Магматические месторождения

 

Магматические месторождения можно подразделить на интрузивные и эффузивные. Магматические интрузивные месторождения образуются в процессе кристаллизации металлоносного магматического расплава ультраосновного, основного или щелочного состава, а магматические эффузивные – путем кристаллизации излившихся вулканических пород.

А.Н. Заварицкий подразделил интрузивные магматические месторождения на ликвационные, раннемагматические и позднемагматические.

Ликвационные месторождения образуются при делении (ликвации) магмы на рудный и силикатный расплавы с раздельной их кристаллизацией. Характерные образования ликвационного генезиса – месторождения сульфидных медно-никелевых руд в ультраосновных и основных породах.

При формировании раннемагматических месторождений рудные минералы выделяются в виде кристаллов раньше, чем силикатные минералы. Примеры раннемагматических образований – месторождения алмазов, платины и платиноидов, хромитов в перидотитах, титаномагнетита в габброидах и графита в щелочных породах.

В позднемагматических месторождениях рудные минералы выделяются позднее силикатных и цементируют кристаллы силикатных минералов. Характерные позднемагматические образования – месторождения титаномагнетита, хромитов, платины и платиноидов габбро-пироксенит-дунитовой формации и месторождения апатита, нефелина и редких земель в щелочных породах.

Магматические эффузивные месторождения представлены вулканическими потоками самородной серы, магнетитовыми месторождениями в андезитобазальтах и месторождениями колломорфного касситерита («деревянистого олова») в риолитах.

Магматические интрузивные месторождения формировались на глубинах от 150 до 1 км при температурах 1500–200° С. Давление, необходимое для образования алмазов, достигает 5 000 МПа. Эффузивные магматические месторождения формировались в поверхностных условиях, при сравнительно быстрой кристаллизации вулканических пород.

Формирование ликвационных медно-никелевых месторождений обусловлено тектоно-магматическими процессами в период завершения складчатости, превращения геосинклиналей в складчатые пояса, а также при активизации тектоно-магматической деятельности на платформах. Подъем никеленосной магмы совершался по глубинным разломам, глубоко проникшим в мантию, которые определяли геологическую позицию рудных районов и полей медно-никелевых месторождений. Главными геохимическими факторами, влияющими на ликвацию сульфидного расплава в магме, являются: 1) концентрация серы; 2) состав силикатной магмы, особенно содержание в ней железа, магния и кремния; 3) содержание халькофильных элементов в жидкой силикатной фазе.

В магмах с небольшим содержанием серы образуется расплав сульфида меди. Железо при этом сохраняется в расплаве, повышает его растворимость и тормозит формирование крупных месторождений. В результате образуется лишь вкрапленность халькопирита, характерная для многих габброидных пород.

В магмах с повышенной концентрацией серы образуется расплав с сульфидами железа, меди, никеля и других металлов. В этих условиях формируются крупные залежи медно-никелевых руд.

Причиной ликвации силикатного и сульфидного расплавов может быть ассимиляция магмой боковых пород, нарушающая химическое равновесие.

В зависимости от длительности остывания и глубины залегания расплава кристаллизация силикатной и сульфидной частей может проходить различными способами:

1. При быстром застывании на небольшой глубине сепарированные капельки сульфидов образуют висячие залежи вкрапленных руд. При этом нижняя часть капель сложена тяжелым пирротином (плотность 4,6–4,7 г/см³), а верхняя – более легким халькопиритом (плотность 4,1–4,3 г/см³).

2. При более медленном остывании сульфидный расплав концентрируется в нижней части интрузива, образуя донные залежи вкрапленных и массивных руд.

3. При обычной раскристаллизации интрузивного массива до отвердения сульфидного расплава часть сульфидов тектонически отжимается из донной и центральной частей массива по трещинам и слоистости вмещающих пород с образованием сульфидных жил и пластовых залежей.

4. Медленное остывание остаточных скоплений сульфидов в теле массива при воздействии постепенно накапливающихся минерализаторов приводит к образованию пегматоидных сульфидно-силикатных штоков.

