Сдам Сам

ПОЛЕЗНОЕ


КАТЕГОРИИ







Месторождения ликвационного класса





 

По мнению А.А.Маракушева (1993) процессы ликвации играют ведущую роль в дифференциации магматических расплавов. Они приводят к образованию магм различного состава, в том числе и магм, обогащенных полезными компонентами. Характерными признаками ликвационных процессов является наличие в породе рудных вкрапленников округлой формы (нодулярные текстуры), приуроченность пород и руд с более высокой плотностью к нижним (донным) частям магматических камер, секущее залегание продуктов ликвации с более низкой температурой кристаллизации по отношению к более высокотемпературным продуктам. Перечисленные геологические критерии установлены в месторождениях хромшпинелидов и некоторых других полезных ископаемых, но наиболее характерны они для месторождений сульфидных медно-никелевых руд. Для последних явление ликвации однородного расплава на силикатный и сульфидный были подтверждены экспериментально Д.П.Григорьевым еще в 1937 г. (Маракушев, 1993), а сам сульфидный расплав наблюдался Б.Дж.Скиннером и Д.Л.Пеком на о.Гавайи (1973). Таким образом, ликвационное образование сульфидных руд является общепризнанным.

Остановимся на физико-химической модели процесса ликвации сульфидно-силикатного расплава. Для построения этой модели в координатах температура-состав имеются следующие данные: ликвация начинается при охлаждении расплава ниже 1500оС, температура начала кристаллизации силикатного габброидного расплава составляет порядка 950оС, а сульфидного - порядка 300оС. Следовательно, в интервале температур от 1500 до 950о будет происходить выделение капель сульфидной жидкости в силикатной. На модели (рис. 10) показано, что при

 

Рис. 10. Физико-химическая диаграмма, моделирующая формирование ликвационных сульфидных руд. А - силикаты и оксиды; В - сульфиды, %

 

 

охлаждении расплава состава, соответствующего фигуративной точке a, при достижении им температуры точки b из однородной жидкой фазы начнут появляться капли преимущественно сульфидной жидкой фазы состава точки c. С дальнейшим понижением температуры размеры этих капель будут увеличиваться и состав их будет изменяться по линии cd в сторону увеличения концентрации сульфидного компонента до точки d. При дальнейшем понижении температуры состав преимущественно сульфидной фазы будет изменяться по линии ликвидуса от d до e с выделением оставшейся силикатно-оксидной части в твердую фазу. Из диаграммы следует, что для раннего начала ликвации при более высокой температуре важно, чтобы в исходном расплаве было достаточно высокое содержание сульфидной компоненты. Поскольку процесс протекает в поле силы тяжести, выделения сульфидной жидкости, имеющие значительно большую плотность по сравнению с окружающим силикатным расплавом, будут стремиться опуститься в нижнюю часть магматической камеры. Если процесс охлаждения будет протекать быстро, капли не успеют соединиться в единую массу и возникнут руды со вкрапленной текстурой. При медленном охлаждении в донной части камеры возникнет слой сульфидного расплава, который впоследствии превратится в пластообразную залежь массивных руд.. Охлаждение системы до температуры ниже 800о вызовет переход силикатного расплава в твердое состояние, в то время как сульфидный расплав будет продолжать оставаться в жидком состоянии. В случае возникновения разрывных нарушений он сможет проникать в них, и застывая там образовывать руды жильной, прожилковой или брекчиевидной текстуры. Ниже 300оС система полностью закристаллизуется. Таким образом, наилучшие условия для наиболее полной ликвации создаются в глубинных условиях постепенного понижения температуры. Отликвировавшая магма может проникнуть в верхние части коры и даже излиться на поверхность земли. Следовательно, по условиям кристаллизации среди месторождений ликвационного класса можно выделить плутонический и вулканический ряды.

К плутоническому ряду ликвационного класса относится формация сульфидных никелево-медных платиноносных кобальтсодержащих руд в габбро-норитах. Она включает месторождения Норильского рудного района, района Садбери (Канада), Бушвельдского массива (ЮАР) и др. Все месторождения располагаются на активизированных в процессе внутриконтинентального рифтогенеза участках платформ и приурочены к согласным расслоенным лополитообразным интрузиям или хонолитам. Промышленные чаще пластообразные по форме залежи располагаются обычно в нижней части интрузий (рис. 11).

