локализации карбонатитовых массивов характерны: приуроченность к жестким глыбам ранней консолидации (террейнам, щитам платформ), связь с процессами образования перекрывающих комплексов (тектономагматической активизации), контроль глубинными разломами, по которым магма поднималась с глубин 100-150 км.

центрические (с 2-мя и более центрами вдоль оси), сложные - сочетание линейных и кольцевых структур, вытянутые в одном направлении. Строение массивов осложняется трубками взрывов - кимберлитоподобными породами - брекчиями. Реже тела имеют форму трещинных интрузий. Общая схема строения карбонатитового месторождения в плане показана В.И. Смирновым (рис. 20). Ядро массива выполнено карбонатитовым телом, которое окружено щелочными породами; по периферии находятся ультраосновные породы. Рудные тела: столбообразная или штокверкообразная сложная по строению рудная залежь в центре, кольцевые, радиальные жилы.

щелочная магма достигала земной поверхности. Это трубчатые тела с некками размером до 1 км² . В их составе более широко распространены щелочные разности пород эффузивного и интрузивного облика - авгититы, нефелиновые базальты, нефелиниты. Широко развиты эксплозивные образования - вулканические (жерловые) брекчии, туфы, агломераты, которые с глубиной сменяются гипербазитами и сиенитами. Центральные части сложены карбонатитами. С глубиной их количество уменьшается.

2. Массивы “закрытого” типа (“слепые”) не имеют выхода на поверхность (рис. 21 б). Формы их в плане эллипсовидные, иногда линейные. На глубине отчетливо выражено кольцевое строение; ближе к поверхности – трещинная форма. С глубиной щелочные породы (сиениты) сменяются ультраосновными (гипербазитами). Протяженность тел на глубину до 5-7 км; количество карбонатитов увеличивается с глубиной (см. рис. 21). Карбонатиты встречаются в центре и краевых частях массивов. При определенном эрозионном срезе разница между массивами открытого и закрытого типов устанавливается с трудом.

Характерна горизонтальная зональность: прямая - в центре молодые породы, по периферии – древние, обратная - в центре древние породы, слагающие ядро массива. Кольцевые и конические дайки иногда образуют пояса вокруг массивов. Конические дайки создают структуру типа cone in cone. Их образование происходит при давлении магматического очага или флюида, превышающем литостатические нагрузки.

Глубина образования карбонатитовых массивов различна: поверхностные (вулканическая и субвулканическая фации) - до 1-1,5 км; малоглубинные (гипабиссальные) - 2,5-3 км; среднеглубинные (мезоабиссальные) - 5-6 км; глубинные (абиссальные) - 8-10 км. Время формирования карбонатитовых рудоносных массивов - 10-100 млн. лет.

Формы рудных тел отличаются разнообразием. Карбонаты внутри массивов образуют неправильные тела (различные по форме штоки, трубки, “пробки”, выполняющие вулканические жерла); жилы (радиальные, конические, кольцевые); штокверки, жильные зоны (линейно-вытянутые). Повсеместно карбонатиты содержат реликты ультраосновных-щелочных пород, т.к. образуются либо путем ассимиляции этих пород карбонатной магмой, либо в процессе метасоматического замещения пород под воздействием карбонатных флюидов. Отдельные участки рудных тел отличаются повышенным содержанием полезных компонентов, например, содержание Nb₂О₅ достигает 1-3 %.

Для карбонатитовых тел характерна полосчатость: первичная - чередование полос карбонатного состава с полосами, обогащенными силикатами, апатитом и магнетитом. Полосчатость ориентирована параллельно контактам карбонатитовых тел. Вторичная полосчатость - в зонах тектонических нарушений за счет дробления и частичной перекристаллизации карбонатитов.

1. Карбонатиты с содержащием СО₂ до 35 %.

2. Карбонатитоиды карбонатно-силикатные, фосфатные, оксидные, сульфидные - содержащие СО₂ около 5-15 %.