5. Образование расслоенных залежей происходит в процессе ликвационной дифференциации рудоносных магм на месте становления массивов на значительной глубине с дифференциальным перемещением молекул или выделяющихся минералов в магматической камере.

6. При ликвации рудоносной магмы на значительной глубине силикатный и сульфидный расплавы могут быть почти одновременно или последовательно выжаты в верхние части земной коры с образованием расслоенных залежей.

Главный фактор при ликвации и кристаллизации – гравитационная дифференциация, которая усложняется реакциями обмена между выделившимися фазами, конвекционными токами, неоднородным движением дифференциатов в магматической камере, воздействием тектонических Напряжений, газовой составляющей, процессом ассимиляции вмещающих пород.

Механизм возникновения путей проникновения расплава и места его Локализации в некоторых случаях объясняют соударением большого метеорита с Землей, вследствие чего образовалась крупная депрессия, борта которой оказались брекчированными, а днище разбито трещинами. Вслед за этим из глубин Земли по трещиноватой зоне в основании разрывной воронки (на существование которой указывают структуры шокового метаморфизма, возникающие при атомных взрывах) внедрился магматический расплав. Сильным аргументом этой метеоритной гипотезы являются признаки шоковых структур, которым не дано пока иных объяснений их появления.

Раннемагматические месторождения алмазов в кимберлитах образуются на тектонически активизированных платформах, месторождения хромитов и платиноидов (осмий, иридий), связанные с перидотитами, – в геосинклинальных условиях ранней стадии развития геосинклиналей.

Позднемагматические месторождения титаномагнетитов, хромитов, платины и палладия, связанные с породами габбро-пироксенит-дунитовой формации, также формируются в геосинклинальных условиях ранней стадии их развития, а месторождения редких земель и апатит-нефелиновых руд – на активизированных платформах.

Геологический возраст магматических месторождений разнообразен, известны протерозойские, каледонские, герцинские и альпийские месторождения.

Магматические и эффузивные породы (дуниты, пироксениты, перидотиты, габбро, граниты, гранодиориты, нефелиновые сиениты, базальты, андезиты, диабазы, риолиты и др.) являются хорошими строительными материалами и используются в качестве штучного, бутового камня и щебня, а базальты и диабазы, кроме того, и для каменного литья.

Ликвационные месторождения. Наиболее характерные ликвационные магматические образования – сульфидные медно-никелевые (халькопирит-пирротин-пентландитовые) месторождения в ультраосновных и основных породах. Крупные ликвационные месторождения известны в СССР (Норильская группа на севере Красноярского края), Канаде (районы Садбери и Томпсон), в Южной Африке (Бушвельд и Инсизва), Австралии (Камбалда, Эгнью и др.). Небольшие месторождения известны на Кольском полуострове, Воронежском кристаллическом массиве, в Северном Прибайкалье в СССР, а также в Финляндии, Швеции, Норвегии, Японии и на Аляске в США.

Месторождения халькопирит-пирротин-пентландитовой формации приурочены к габбро-норитам, перидотитам и долеритам гипабиссальной фации глубинности. Форма интрузивов пластообразная, неправильная, корытообразная. Протяженность интрузивов измеряется километрами – десятками километров, мощность – десятками – сотнями метров. Подстилающие породы представлены осадочными и вулканогенно-осадочными образованиями. Внутреннее строение интрузивов отличается четкой расслоенностью с закономерным чередованием пород (снизу вверх) от перидотитов к пироксенитам и габбро.

Все месторождения приурочены к массивам ультраосновных и основных пород, главным образом к их нижним перидотитовым (серпентинитовым) частям. Лишь некоторые второстепенные рудные тела залегают среди вмещающих пород, но и в этих случаях всегда можно проследить связь рудных тел с материнскими интрузивами. Особенно наглядна эта связь в жилообразных телах массивных и брекчиевидных руд, являющихся апофизами основных рудных тел. Контактовые изменения вмещающих пород довольно слабые и выражаются в гранатизации, амфиболитизации и сульфидизации. Мощность зон экзоконтактовых изменений 0,1–1,5 м.