 

 

Рис. 11. Статическая модель поперечного вертикального сечения никелево-медного платформенного рифтогенного месторождения (на основе Норильского рудного района). Осадочные породы: 1 - сульфатно-доломитовые, 2 - песчано-алеврито-глинистые; эффузивные породы: 3 - базальты; интрузивные породы: 4 - габбро-диориты, 5 - габбро-долериты, 6 - оливиновые габбро-долериты, 7 - пикритовые габбро-долериты; сульфидные руды: 7 - вкрапленные в пикритовых габбро-долеритах, 8 - массивные в донной залежи, 9 - жильные и прожилковые, 10 - брекчиевые в экзоконтакте интрузии

 

Руды состоят из пирротина, пентландита, халькопирита, реже миллерита. По наличию этих минералов в месторождениях всего земного шара описываемую формацию еще называют пирротин-пентландит-халькопиритовой. Наряду с перечисленными минералами в рудах встречаются минералы элементов семейства платины, в частности, сперрилит. Среди перечисленных минералов главными полезными являются пентландит и миллерит - минералы никеля, в которых в качестве изоморфной примеси присутствует кобальт, и халькопирит - минерал меди. Все остальные минералы могут рассматриваться как попутные полезные - это в первую очередь минералы платиноидов и пирротин. Последний может использоваться для производства серной кислоты. Таким образом, главными полезными химическими элементами руд являются медь, никель и платина, попутными - кобальт, металлы платиновой группы. На некоторых месторождениях из руд попутно получаются золото и серебро, а также селен и теллур, изоморфно замещающие серу в сульфидах.

К вулканическому ряду ликвационного класса отнесены формации сульфидных преимущественно никелевых руд в коматиитах и толеитах. Эти формации характерны только для докембрийских комплексов пород зеленокаменных поясов фундаментов платформ. Руды связаны как с эффузивными породами, так и интрузиями ультраосновных и основных горных пород, последние рассматриваются в качестве субвулканических подводящих каналов. Выделяются две рудные формации (Налдрет, 1984): сульфидная никелевая, связанная с коматиитами (ультраосновными эффузивами) и сульфидная медно-никелевая, связанная с толеитами (основными эффузивами). Наиболее крупным представителем месторождений, связанных с коматиитами, является месторождение Камбалда в Западной Австралии на щите Иилгарн, где пластообразная залежь, сложенная пирротином, пентландитом с меньшим количеством халькопирита располагается в подошве потока коматиитовой лавы, залегающего на базальтах. К месторождениям, связанным с толеитовыми базальтами, относят месторождения Печенгского рудного узла в Мурманской области на северо-востоке Балтийского щита. Здесь медно-никелевые руды тяготеют к перидотитам сложных массивов ультраосновных и основных магматических пород.

 

Месторождения кристаллизационного класса

 

Идеи кристаллизационной дифференциации были заложены в 1915 г. Н. Боуэном и развиты в последствии Л.Уэйджером и Г.Брауном (1970). Они заключаются в том, что при охлаждении магматического расплава начинается кристаллизация ранних минералов из преобладающих в расплаве избыточных химических компонентов. Возникшие кристаллы по плотности отличаются от плотности исходного расплава и под действием силы тяжести либо всплывают, либо тонут в нем. В результате отсадки кристаллов с одной стороны образуется слой, состоящий из ранних минералов, а с другой - изменяется состав остаточного расплава в сторону обогащения менее распространенными компонентами.