В составе карбонатитов отмечено более 70 разных минералов, среди которых преобладают карбонаты - кальцит СаСО₃, доломит СаMg(СО₃)₂, сидерит FeСО₃, анкерит Са(Mg, Fe)(СО₃)_2,. Наиболее важные и промышленно ценные минералы: сульфиды - пирротин Fe₂S, борнит Сu₅FeS₄, халькопирит CuFeS₂, молибденит МоS₂ , пирит FeS₂, окислы - магнетит Fe₃О₄, гематит Fe₂О₃, ильменит FeTiO₃, рутил TiО₂, бадделеит ZrО₂, перовскит CaTiО₃, пирохлор NaCaNb₂О₆F, гатчеттолит (U-пирохлор), колумбит (Fe, Mg)(Nb, Ta)₂О₆ , брейнерит (Mg, Fe)СО₃ , карбонаты редких земель - паризит (Ce, La), бастнезит (Ce, La, Pr), сульфаты - барит ВаSО₄, целестин SrSО₄ , фосфаты - апатит Са₅(РО₄)₃ Cl , монацит (Се,La)РО₄, силикаты - циркон ZrSiО₄ , сфен, нефелин, флогопит.

1. Раннемагматический этап включает стадии внедрения: 1- ультраосновных пород (оливиниты, дунит-перидотиты, перидотиты), 2 (главная) – пироксенитов, 3- щелочной серии пород (уртиты, ийолиты); эти породы слагают внешнюю зону и секущие тела, 4 – нефелиновых сиенитов (дайки, жилы). Температура образования этих пород 1300 – 1000⁰.

2. Позднемагматический этап (после формирования интрузивных пород) включает стадии образования карбонатитов разного состава: 1- кальцитовые карбонатиты с перовскитом (Nb), апатитом, пирохлором, гатчеттолитом, а также образуются диопсид, авгит, кальцит, биотит; 2-кальцит-доломитовые карбонатиты с пирохлором, а также амфибол, доломит, флогопит, апатит; 3-доломит-анкерит- сидеритовые карбонатиты с пирохлором, колумбитом, бастнезитом, молибденитом, паризитом, а также эгирин, доломит, амфибол, барит, молибденит; 4- посткарбонатитовая - формирование карбонатно-силикатных пород: прожилки кальцит-альбит-эпидотового состава, иногда флюорит-гематитовая порода.

По изменению состава породообразующих минералов разных стадий видно, что процесс идет по пути замены силикатов и алюмосиликатов карбонатами (смена слабых кислот более сильными). Карбонатиты развиваются независимо от состава вмещающих пород. Они сопровождаются зонами карбонатизации и вкраплено-прожилковой карбонатной минерализацией во вмещающих породах.

Рудоносность карбонатитов тесно связана со стадийностью их образования. Для ранних стадий характерны минералы титана и циркония (бадделеит и др.). Затем они сменяются минералами циркония и ниобия, далее титана и ниобия (гатчеттолит), затем ниобия (пирохлор, луешит), а на последних стадиях – минералами ниобия и редких земель (колумбит, фергюсонит, бастнезит, паризит, монацит, ортит).

В процессе образования карбонатитов наблюдается геохимическая эволюция состава катионов:

кальцит - доломит - анкерит - сидерит

Са - (Са+Mg) - (Са+Mg+Fe) - (Mg + Fe) - Fe

Формирование карбонатитов происходит в условиях резко меняющегося давления в процессе прорыва газов и магмы на поверхность. Давление зависит от глубины: для гипабиссального уровня оно составляет 0,2-2,6 МПа (по кальцит-доломитовому геобарометру).

Существуют несколько моделей образования карбонатитов.

1. Магматическая - кристаллизация карбонатного расплава. Такой расплав наблюдался при извержении одного из вулканов (Африка, 1967 г.). При этом предполагается, что имела место ликвация с разделением магмы на силикатную и карбонатную. Этот процесс в природе имеет весьма ограниченное распространение.

2. Гидротермально-метасоматическая (Н. Боуэн, Е. Сеттер, Ю. Шейнман, А. Гинзбург). Об этом свидетельствует наличие метасоматической зональности, реликты вмещающих пород, формы рудных тел, многостадийность с изменением кислотности-щелочности и химических потенциалов Са, Mg, Fe и СО₂, свойственные гидротермальным процессам.

3. Осадочная - карбонатиты это ксенолиты известняков или мраморов или продукты перекристаллизации их в магматическом очаге. Однако карбонатитовые массивы часто встречаются в районах полного отсутствия карбонатных пород.

4. Сложное происхождение (В.И. Смирнов) – глубинные карбонатиты образовались из магматических расплавов; в верхних частях карбонатиты образуются из газово-жидкой фазы при вскипании расплава. Установленные данные по изотопному составу углерода говорят о его магматогенном происхождении. Они близки с изотопным составом углерода кимберлитов.

Учитывая имеющийся фактический материал по минеральному составу, стадийности, изотопии, наиболее вероятно считать, что образование рассматриваемых месторождений началось на магматическом этапе и завершилось на гидротермальном в процессе деятельности рудоносных флюидов, выделившихся из магматического очага на завершающих стадиях его развития.

Возраст месторождений докембрийский (Африка, Украина), палеозойский (Австралия, Англия, Урал, Дальн. Восток), мезозойский (Забайкалье, Китай, Монголия).

Рудоносными являются нормальные биотитовые и двуслюдяные граниты, щелочные граниты аляскитового облика, сиениты, нефелиновые сиениты. Месторождения формируются на незначительных глубинах, составляющих 1,5-2 - 3-4 км.

Структуры месторождений и формы рудных тел определяются рядом факторов: положением оруденения в купольных выступах малых интрузивов или над ними в породах кровли, сводовыми полостями купольного отслоения, кольцевыми и радиальными трещинами, трещинами отдельности, зонами эксплозивных брекчий, постмагматическими разрывными нарушения, напластованием пород кровли. Наиболее характерны рудные штоки, штокверки, жилы, зоны грейзенизации.

Минеральный состав. Минеральный состав рассматриваемых месторождений определяется составом постмагматических растворов и интрузивных пород, которые подвергаются метасоматозу. В общем случае характерна вертикальная зональность (рис. 23) в расположении альбитит-грейзеновой минерализации (снизу): граниты биотитовые, двуслюдяные, альбитизированные граниты, альбититы (альбит, кварц, мусковит, микроклин), грейзены (мусковит, кварц).

Альбититы – продукты высокотемпературного постмагматического метасоматоза, содержащие редкометальное оруденение: Та, Nb, Ве, Li, Th, редкие земли. Применяется термин апограниты – метасоматически измененные граниты. Месторождения приурочены к породам кислого и щелочного состава. Обычно это малые интрузивы трещинного типа или куполовидные выступы крупных интрузивных тел. Их выходы на поверхность ограничены по площади. Оруденелыми являются апофизы или апикальные части интрузивов.

В различных материнских породах устанавливается различный минеральный состав альбититов:

-нормальные граниты: альбит, кварц, микроклин, мусковит, берилл, бертрандит Ве₄Si₂О₇(ОН)₂, фенакит Ве₂SiО₄, СаF_{2 ,}

-субщелочные граниты: альбит, амазонит, калиевый полевой шпат с примесью Rb₂О, Cs₂О, кварц, лепидолит, циннвальдит, колумбит-танталит (Li, Rb, Ta, Nb), пирохлор,

-щелочные граниты: альбит, микроклин, кварц, биотит, пирохлор, циркон, фергюсонит,

-нефелиновые сиениты: альбит, микроклин, эгирин, щелочной амфибол, циркон, пирохлор, монацит.

Грейзены (80 %) развиваются в зоне эндоконтакта в 300-500 м от кровли (эндогрейзен). В экзоконтакте по вертикали грейзены распространяются во вмещающие породы до 1500 м (экзогрейзены).

Грейзены формируются стадийно с образованием зон, сложенных определенными минеральными ассоциациями. Выделяется от 8 до 13 стадий. В общем виде проявляются три этапа: 1- минералы Мо, W, Sn; 2-минералы Та, Nb, Be, Li; 3-сульфиды, флюорит, карбонаты.

Состав их также зависит от состава вмещающих пород. Существуют грейзены алюмосиликатные, основные, карбонатные. По алюмосиликатным породам (в гранитоидах) развиваются биотит-кварцевая, биотит-мусковит-кварцевая, кварц-топаз-мусковитовая, флюорит-мусковитовая ассоциации. В породах основного состава образуются флогопитовая, флюорит-слюдистая ассоциации. В карбонатных породах грейзены имеют слюдяно-флюоритовый, турмалин-флюоритовый, топаз-флюоритовый состав.

Альбититы возникают раньше грейзенов из более высокотемпературных щелочных растворов в тыловой части метасоматической колонны. Грейзены – позже при более низких температурах из кислых растворов во фронтальной части колонны метасоматоза. Они представляют собой переходный к гидротермальным тип месторождений.

Температуры минералообразования, определенные по газово-жидким включениям и минеральным парагенезисам, составляют: микроклинизация - 650-550⁰ , альбитизация - 550-400⁰ , грейзенизация силикатных пород - 450-300⁰ , кварцевые жилы - 450-250⁰ , грейзенизация карбонатных пород - 400-250⁰ , флюоритовые жилы - 250-220⁰. Давление, при котором формировались грейзены, колеблется в широких пределах: 130-6 Мпа.

Нужно отметить, что существует особый тип альбититов - не связанные с магматическими комплексами. Они развиваются в зонах региональных разломов среди древнего фундамента платформ. Обусловлены флюидами глубинного магматического или метаморфического происхождения. Имеют линейные секущие формы тел. Состав: 1 – калиевый с Ве (микроклин), 2 – калий-натровый с Та, Nb (альбит, микроклин), 3 – натровый с U (эгирин-рибекит).

Процесс формирования альбитит-грейзеновых месторождений протекает в несколько стадий: 1-калиевый метасоматоз (ранняя микроклинизация) – в ядерных частях массивов; 2-натровый матасоматоз (ранняя альбитизация) – в периферических частях массивов; 3-поздняя альбитизация, снижение кислотности; 4-поздняя микроклинизация. При грейзенизации происходит увеличение кислотности, переход растворов из надкритического в гидротермальное состояние. Характерны высокая активность F и В, вынос из пород щелочей, Al, элементов-примесей. На всех этапах большую роль играет газовая фаза, о чем свидетельствует большое количество вокуолей.

Главнейшие рудные формации: 1 – редкометалльных албититов (плато Джонс в Нигерии); 2 – кварцево-жильно-грейзеновая с касситеритом, вольфрамитом, молибденитом, бериллом, колумбитом (Цинновец в Европе); 3 – карбонатно-грейзеновая урановых, бериллиевых руд.
6. Скарновые (контактово-метасоматические) месторождения
Скарновыми называются месторождения, которые образуются рудоносными растворами в результате процессов метасоматоза в зоне контакта карбонатных пород с внедрившимися магматическими силикатными породами. Следует отметить, что к скарнам часто относят месторождения других генетических типов, например, гидротермальные, залегающие в зоне контакта магматических пород, внедрившихся в карбонатные толщи и имеющих в своем составе комплекс минералов контактового метасоматоза.

Промышленное значение скарновых месторождений определяется тем, что в скарнах известны месторождения почти всех металлов, за исключением Cr, Sb, Hg. Наибольшее промышленное значение имеют: в известковистых скарнах – Fe, Со, Cu, Pt, W, Mo, Pb-Zn, Au, Sn, Be, Nb, U; в магнезиальных скарнах – В, флогопит. Например, на Урале широко развиты скарновые месторождения железа (Магнитная, Благодать, Соколовское, Сарбайское), меди (Турьинское), на Дальнем Востоке свинцово-цинковая минерализация (Тетюхе), на Кавказе и в Средней Азии месторождения вольфрама и молибдена. Большинство месторождений относится к средним и мелким, хотя встречаются крупные и весьма крупные объекты.

Геологические особенности. Скарновые месторождения образуются в складчатых областях, реже на платформах. Рудные скарны связаны с интрузиями умеренно кислого (граниты) или среднего (гранодиориты, кварцевые диориты, монцониты) состава. На контактах ультраосновных интрузий скарны не образуются.

Глубины образования от 0,5 до 1,5-2 км. На этих небольших глубинах внутреннее давление летучих способно преодолеть внешнее давление пород. Скарны связаны с гипабиссальными интрузиями (рис. 37). Образуются они по обе стороны от линии контакта, как внутри интрузивных пород (эндоскарн), так и во вмещающих карбонатных породах (экзоскарн). Оптимальная зона скарнообразования составляет 200-300 м вдоль контакта (рис. 38). Иногда месторождения могут локализоваться на удалении от контакта до 1-2 км. Формирование месторождений происходит при значительной роли разрывных нарушений, секущих контакт или проходящих вдоль него.

Скарновые месторождения типизируются по различным признакам:

-по составу (известковые, магнезиальные, силикатные);

-по стадийности процесса: простые ранних стадий (Fe), сложные поздних стадий (полиметаллические);

-по формациям материнских магматических пород: плагиогранитовые, сиенитовые (Cu, Fe), гранитные (W), диоритовые (полиметаллы, Fe);

-по положению относительно контакта: эндо- , экзоскарн;

-по составу полезных ископаемых - Fe, W, Cu, Pb- Zn, Mo, Sn, В и др.

Месторождения железа связаны со штоками диоритов и эффузивных горных пород среднего состава; главное оруденение - в эндоскарне (гора Благодать, Сарбай в Башкирии, Эмпайр в Канаде). Вольфрам и молибден связаны с порфировидными гранодиоритами, кварцевыми монцонитами. Это пластовые тела в известковистых скарнах (Сангдонг в Южн. Корее). Медь связана со щелочными гранодиоритами и кварцевыми монцонитами; наиболее крупные месторождения - в меднопорфировых плутонах вместе с гидротермальными Cu-порфировыми месторождениями (Саяк 1 в Казахстане). Свинцово-цинковая минерализация встречается в экзоскарнах в зонах разломов. Оруденение олова - в вулкано-плутонических комплексах кислого - среднего состава.

В качестве генетических подтипов скарновых месторождений чаще выделяют:

- известковые скарны (замещение известняков), содержащие гранат (гроссуляр-андрадит), пироксены (диопсид-геденбергит), волластонит, скаполит, амфиболы, эпидот, хлориты, магнетит, гематит, кварц, сульфиды металлов, кальцит, флюорит, шеелит (например, скарны г. Магнитной);

- магнезиальные скарны (замещение доломитов или доломитизированных известняков), имеющие в своем составе диопсид-геденбергит (пироксены), гранаты (андрадит-гроссуляр), форстерит, серпентин, амфиболы, флогопит, шпинель, магнетит, доломит, кальцит, сульфиды металлов;

- силикатные скарны (замещение силикатных пород), включающие как характерный минерал скаполит, в остальном они близки к известковым скарнам.

По преобладанию типичных минералов скарны разделяются на гранатовые, волластонитовые, диопсидовые и др.

Для скарнов характерна зональность в распределении минеральных ассоциаций. В известковых скарнах выделяются следующие зоны: 1- неизмененные или осветленные гранитоиды, 2 - эндоскарны гранатовые с эпидотом, 3 - экзоскарны пироксен-гранатовые, 4 –скарны гранат-пироксен-эпидотовые, 5 - известняки мраморизованные и неизмененные.

Для магнезиальных скарнов зональность выглядит следующим образом: 1 - гранитоид, 2- пироксен-полевошпатовая околоскарновая порода, 3- шпинель-пироксеновый скарн, 4 - шпинель-форстеритовый скарн, 5 - мрамор, 6 - доломитовый мрамор.

Физико-химические условия образования и генезис. При внедрении горячей магмы (1200-1000⁰) в относительно холодные породы происходит образование новых минеральных форм. Это контактовый метаморфизм. При контактовом метаморфизме рудные месторождения образуются редко. Происходит изменение состава как вмещающих пород, так и магматических образований: глинистые сланцы превращаются в роговики; песчаники - в кварциты; карбонатные породы - в мраморы.

Контактово-метасоматические процессы создают благоприятный «фон» для дальнейшего рудоотложения, изменяя свойства вмещающих пород. Воздействие интрузива двоякое: 1-термальный метаморфизм (прогревание), при котором образуются роговики, кварциты, мраморы, 2- метасоматические процессы под воздействием летучих, которые выделяются со стороны интрузива или из его глубинных частей. Развитие скарнов контролируется зоной контакта и тектоническими деформациями в этом участке коры. По расчетам Д. Казанли (исследование влияния температурных полей) при воздействии интрузива породы в приконтактовой зоне за 1000 лет прогреваются до 250⁰ на расстоянии от контакта до 200 м, а за 50 тыс. лет - на 600⁰. (Исходные данные: начальная t расплава 1300⁰, скрытая теплота плавления гранитов 60 кал, теплопроводность 4.10^-3кал/см сек^-1, теплоемкость 0,3).

Рудная минерализация образуется после частичного или полного застывания магмы в процессе деятельности газово-жидких растворов, которые выносятся из магмы и воздействуют на скарны. Обычно это происходит в результате длительной и многостадийной циркуляции растворов вдоль зоны контакта на фоне неоднократного дробления пород.

Установлено три типа взаимоотношения руд и скарнов (рис. 39): 1 - руды и скарны одновременны или близки по времени, что встречается редко (руды Fe, В); 2 - рудообразование непосредственно следует за скарнообразованием (руды Sn, Fe); 3 - наложение гидротермального оруденения на скарны (руды Au, W, Cu). Чаще скарны служат благоприятной в физическом и химическом отношении средой.

Скарны образуются при температурах 300-900⁰. Эксперименты по изучению газово-жидких включений и теоретические расчеты позволяют выделить следующие температурные фазы скарнов: волластонит-плагиоклазовая - 900-750⁰; пироксен-гранатовая - 800-500⁰; гранат-эпидотовая - 500-450⁰; пироксен-эпидотовая - 400⁰. Рудная минерализация, наложенная на скарны, образуется при температуре от 300⁰ и ниже.

В скарнах парагенезис (состав минеральных ассоциаций) и зональность (смена их по отношению к контакту) зависят от возрастания кислотности процесса. Обычно процесс идет (во времени) по пути вытеснения кальция магнием, а затем железом. Образуется ряд: волластонит - диопсид - геденбергит - андрадит.

Существуют следующие главные модели образования скарнов (рис. 40)

1. Инфильтрационно-диффузионная модель Д.С. Коржинского.

По обе стороны от зоны контакта силикатных и карбонатных пород возникает неравновесная химическая система. В этой системе по одну сторону преобладают элементы карбонатной среды, по другую - силикатной. В этих условиях происходит выравнивание составов путем встречного диффузионного оттока элементов из области высокой их концентрации в зону пониженной концентрации (биметасоматоз, по Д.С. Коржинскому). СаО перемещается из карбонатных пород в алюмосиликатные, SiО₂ и Al₂О₃ - из силикатных в карбонатные (см. рис. 40). По мере развития скарнообразования происходит постепенное разрастание зон метасоматоза в направлении диффузионного потока (наступление тыловых зон на фронтальные). На фоне диффузионного проникновения происходят обменные реакции между соединениями раствора, а также между раствором и породообразующими минералами скарнов или гранитоидов. Зональность минералообразования, установленную в скарнах, Д.С. Коржинский объяснил разной степенью подвижности диффундирующих элементов и изменениями условий среды. Наиболее подвижные группы: Н₂О, СО₂ ; S, Cl, K, Na; наименее подвижные: Р, Тi, Al .

Однако подсчеты показали, что SiО₂ и СО₂, имеющиеся в гранитах и известняках, не обеспечивают объемов этих компонентов, содержащихся в скарнах. Необходим привнос этих веществ извне. С учетом этого положения Д.С. Коржинский выдвинул инфильтрационно-диффузионную концепцию: скарны формируются как при диффузии на границе интрузии, так и в процессе привноса элементов циркулирующими горячими растворами. Эти растворы привносят элементы из глубинного магматического очага и из пород по пути их следования. Т.е. процесс происходит в открытой системе путем инфильтрации и диффузии. Инфильтрация - перенос вещества растворами, которые просачиваются через всю массу породы по порам и трещинам. Диффузия - перемещение частиц (атомов, ионов, молекул) в направлении убывания их концентраций. Эти процессы происходят в газах быстро, в жидкостях медленно, в твердых телах еще медленнее. Скорость возрастает при повышении t⁰.

Наиболее ценные месторождения создаются в трещинных зонах с существенным привносом вещества из магматического очага (контактово-инфильтрационные скарны).

2. Стадийная модель П. Пилипенко - предполагается, что главная масса вещества привносится из магматического очага. Среда играет роль поставщика минерализаторов.

Состав привносимых веществ постепенно меняется, t⁰ понижается. Это приводит к стадийности процесса и зональному расположению минеральных ассоциаций. П. Пилипенко выделил 6 фаз (стадий) метасоматоза: 1-кремниевый (привнос Si) - образование диопсидовой породы; 2-алюмосиликатный метасоматоз - привнос Si и Al (гранаты); 3-галоидный - привнос Cl (скаполит); 4-железистый метасоматоз (геденбергит, гранат, магнетит, гематит); 5-флюидно-водный метасоматоз - привнос Н₂О, СО₂, Cl (роговая обманка, эпидот, шеелит, кальцит); 6-сульфидный метасоматоз - наиболее низкие t⁰, привнос Н₂О, S, металлов.

3. Рассматривая обе эти модели, В. Смирнов показал, что на ранних стадиях формирования скарновых месторождений главную роль играет биметасоматоз, а по мере развития процесса прогрессивно нарастает привнос вещества из глубинных источников. Последний имеет главное значение для образования рудных скоплений.

Рудные формации скарновых месторождений: 1 - железорудная - магнетит, гематит, сульфиды (Магнитная, Тельбесское (Зап. Сибирь), Дашкесан (Кавказ), Банат (Венгрия); 2 - меднорудная - пирит, халькопирит, пирротин, сфалерит, магнетит, гематит (Турьинское (см. рис. 37), Гумешевское на Урале, Глафиринское в Минусинском районе, Бисби в Аризоне); 3 - вольфрамовая – шеелит, сульфиды (Балканское на Урале, Лянгарское в Ср. Азии, Пайн-Крик в Калифорнии, Тырныауз (рис. 41) на Кавказе); 4 - золоторудная - Au, сульфиды (в Зап. Сибири); 5 - свинцово-цинковая - галенит- сфалеритовая (Алтын-Топкан

и др. в Ср. Азии); 6 - бериллия и ниобия – гельвин, фенакит (Кайзерштуль, Шиллинген в Германии); 7 - касситеритовая (Питкяранта в Карелии); 8 - магнезиальных бороносных скарнов (Россия, Болгария, Чехия); 9 - неметаллических полезных ископаемых - апатит, хризотил-асбест.