Пластообразные, плитообразные и линзообразные рудные тела в равной мере вытянуты по простиранию и по падению, Нередко протяженность их по падению больше, чем по простиранию. Границы массивных сульфидных руд обычно резкие, прямолинейные, реже неправильные. Границы сингенетического вкрапленного оруденения определяются по данным опробования. Мощность интрузивных массивов и рудных тел заметно увеличивается в синклинальных прогибах и уменьшается в ан­тиклиналях – вплоть до полного выклинивания.

Первичные структурные особенности строения рудных тел существенно изменены поздними разрывными тектоническими нарушениями – пластовыми сдвигами и надвигами, оперяющими расколами, а также поперечными и продольными взбросами. Амплитуда смещений достигает десятков-сотен метров (рис. 22).

Рис. 22. Схематический геологический разрез Талнахского месторождения:

1 – четвертичные отложения; 2–4 – осадочные породы (2 – тунгусской серии, 3 – верхнего девона, 4 – среднего девона); 5 – туфолавовая толща; 6 – долериты и микродолериты, 7 – метадиориты, габбро, безоливиновые долериты; 8 – оливиновые габбро-долериты; 9 – рудоносные габбро-долериты; 10 – богатовкрапленные руды; 11 – массивные руды; 12 – главный тектонический разлом; 13 – сбросы, ограничивающие центральный грабен; 14 – флексуро-сбросы; 15 – тектоническая брекчия

 

Характерная особенность медно-никелевых месторождений всего мира – выдержанный минеральный состав руд. Главные рудообразующие минералы: никельсодержащий пирротин, пентландит, халькопирит, магнетит; второстепенные – пирит, сульфиды и арсениды никеля и кобальта.

Руды имеют массивную, брекчиевую, порфировую, прожилково-вкрапленную и вкрапленную текстуру, а также средне- и крупнозернистую структуру. Массивные руды в тектонических зонах подвергаются динамометаморфизму, вследствие чего среди них нередко наблюдаются полосчатые текстуры с чередованием полосок пирротина, пентландита и халькопирита.

Содержание никеля в рудах обычно 0,4–3%, меди 0,5–2%, платины и платиноидов до 20 г/т и более. Кобальта на порядок меньше, чем никеля. По содержанию промышленных минералов руды подразделяются на богатые и бедные. Богатые руды направляются на металлургический передел, бедные руды предварительно обогащаются.

Раннемагматические месторождения. В числе раннемагматических ме­сторождений известны многочисленные зоны вкрапленников и шлирообразных скоплений хромитов в перидотитах, титаномагнетитов в габброидах и графита в щелочных породах. Все они характеризуются отчетливым идиоморфизмом рудных минералов, сцементированных позднее выделившимися породообразующими силикатами. Однако из-за рассредоточенного характера оруденения и низкого содержания полезных компонентов крупные месторождения возникают редко.

Коренные месторождения алмазов в кимберлитах – главный представитель промышленных раннемагматических месторождений. Месторождения приурочены к участкам активизированных древних платформ – Африканской, Индийской, Австралийской, Северо-Американской и Южно-Американской.

Всего на земном шаре выявлено более 1600 кимберлитовых трубок, но только несколько процентов из них алмазоносны. Количество алмазоносных кимберлитов увеличивается от периферии к центру платформ.

Кимберлитовые трубки имеют в плане круглую или овальную форму, диаметр от нескольких метров до нескольких сотен метров и прослежены на глубину 2–3 км и более (рис. 23).

 

 

Рис. 23. Строение кимберлитовых трубок

(I – круглых, II – эллипсовидных в плане):

1 – кимберлит и кимберлитовый туф; 2 – кимберлитовая брекчия; 3 – кимберлит приконтактовой зоны карбонатизированный; 4 – известняк; 5 – доломит; 6 – мергель; 7 – контур трубки; 8 – границы между разновидностями кимберлита

 

 

Распределение алмазов внутри трубок равномерное, но, как правило, снижается с глубиной. Обычно алмазоносные трубки выполнены эруптивной брекчией, сцементированной кимберлитом. Кристаллы алмазов 46 и их обломки разнообразны по кристаллографическому облику (октаэдры, тетраэдры, ромбододекаэдры, кубы и др.), окраске (белые, серые, желтые, голубые и др.) и размерам. Величина алмаза указывается в каратах: 1 карат равен 200 мг. В природе встречаются алмазы массой от сотых долей карата до нескольких тысяч каратов; крупные алмазы встречаются редко.