Графическое физико-химическое моделирование процесса кристаллизационной дифференциации может быть осуществлено на двухкомпонентной диаграмме оливин-хромшпинелид (рис. 12). Для ее построения воспользуемся следующими данными: температуру кристаллизации чистого оливина примем равной 1800оС, чистого хромшпинелида - 1900оС, смеси оливин-хромшпинелид при содержании оливина 20% и хромшпинелида 80% - 1000оС. В качестве исходного возьмем расплав, по составу отвечающий дуниту с содержанием хромшпинелидовой компонеты 5%, и начнем охлаждать его (точка а). При достижении расплавом температуры, отвечающей точке b, т.е. температуры солидуса для расплава указанного состава, в твердую фазу начнет переходить избыточный компонент - оливин. Начинается ранняя стадия кристаллизации расплава. По мере выпадения оливина в твердую фазу расплав начнет обогащаться хромшпинелидовым компонентом и процесс пойдет по линии солидуса от точки b по направлению к точке e. При этом оливин, как более легкий, начнет постепенно всплывать, а остаточный расплав - проникать в нижнюю часть камеры (кристаллизующегося слоя), т.е. на фоне кристаллизационной будет происходить гравитационная дифференциация вещества. В точке эвтектики (e) начнется позднемагматическая стадия процесса - кристаллизация расплава, существенно обогащенного рудным компонентом, с образованием в конечном счете пластообразной залежи полезного ископаемого. Аналогичная модель может быть предложена и для образования концентраций других полезных ископаемых кристаллизационных месторождений.

Описанная генетическая модель является весьма упрощенной. В ней показано развитие простейшей системы, состоящей из двух компонентов. Природные же системы отличаются многокомпонентностью и большими размерами.

В зависимости от того, с какой стадией магматического процесса - ранней или поздней, связано образование полезного ископаемого класс кристаллизационных месторождений может быть подразделен на подклассы: раннемагматический и позднемагматический. Продукты дифференциации магмы могут кристаллизоваться на глубине в магматических камерах, образуя плутонический ряд месторождений, или на земной поверхности, образуя вулканический ряд месторождений (табл. 5).

Раннемагматический подкласс

Плутонический ряд раннемагматических месторождений включает в себя месторождения различных интрузивных горных пород (габброидов, гранитоидов и др.), используемых в качестве естественных строительных камней. К этому же ряду относят месторождения нефелиновой формации, разрабатываемые для получения алюминия. Последние обычно представляют собой интрузии нефелиновых пород - уртитов, например, Кия-Шалтырское месторождение в Кемеровской области.

Вулканический ряд раннемагматических месторождений также включает в себя месторождения естественных строительных камней, состоящие из эффузивных пород, чаще всего базальтов.

Позднемагматический подкласс

Плутонический ряд позднемагматических месторождений включает месторождения хромшпинелидовой, титаномагнетитовой, апатит-магнетитовой, нефелин-апатитовой и лопаритовой формаций. Они встречаются в двух различных тектонических обстановках: в платформенных обстановках внутриконтинентальных рифтов и в складчатых областях. В соответствии с палеотектоническими условиями рудообразования формации месторождений можно подразделить на субформации: платформенные и геосинклинальные.

Платформенные месторождения связаны с расслоенными интрузивами ультраосновного, основного и щелочного составов. Для них характерна пластообразная форма залежей полезных ископаемых и четкая приуроченность к определенным горизонтам расслоенных комплексов. Причем, чем больше мощность залежей, тем обычно выше содержание полезных компонентов. Месторождения хромшпинелидовых и титаномагнетитовых руд располагаются в пределах расслоенных интрузий гарцбургит-ортопироксенит-норитовой формации. В хорошо дифференцированных массивах формации, типичным представителем которой является Бушвельдский в ЮАР, в нижней части располагаются гипербазиты с пластообразными залежами хромовых руд, выше - базиты с титаномагнетитовыми рудами. Таким образом, месторождения представляют собой совокупность субпараллельных пластообразных тел в расслоенных массивах. Такое строение, в частности, имеют расположенные на западном склоне Урала Главное Сарановское месторождение глиноземистых хромшпинелидов, состоящее из трех параллельных крутопадающих залежей в серпентинизированных гарцбургитах, и Кусинское месторождение ильменит-титаномагнетитовых руд, состоящее из двух крутопадающих залежей в габбро-амфиболитах. Сходные особенности строения характерны и для месторождения лопаритовых руд в расслоенном комплексе нефелиновых сиенитов Ловозерского массива на Кольском полуострове. Там же расположен Хибинский массив нефелиновых сиенитов концентрического строения, к кровле ийолит-уртитов которого приурочены крупные линзообразные залежи апатита с нефелином.

Геосинклинальные месторождения плутонического ряда позднемагматического подкласса отличаются более сложной формой залегания и более рассеянным характером оруденения, связью с менее дифференцированными массивами магматических пород ультраосновного и основного состава. Характерными полезными ископаемыми являются титаномагнетиты и хромшпинелиды. Среди титаномагнетитовых месторождений наибольшей известностью пользуются уральские, приуроченные к габбро-пироксенитовому (Платиноносному) поясу. Наиболее крупные запасы руд пояса сосредоточены в пределах Качканарского рудного поля. Здесь линзо- и столбообразные залежи вкрапленных руд месторождений приурочены к телам пироксенитов, залегающих в окружении габбро. Из титаномагнетитовых руд в процессе передела их в сталь получают ванадий. Более редкой является ассоциация титаномагнетита с борнитом, халькопиритом и апатитом, наблюдаемая в Волковском месторождении, приуроченному к габбровому массиву. Хромшпинелидовые залежи связаны с альпинотипными гипербазитами. Они возникают в процессе их кристаллизации, образуя небольшие скопления в ассоциации с мнералами платиноидов. Однако, наиболее крупные месторождения, как уже выше было описано, связываются с процессами рестирования - последовательного плавления мантийного вещества.

К вулканическому ряду позднемагматических месторождений могут быть отнесены месторождения апатит-магнетитовых руд Кируна-Вары в Швеции, где пластообразное рудное тело залегает среди сиенит-порфиров и кварцевых сиенит-порфиров, а также магнетитовые месторождения Чили в вулканогенных породах. Эти месторождения можно рассматривать как продукты кристаллизации остаточных рудных расплавов, выведенных на поверхность.

 

Месторождения флюидно-магматического класса

 

К этому классу относятся месторождения, в образовании которых существенную роль играют мантийные флюиды. Формирование месторождений начинается в глубинных мантийных условиях, а благодаря высокой концентрации флюидов глубинный материал по локальным зонам поднимается до земной поверхности. Поэтому такие образования мы относим к вулкано-плутоническому ряду (табл. 5). В него входят формации алмазоносных магматитов: кимберлитов, лампроитов, а также формация карбонатитовая. Последнюю, в силу сложившейся традици отнесения ее к самостоятельной генетической группе, рассмотрим отдельно.

Типичными примерами кимберлитовых месторождений являются месторождения Сибирской платформы (трубки Мир, Зарница), Восточно-Европейской (трубки Архангельская, Ломоносовская), Африканской (Кимберли, Премьер), а лампроитовых - Австралийской платформы (трубка Аргайл).

Месторождения алмазоносных кимберлитов тяготеют к тектонически ослабленным внутренним частям древних платформ (кратонов), а алмазоносных лампроитов - к их периферическим частям или к древним складчатым поясам, обрамляющим кратоны. Для залежей полезных ископаемых характерна трубообразная форма, с глубиной трубки сужаются и переходят в дайки. На горизонтальных сечениях они имеют эллипсовидную форму с поперечными размерами в несколько сотен метров, иногда до одного километра. В вертикальном направлении трубки прослежены до одного километра. Кимберлитовые трубки заполнены гибридной породой, состоящей из нацело измененного первично магматического цемента, в котором заключены минералы-вкрапленники и обломки пород (Гаранин, 1989). Цемент обычно представлен тонкозернистым агрегатом серпентина, кальцита, флогопита, перовскита, магнетита и других минералов; минералы-вкрапленники - оливином, цирконом, минералами хромовой ассоциации: пиропом, хромшпинелидом, хром-диопсидом, энстатитом, форстеритом, алмазом, минералами титановой ассоциации: титансодержащим гранатом, пикроильменитом, флогопитом, фаялитом. Обломки представлены автолитами - обломками кимберлита ранних генераций, и ксенолитами - обломками вмещающих осадочных горных пород, высокометаморфизованных пород кристаллического фундамента, магматических пород верхней мантии (дунитов, гранатовых оливинитов, гранатовых и шпинелевых перидотитов, эклогитов и др).