При поверхностном разрушении алмазоносных кимберлитовых трубок в элювиальных, делювиальных и аллювиальных отложениях встречается характерная минеральная ассоциация (оливин, пироп, пикроильменит и хромдиопсид), являющаяся важным поисковым признаком коренных месторождений алмазов.

Позднемагматические месторождения. К позднемагматическим относятся месторождения хромитов и палладия, титаномагнетитов в породах габбро-пироксенит-дунитовой формации, а также апатит-нефелиновых и редкоземельных месторождений в щелочных породах. Для позднемагматических месторождений характерна сидеронитовая текстура руды (рудные минералы цементируют кристаллы ранее выделившихся породообразующих силикатов), эпигенетический характер рудных тел, крупные масштабы месторождений богатых по содержанию полезных компонентов руд. Обычны переходы от раннемагматических к позднемагматическим месторождениям, когда в массивах интрузивных пород встречаются как зоны вкрапленных руд ранней генерации, так и залежи массивных руд поздних этапов кристаллизации. Это указывает на непрерывность процесса магматической кристаллизации и изменение условий кристаллизации под влиянием летучих компонентов, ассимиляцию вмещающих пород.

Месторождения хромитовой формации в габбро-пироксенит-дунитовых массивах широко распространены в СССР (наУрале, Кавказе, в Сибири, на Камчатке, Сахалине), а также в Албании, Греции, Югославии, Турции, Иране, Пакистане, Индии, на Филиппинах, Мадагаскаре и Кубе.

Ультраосновные массивы с позднемагматическими месторождениями хромитов размещены в эвгеосинклинальных областях, время их формирования от докембрия до кайнозоя включительно. Они располагаются в форме поясов и тесно сопряжены с региональными глубинными разломами. Крупнейший Кемпирсайский хромитоносный массив, находящийся в Актюбинской области Казахской СССР, на южной оконечности Урала, в пределах Уралтаусского мегантиклинория, вытянут в субмеридиональном направлении на 82 км согласно с зоной разлома. Ширина массива от первых километров в северной части до 32 км в южной. Северная часть массива залегает согласно с направлением сланцеватости верхнепротерозойских отложений в висячем боку и ордовикских – в лежачем. Эта часть массива представляет собой моноклинально падающее на запад тело мощностью до 2,5 км с углами дения 40–60°. На поверхности массива отмечено три сводовых поднятия, в прогибах между ними встречены ксенолиты кровли, сложенные габбро-амфиболитами и верхнепротерозойскими сланцами. По геологическим и геофизическим данным массив имеет форму лакколита, залегающего между породами верхнего протерозоя и нижнего палеозоя. Под юго-восточной и северной хромитоносными частями массива геофизическими работами выявлены подводящие каналы, имеющие крутое восточное падение в сторону Магнитогорского синклинория. Время формирования интрузива 400 млн лет.

Массив сложен перидотитами (гарцбургитами) и дунитами, в различной степени серпентинизированными. В пределах массива известны более 160 хромитовых месторождений и рудопроявлений, размещающихся в четырех рудных полях. Все промышленные хромитовые месторождения размещены в Южно-Кемпирсайском рудном поле и тяготеют к двум субмеридиональным зонам протяженностью 22 км каждая. Вме­щающие породы представлены серпентинизированными дунитами.

В непосредственной близости от рудных тел в дунитах наблюдаются шлиры вкрапленных хромитовых руд (0,5–1 м в поперечнике), тонкие (1–10 см) жилки и прожилки массивных хромитов, а также содержащие пирротин и пентландит участки.