На вертикальном сечении обобщенной модели кимберлитовой трубки выделяются три части. В верху располагаются образования кратерной фации, сложенные лавами, карбонатизированными туфами и продуктами переотложения туфов в кратерных озерах, образующихся над диатремами. При взаимодействии магматического материала с подземными водами возникают гидровулканические образования. Ниже располагаются породы диатремовой фации. Это туфы и туфобрекчии, представленные существенно обломочными породами: обломками вмещающих пород, кимберлитов, ксенолитов, а также автолитовые кимберлиты с округлыми обособлениями мелкозернистых кимберлитов, сцементированными обломочным или массивным кимберлитом. Еще ниже находится зона пород гип-абиссальной фации - кимберлитов и кимберлитовых брекчий. Главным полезным ископаемым кимберлитовых трубок является алмаз, кроме него в качестве попутных полезных ископаемых могут быть ювелирные пиропы, цирконы, хромдиопсиды и хризолиты. Кристаллы или сростки алмаза находятся главным образом в кимберлитовой породе, а также в ксенолитах пироповых перидотитов и эклогитов. Алмазы довольно равномерно распределены в массе кимберлита, но наиболее крупные кристаллы концентрируются в верхней туффизитовой части трубок. На земном шаре известно более 1000 трубок, алмазы установлены в 200 из них, однако промышленно алмазоносными являются лишь несколько десятков.

Наряду с кимберлитовыми существуют лампроитовые трубки. Из них одна, содержащая значительные запасы алмазов, разрабатывается в Австралии. Трубка сложена оливиновыми лампроитами, представляющими собой тонкозернистую до стекловатой оливин-флогопит-диопсид-лейцитовую с апатитом, перовскитом и шпинелью породу с крупными фенокристаллами оливина. В самой верхней части трубки находятся песчаные туфы, состоящие на 30 - 50% из округлых зерен кварца, заимствованных из вмещающих пород, и замещенных тальком фе нокристаллов оливина, погруженных в стекловатую массу. Для лампроитов характерно присутствие высокотитанистого флогопита, а также акцессорных минералов, содержащих титан, барий, калий (прайдерит, джеппеит, щербаковит), калий и цирконий (вейдит), титан и редкие земли (перовскит), хром (хромшпинелиды).

Исходя из наличия высокобарических минералов, в том числе и самого алмаза, который, судя по фазовой диаграммы состояния углерода, может образовываться в присутствии флогопита при температуре 1200оС и давлении 45 кбар, что может соответствовать глубине 100 - 150 км, и наличия мантийных ксенолитов можно прийти к выводу, что кимберлиты и лампроиты - это мантийные образования. По поводу того, как они могли проникнуть к поверхности земли существуют различные представления. Одни традиционно придерживаются гипотезы взрывного непрерывного проникновения магмы от мантии до поверхности земли, либо взрывного прерывистого движения магмы с остановками в промежуточных подземных камерах. Другие поддерживают более новую гидровулканическую гипотезу образования трубок, согласно которой поднимающаяся по тектонически ослабленным зонам из недр земли магма встречает горизонты подземных вод. Взаимодействие магмы с водой приводит к гидровулканическому взрыву с образованием обломков, достаточно резкому охлаждению магмы и формированию гидротермальных растворов, воздействующих на продукты магматической кристаллизации. Существует еще одна гипотеза - гипотеза флюидизации - процесса при котором быстро движущиеся газ или жидкость способны транспортировать магматический материал. Полагают, что на глубинах 2 - 3 км в поднимающейся магме происходит резкое адиабатическое расширение магмати ческих газов, приводящее к взрывному образованию эксплозивного канала и последующему заполнению его магматическим материалом. Последние две модели не являются чисто магматическими, их можно назвать флюидно-магматическими и в связи с этим мы выделяем самостоятельный класс среди месторождений магматической группы - флюидно-магматический.

 

 

ЛЕКЦИЯ 8

 







Что будет с Землей, если ось ее сместится на 6666 км? Что будет с Землей? - задался я вопросом...

Живите по правилу: МАЛО ЛИ ЧТО НА СВЕТЕ СУЩЕСТВУЕТ? Я неслучайно подчеркиваю, что место в голове ограничено, а информации вокруг много, и что ваше право...

Конфликты в семейной жизни. Как это изменить? Редкий брак и взаимоотношения существуют без конфликтов и напряженности. Через это проходят все...

Что вызывает тренды на фондовых и товарных рынках Объяснение теории грузового поезда Первые 17 лет моих рыночных исследований сводились к попыткам вычис­лить, когда этот...





Не нашли то, что искали? Воспользуйтесь поиском гугл на сайте:


©2015- 2024 zdamsam.ru Размещенные материалы защищены законодательством РФ.