Контакты хромитов с вмещающими ультраосновными породами обычно резкие, нормальные, реже тектонические. Выклинивание рудных тел по падению и восстанию тупое, очень редко наблюдается расщепление рудных тел. Наиболее распространенные формы рудных тел – линейно-вытянутые жилоподобные линзы, реже изометрические линзы и столбообразные залежи (рис. 24). Углы падения рудных тел 5–15°, реже до 45°; глубина залегания от приповерхностных (менее 250 м) до 1200 м (далее не прослежены).

 

 

Рис. 24. Схематический геологический разрез Кемпирсайского месторождения:

1 – гарцбургит; 2 – энстатитовый дунит; 3 – дунит; 4 – хромитовая руда; 5 – маломощные шлировые хромитовые выделения; 6 – габбро-диабаз; 7 – линии тектонических нарушений

 

Размеры отдельных рудных тел варьируют в широких пределах от нескольких десятков метров до 1,5 км по простиранию, при мощности от нескольких до 150 м. Количество рудных тел на месторождениях колеблется от 1 до 99. На всех месторождениях рудные тела разбиты преимущественно субширотными нарушениями на отдельные блоки, иногда перемещенные на расстояние от нескольких десятков до 300 м.

Руды массивной, вкрапленной и нодулярной текстур сложены магнохромитом и, в подчиненном количестве, алюмохромитом, оливинитом или серпентином, развивающимся по оливину. Среднее содержание хромшпинелидов в рудах колеблется от 80 до 90%, серпентина от 5 до 15%. В массивных хромитовых рудах содержание Сr₂О₃ 55–63, в густовкрапленных – 45–55%. Содержание глинозема – 8–15%, оксида магния – 10–30%. По химическому составу руды Южно-Кемпирсайских месторождений относятся к высокосортным с низким содержанием оксида двухвалентного железа, кремнезема, оксида кальция, серы и фосфора.

Месторождения апатит-нефелиновой формации приурочены к Хибинскому массиву нефелиновых сиенитов – конической интрузии центрального типа с незамкнутым на востоке кольцевым строением (рис. 25). Его площадь 1300 км². Возраст массива девонский – 300 млн лет. Массив формировался при многократном внедрении щелочной магмы.

 

Рис. 25. Схематическая геологическая карта Хибинского щелочного массива:

1 – апатит-нефелиновые руды; 2 – ийолит-уртиты, малиньиты, рисчорриты; 3 – нефелиновые сиениты; 4 –фойяиты; 5 – щелочные сненит-порфиры; 6 – хибиниты трахитоидные; 7 – хибиниты гранитоидные; 8 –контактовые роговики; 9 –эффузивно-осадочная толща (докембрий); 10 —гнейсы (докембрий)

 

Залежи апатит-нефелиновых руд пространственно связаны с интрузией ийолит-уртитовых (нефелин-эгириновых) пород, прослеживающихся на расстояние более 70 км. Интрузия залегает между грубозернистыми (хибинитами) и среднезернистыми (рисчорритами) нефелиновыми сиенитами и падает к центру массива под углом 2–70°.

Рудные тела представлены пластообразными и линзообразными залежами протяженностью до нескольких километров при мощности до 200 м. Глубина распространения руд по вертикали достигает 1,5 км. В висячем боку рудных тел располагаются богатые пятнистые и пятнисто-полосчатые апатит-нефелиновые руды, содержащие 60–80% апатита. В лежачем боку залегают бедные линзовидно-полосчатые и сетчатые апатит-нефелиновые руды с содержанием апатита 40–45%.

Апатит-нефелиновые руды пространственно и генетически связаны с комплексом щелочных пород, внедрение которых постепенно смещалось от периферии к центру. На заключительных стадиях глубинной магматической дифференциации возник остаточный ийолит-уртитовый расплав, обогащенной фосфором. Этот расплав был выжат в полость, раскрывшуюся в коническом разломе между хибинитами и рисчорритами. Обособление апатитовых руд происходило в процессе кристаллизационно-гравитационной дифференциации расплава.

Ийолит-уртитовый комплекс образовался в результате трех последовательных внедрений – подстилающей пачки ийолит-уртитов, продуктивной пачки массивных уртитов и руд, а также вышележащей пачки полевошпатовых ийолитов.

 

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: