Позднемахматические месторождения

Эта группа месторождений образуется из остаточных рас-плавов^ обогащенных газовожидкими минерализаторами, способ­ствовавших задержке раскристаллизации таких расплавов до кон­ца отвердевания массивов материнских пород. Для месторожде­ний характерны: 1) эпигенетический характер рудных тел, пред­ставленных обычно жилами, линзами и трубками, 2) ксеноморф-ный облик рудных минералов, цементирующих ранние породо­образующие силикаты и создающих сидеронитовую структуру, 3) большие запасы богатых руд.

К типичным позднемагматическим месторождениям отно­сятся: 1) хромитовые, связанные с перидотитовой формацией, 2) титаномагнетитовые, ассоциирующие с габброидными комплек­сами, 3) апатитовые, иногда с магнетитом, приуроченные к ще­лочным массивам.

Хромитовые месторождения представляют собой интрузив­ную фацию внутри гипабиссальных дифференцированных мас­сивов ультраосновных пород, имеющих форму лакколитов и сил-лов. В типичном случае в строении массивов выделяют снизу вверх четыре горизонта: дунитовый, гарцбургитовый, лерцолито-вый и пироксенитовый.

Рудная минерализация приурочена к серпентинизирован-ным дуиитам и гарцбургитам и представлена разнообразными хромшпинелвдами (феррихромиты, хромиты, магнохромиты и др.) с общей формулой (Mg, Fe³⁺)(Cr, Al, Fe)₂O₄.

Для руд характерны нодулярные, полосчатые, пятнистые, брекчиевые и вкрапленные текстуры и мелко- и среднезернистые структуры. Из нерудных самыми распространенными являются оливин, серпентин, хлорит и карбонаты.

Месторождения хромитов формировались во все геологиче­ские эпохи от архейской до третичной включительно в глубин­ных зонах срединноокеанических хребтов и рифтовых структурах континентов. Известно три точки зрения на их генезис: 1) наибо­лее распространенная, общепризнанная гипотеза считает, что это продукты либо кристаллизационной дифференциации, либо лик­вации магнезиалъно-силикатной базальтовой магмы, 2) руды обо­собились среди дунитов верхней мантии и затем вместе с ними в виде протрузий были выжаты в верхние горизонты земной коры, 3) хромиты возникли в результате метасоматического высвобож­дения шпинели из энстатита при его распаде вследствии дунити-зации гарцбургитов.

На крупных месторождениях запасы руд составляют сотни миллионов тонн. Для металлургических целей необходимы руды

с содержанием Сг₃О₃ более 45% и соотношением Cr_aO₃/FeO боль­ше 2,5, В химической промышленности используются более бед­ные руды (35—40%).

Месторождения титаномагнетитов генетически связаны с дифференцированной габбро-пироксениг-дунитовой формацией ранних стадий мобильных поясов. В анортозитах и габбро-анор­тозитах развиты ильменитовые с присутствием магнетита, гема­тита или рутила руды, а с габбро-норитами преимущественно ильменит-магнетитовые. Масштабы рудообразованмя обусловле­ны длительностью остывания и полнотой дифференциации маг-мы и интенсивностью позднемагаатического поля тектонических напряжений.

Остаточный расплав, обогащенный рудным веществом, от­жимался в ослабленные зоны, где формировал жилы, линзы, гнезда, шлиры и ленты, сложенные тремя главными минералами: титаномагнетитами, ильменитом и рутилом. Положения и форма рудных тел контролировались элементами протомагматинеского расслоения и субгоризонтальными зонами сколов, В рудах широ­ко развиты сцдеронитовая структура и вкрапленная, пятнистая, полосчатая и массивная текстуры.

Выделяются два периода интенсивного формирования ме­сторождений этого типа: протерозойский (развиты на всех кон­тинентах мира) и палеозойский (Скандинавия, Урал), На круп­ных месторождениях запасы рул достигают нескольких миллиар­дов тонн с содержаниями в них железа 10—53%, оксида титана 2—20% и ванадия ОД—0,5%, иногда до 8% (Индия, Пакистан).

Апатитовые месторождения связаны с щелочным магматиз­мом активизированных платфорфм. Наиболее крупным объек­том этого типа является Хибинский массив щелочных пород на Кольском полуострове, сформированный процессами тектоно-магматической активизации герцинского периода на Балтийском щите (рис. 15). Массив имеет форму конического лополита, су­жающегося на глубине. Его образование связывают с разновре­менным внедрением хибинитов и других нефелиновых сиенитов. Вдоль границы между внешней хибинитовой частью массива и внутренней сиенитовой формировалась зона, сложенная порода­ми ийолит-уртмтового ряда, с которыми пространственно и гене­тически связаны наиболее важные залежи апатита. Они предстап-лены прерывистым кольцом крупных линз, расположенных вдоль поверхности отслоения ийолит-уртитов (лежачий бок) и пере­крывающих их рисчорритов (висячий бок). Линзы, крупнейшая из которых Кукисвумчорр> имекгг зональное строение. В их ниж­ней части развиты сетчатые руды, в центральной — полосчатые, а в верхней — пятнистые. Кроме апатита, слагающего 25—75% объема рудной массы, в ее составе присутствуют: нефелин, эги-рин_? амфибол> сфен, титаномагнетит. На возникновение этого

'" ■ - ■ ^ь т, ***",¥■■■■ -Ч

i

4т|1 ■ ■■■■

*■■ шМ ■ ^г - ■

 

&

Рис. 15. Схема jдологического строения Хибинскою массива и разрез по линии ЛБ {по А.В.Галахову (1975) и др.), с упрощениями А.Л.Маракушсва.

I — четвертичные отложсежя, 2—-/— исфшш-юше сиениты: 2— хибшжш, J — фойяиты, 4 — рисчорритм и лалчорриты; 5 — уртмтм и ийолиты; й — апатитовые руды с нсфщшном и сфеном; 7 — карбонатиты; &_f 9 -+~ ьмещаюхцие породы: ^ — протерозойские сланны и эффузивы, 9 —архейские гнейсы; 10— длемеитызалсглжя

уникального массива существует две точки зрения. Согласно наи­более распространенной из них на глубине происходила диффе­ренциация щелочной магмы и затем внедрение дифференциатов вдоль конической зоны отслоения, заложившейся между внеш­ней оболочкой и позже возникшим ядром Хибинского ло пол ига. По второй версии строение массива определялось процессами кристаллизационной дифференциации на месте его становления. Обособление апатитового кумулята в данном случае происходило под воздействием конвективных течений.

К этому же типу относятся и апатит-магнститовые месторо­ждения, связанные с сиенитовым магматизмом. Рудные жилы и линзы обычно приурочены к контакту щелочных гипабиссаль-ных пород, являющихся продуктами последовательных фаз вне­дрения при формировании сложных интрузивных комплексов. В составе руд кроме магнетита (50—70%) и апатита (до 15%) выде­ляются небольшие количества гематита, диопсида. амфибола, турмалина, циркона, биотита, кварца и карбонатов, Апатит-маг-нетитовые месторождения известны в Швеции (Кирунавара), США (Андирондак), Мексике (Маркадо, Дуранго), Чили (Аль-гарробо), России (Лебяжинское, Маркакульское),

Помимо магматической концепции существуют и другие представления о происхождении конкретных месторождений. Так, некоторые геологи считают, что руды Кируновары возникли вулканогенно-осадочным способом, а Лебяжинского месторож­дения — скарновым.

Глава 6* Карбонатитовые месторождения

Карбонатитами называют эндогенные скопления карбона­тов, пространственно и генетически связанных с формациями ультраосновных щелочных пород и нефелиновых сиенитов. В настоящее время в_мире известно более 400 массивов интрузив­ных пород, с которыми ассоциируют карбонатитопые месторож­дения. Среди них крупнейшими являются: Араша (Бразилия), Гулинское (Сибирь), Ковдор (Кольский п-ов), Сокли (Финлян­дия), Палабора (Южная Африка). Формирование массивов про­текало только на древних платформах в интервале времени от позднего докембрия до третичного периода включительно. В пре­делах сложных комплексных полифазных интрузий выделяют карбонатитовый комплекс, представляющий собой пространст­венно-генетическую совокупность карбонатитов и сингенетиче­ских синхронных им карбонатитоидов — пород, в составе кото­рых карбонаты расчленяется натри группы (рис. 16).

L Карбонатитоиды: силикатные (с оливином, мрлилитом); алюмосиликатные <с нефелином, калишпатом, альбитом, биоти­том, канкринитом, хлоритом); фосфатные (с апатитом); оксид­ные (с магнетитом, гематитом); сульфидные (с пирротином, халь­копиритом, пиритом и другими сульфидами). Для них характер­но содержание СО_П в среднем 4%.

2. Карбонатитоиды карбонатно-силикатные, алюмосиликат­ные, фосфатные, оксидные, сульфидные, В них СО₂ содержится в среднем 15%.

со,,^1/.

 

Рис. 16. Нормированные графики платности вероятностей (сплошные лилии, залиты — области перекрытия) и кривые нормального распределения (пунктир) {по Ь.М,Эпщтейну). Расчленение пород карбонатитового комплекса по содержанию СО₂ или карбонатов (п-224): Карбонатитоиды: I — карбонатсодержащие, 2 — карбонат-скликатныен, карбонат-апатитовые, карбонат-магнегитовые и др₊, 3 — карбон атиты

3. Карбонатиты — породы со средними концентрациями СО, до 35%.

Рудоносные массивы обычно формируются в течение 10— 100 млн лет в два этапа: раннемагматический и люзднемагматиче-ский. Первый разделяется на четыре стадии: гипербаэитовую (ду-ниты, первдотиты), щелочную гипербазитовую (щелочные пи­роксен иты, биотитовые перидотиты); ййолит-мольтейгитовую и нефелиновых сиенитов. Позднсмагматический или собственно карбонатитовый этап также разделяется на четыре стадии: каль-цитовую, магнезиокальцитовую, доломит-кальцитовую и доло­мит- анкеритовую. Установлена четкая последовательность мине-ралообразования: кальцит—доломит—анкерит. Наиболее распро­страненными формами карбонатитовых тел являются системы конических жил, падающих как к центру массива, так и от него; радиальные дайки; линейные жильные зоны и кругопадаюшие линзовидные штокверки.

Латеральная зональность строения карбонатитовых масси­вов представлена двумя тинами — центростремительным, когда в центре массива располашютс51 наиболее молодые фации пород, и центробежным, характеризующимся обратными соотношениями. С описываемыми интрузивными комплексами связаны ореолы экзо- и эндоконтактового метасоматоза. В экзоконтаюгах разви­вается фенитизащш, представленная вторичными выделениями ортоклаза, альбита и эгирина, а в эндоконтактах — образованием разнообразных минеральных ассоциаций: нефелин-пироксено-вых, пироксен-флогопитовых и пироксен-амфиболовых.

12-3177

Согласно данным Л.С.Бородина выделяется четыре петро-логаческие труппы карбонатитовых систем:

1) магматическая (мантийная щелочная ультраосновная и базальтовая). С ней связаны силикатные породы — дифферен-циаты мантийных магм: дункгы, пироксениты, ийолиты, Мель-тейгиты и др.; 2) флюидно-магматическая (комплексная мантий-но-коровая); 3) флюидно-карбонатитовая (мантийно-коровая, феннгго-карбонатитовая); 4) флюидно-анатектическая (мантий-но-коровая_? нефелино-сиенито-карбонатитовая).

С этими системами связано шесть тшюморфных рудных
формаций; перовскит-титаномагнетитовая (Гулинское месторо­
ждение), камафоритовая (апатит-форстерит-магнетитовая) (Ков-
дор), редкометалльных* пирохлоровых карбонатитов, редкозе­
мельных карбонатитов, флюоритовых карбонатитов и апатит-не­
фелиновых руд. В вертикальном разрезе карбонатитовых систем
выделяют три фации глубинности: поверхностная, гипабиссаль-
ная и абиссальная, _;

L Поверхностная или вулканическая фация (0,0—0,5 км) представлена древними и современными (Одданио и Наманго в Африке) вулканическими конусами. Изливались щелочно-угле-кислые и кальциево-углеюислые лавы. Эта фация безрудная.

% Гипабиссальная (субвулканическая и плутоническая) фа­ция (0>5—6,0 км) выделяется в вулкано-плутонических комплек­сах. Широким развитием пользуются силикатные карбонатитои-ды (оливиниггы, мелилитовые и монтичеялитовые породы). Соб­ственно карбонатиты слагают не более 10% о&ьемател_? имеющих сечение 3—4 км (массивы Сокли, Тулинский), Оруденение при­урочено к карбонатитондам и характеризуется большим верти-кальным размахом (4—6 км). Здесь установлены следующие типы месторождений: апатит-магнетитовые (Ессейское, Ковдор), гте-ровскит-магнетитовые (Кугдинское)_? фдогопитовые (Одихинча^ Ковдор), редкоземельные (Маунтин Пасс, США) (рис. 17). С глу­бины 2 км развиты редкомеггалльные, урановые и медные место­рождения; гатчеттолитовые и пирохлоровые руды в карбоната-тоадах и карбонатитах (Араша> Бразилия; Сокли^ Финляндия); кальциртигговые и бадделеитовые в карбонатитах; халькопирито-вые (Палабора, Южная Африка),

3* Абиссальная (плутоническая) фация (6,0—12,0 км) широ­ко представлены пироксенитами и карбонатмтами, с которыми ассоциирует редкометальное оруденение, представленное гатчет-толитовыми, пирохлоровыми^ колумбитовыми, паризит-бастне-зитовыми и монацитовыми рудами.

К II Ш щ k „ * * *v* ■ ■ *i Ч F И *vi to

■ ч ■ н ш\,м

* ш «ч м ш

\\

ч.

Л Х=115°35Ч0 у=36"28'30"

40QM

 

КЯ 1

■ X т

Рис. 17. Схема геологического строения месторождения Маунтик Пасс, США, Калифорния (по Д.С.Олсону и др.).

1 — сульфидная залежь Киин — карбокатктът с бастнезитом и баршюм, 2 — шонкинитовые дайки, 3 — щелочные граниты, 4 — сиениты, 5 — докембрийские гнейсы, 6 — разломы

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ РУДООБРАЗОВАНИЯ

По данным геологических и экспериментальных исследова­ний минералообразующаяся среда представляла собой сложную низковязкую высококонцентрированную водную систему (200— 600 г/л). Это эндогенный рассол _> близкий к расплаву, тяжелому флювду. Его главными компонентами являются катионы (калий_;

12*

натрий, кальций) и анионы (хлориды, фосфаты, карбонаты). Кроме того постоянно присутствуют углеводороды.

Обогащение этого флюида силикатами происходило при его взаимодействии с ранними ультраосновными и щелочными по­родами. Процесс протекал стадийно и эволюционировал по мере падения температуры* Сначала в карбонатитоидах формирова­лись рудные фации; 1) перовскит-флогопитовая, 2) гатчеттолит-пирохлор-флогопитовая, 3) пирохлоровая, В заключительную четвертую стадию образовывались месторождения колумбит-бастнезитовой фации преимущественно в карбонатитах. Во вре­мени состав рудных фаций по мере перехода от ранних высоко­температурных к поздним низкотемпературным менялся; проис­ходило уменьшение объема карбонатитоидов и возрастание кар-бонатитов. При этом по мере перехода от первой к четвертой фации флюид обогащался магнием и железом^ а в посткарбона-хитовый этап вновь кальцием.

Генетическая модель. В объяснении происхождения карбона* типовых месторождений в настоящее время конкурируют две ги­потезы: магматическая и гидротермальная. В доказательство каж­дой из них приводятся объективные геологические и экспери­ментальные данные. Из приведенных выше материалов следует, что формирование этих рудных образований тесно связано с эво­люцией щелочного ультраосновного магматизма, протекало в за­крытых системах и начиналось с несомненно магматических про­цессов, а завершалось гидротермальными мстасоматическими преобразован иям и.

В настоящее время разработана общая генетическая модель карбонатитового рудообразования, согласно которой перенос уг­лерода из мантийных источников осуществляется высоковосста-новительными флюидами, состоящими из CH_4J CO, H_n и других газовых компонентов. Образование карбонатов происходило в обстановке падения флюидного давления по реакциям типа:

2Н₂О = СО₂ + 4Н₂

или

, 2СН₄ + ЗН₂О = 2СаСО₃ + Mg₂Si0₄ + 3SiO_{2 3}

Температурный режим, восстановленный по анализу мине­ральных равновесий и данных по изучению флюидных включе­ний, составлял:

1) для раннемагматического этапа 1300—1060° С. Образова­ние ультрабазигов — 1300° С, мелилитовых пород 1270° С, ийоли-тов 1060° С; 2) для карбонатитового этапа 650—260° С, Рудные фации от ранних к поздним формировались при температурах: 650; 470; 370 и 260° С.

Литостатическое давление согласно материалам палеорекон-струкций при образовании месторождений в карбонатитовдах колебалосъ в пределах ОД—1,5 МПа, а в карбонатитах 0,5—3,0 МПа. Флюшшое давление, установленное по кальцит-доломито-вому геобарометру, для гапабиссальных уровней составляло 0,2— 2,6 МПа.

В расплавных включениях в минералах мелилитовых пород обнаружены явления ликвации — разделения силикатных и кар­бонатных компонентов. При формировании карбонатитоидов и карбонатитов протекали процессы инфшгьтрационного метасо­матоза. Во внутренних зонах метасоматических колонок в обста-новках образования фаций I, 2 и 3 вполне подвижным компо­нентом был кальцит, а для 4 фации -г- анкерит.

Обособление карбонатитовых магматических жидкостей (тя­желого флюида) происходило не в мантийных, а в гипабиссалъ-ных и субвулканических очагах. Здесь концентрировался каль­ций, поступавший как из дифференциатов мантийных магм, так и из продуктов метамагматизма — карбонатизации и ощелачива­ния, протекавших при участии смешанных мантийно-коровых и атмосферных источников углекислоты. Установлены все стадии карбонатизации исходных щелочных перидотитовых магм вплоть до образования переходных к карбонататам слюдисто-карбоиат-ных пород.

С карбонатитами связаны крупные ресурсы тантала, ниобия и редких земель, значительные запасы железных руд, ттана> флюорита, флогопита, апатита, меди и в меньшей степени свин­ца и цинка. Месторождения ниобия содержат иногда до несколь­ких миллионов тонн Nb₂O_s (в среднем ОД—1>0%)_? которое повы­шается в коре выветривания до 4,5%. Запасы тантала составляют обычно несколько тысяч тонн при содержании Ta^Oj до 0,01— 0,3%. Особенно велика роль бастнезит-паризит-монацитовых карбонатитов, аккумулирующих основную долю мировых запа­сов редкоземельных элементов. Крупнейшим месторождением этих элементов является Маунтин Пасс (США), где концентра­ция ТКр₅ составляет от десятых до единиц процента, достигая в коре выветривания 20%. Важную роль играют апатит-магиетито-вые с форстеритом и флогопитом месторождения, известные на всех древних платформах. В России этот тип представлен Ков-дорским месторождением, где имеется несколько сотен миллио­нов тонн железной руды, при содержании железа 20—70 %> зна­чительные запасы апатита с концентрацией Р₂О₅ до 10—15%, а коре выветривания до 25% и промышленные запасы флогопита (рис, 18),

Эндогенные месторождения, связанные с гранитоидным

магматизмом

■

Обширное семейство эндогенных месторождений, характер­ное только для континентальных литосферных плит пространст­венно и генетически связано с проявлениями гранитошшого маг­матизма. К ним относятся пегматитовые, скарновые, альбитит-грейзеновые и плутоногенные гидротермальные месторождения. Все они могут формироваться в течение одной металлогениче-ской эпохи в близких геодинамических обстановка*, образуя еди­ный эволюционный ряд.

Глава 7* Пегматитовые месторождения

Пегматиты и связанные с ними месторождения относятся к продуктам поздних стадий раскристаллизации силикатных рас­плавов, насыщенных флюидными компонентами. Для них харак­терны: крупнокристаллическое строение; либо гнездовое, либо полосчатое обособление мономинеральных блоков; присутствие скоплений совершенных по форме и крупных по размерам кри­сталлов многих породообразующих, а также редких и акцессор­ных минералов,

ТИПЫ ПЕГМАТИТОВ

Выделяют две группы пегматитов — магматогенные и мета-морфогенные. Магматогснные пегматиты представляют собой позднемагматические образования, имеющие состав тождествен­ный родоначальной интрузии. Наибольшей пегматитоносностью обладают интрузии с повышенной кислотностью или щелочно­стью, полной дифференциацией и многофазностью внедрения.

Рис. IS. Строение Ковдорского щелочного массива по материалам В.И.Терновского (1977), Е,М,ЭпштейнаиН.АДанильчекко ОЭЩ с дополнениями О.Б.Дудкмнан Ю.М.Кмрнарского (1994).

1 — малиньиты, нефелиновые сиеииты, 2 — карбонатиты, 3 — фосфориты,

4 — паля развития мелко- к среднезернистых флогопит-диоленя-олийиновых пород,

5 — крупно- и гигантозерннстыс флогопкт-диопсид-оливиновые породы, 6 — поля
развития амфибол-монтичеллит-мелилитовых, существенно мелилитовых к
монткчеллитовых, гранат-амфибол-монтичедлитовых пород, 7 — слюдигы
(глиммериты), 8 — турьяиты, 9 — кйолитн грубо- к мелкозернистые с подчиненной
субфадией мельтейгктоп, 10 — пироксениты и нефелиновые тшроксениты, в
различной степени биотитнзированные, 11 — оливилита, 12 — фениты, 13 — гнейсы
и гранито-гкейсы архея, 14 — границы пород массива (а) и границы ореола
фенитизации (б)

/

-/ /

/

/

/ /

 

 

 

			..и
1 ^T^T

(О

 

II

Среди них установлено пять минералого-геохимических типов: гранитный, гибридный, д ее ил ициро ванный, щелочной и улътрц-основной.

1. Гранитные пегматиты связаны с интрузиями грани-
тоидов и сложены, главным образом, ортоклазом, мнкроюшном,
кварцем, альбитом! олигоклазом и биотитом. В качестве допол­
нительных присутствуют: мусковит, турмалин, гранаты, топаз,
берилл, лепидолит, сподумен, флюорит, апатит, минералы ред­
ких и радиоактивных элементов и редких земель. Эти пегматиты
разделяют на две группы: i) простые недифференцированные
пегматиты> сложенные почти исключительно микроклином и
кварцем, 2) сложные дифференцированные разности.

В сложных пегматитах выделяют следующие зоны и участки аномальных минеральных скоплений (рис. 19): 1) внешняя тон­козернистая мусковит-кварц-полевошпатовая оторочка мощно­стью в несколько сантиметров; 2) кварц-полевошпатовая масса с письменной и гранитной структурой; 3) блоки крупнокристалли­ческого микроклина; 4) кварцевое ядро; 5) на границе ядра и микроклиновых блоков развиваются неправильные скопления кварца, альбита, сподумен, минералов марганца и редких метал­лов. Чем совершеннее степень дифференциации, тем образуется большее число зон, возрастает количество скоплений с рудными элементами, укрупняются минералы, расширяется их число, со­кращаются размеры зоны гранитной и письменной структуры, около пегматитовых тел образуются ореолы метасоматоза по вос­станию до 50 м и по мощности до 10 м. В них две зоны — внут­ренняя, представленная окварцеванием и микроклинизацией по­род ₉ и внешняя, характеризующаяся новообразованиями хлори­та, амфибола и цеолитов. В геохимических ореолах фиксируются аномальные концентрации бария, рубидия, лития и бериллия.

2, Гибридные пегматиты образуются при ассимиляции
гранитной магмой различных поред. В случае, если были захва­
чены глинистые сланцы или вулканиты основного состава, воз­
никают пегматиты с андалузитом, кианитом, силлиманитом. При
переработке карбонатных пород отмечается увеличение содержа­
ния роговой обманки, пироксенов, титанита, скаполита и других
обогащенных кальцием, магнием и железом минералов.

3. Десилицированные пегматиты формируются при
воздействии гранитного расплава на ультраосновные и карбонат­
ные породы. В результате образуются плагиоклазиты (от альби-
титов до анортозитов). При пересыщении расплава глиноземом
возникают корундовые плагиоклазиты.

4, Щелочные пегматиты встречаются в щелочных маг­
матических комплексах. Для них характерны микроклин, орток­
лаз, нефелин, арфведсонит, содалит, эгирин, натролит. В качест-

 

 

 

 

	' 1 г
		a

 

V. V

Рис₊ 19. Сечение метасоматически замещенного пегматита (по Н.Сололову).

1 — накосы; зоны: 2 — блокового кварца, 3 -- круп но блокового микроклина II, 4 — мелко пластинчатого альбита, 5 — кварц- споду меновая, 6 - кпевелащшт-сподуменовая (по внешней периферии этой зоны располагается маломощная зона сахаровидного альбита, не доказанная на чертеже из-за его мел ко масштабности), 7 - кварц-мускобитовых i-незд, 8 — крупно&локового микроклина I_t 9 — гнезд мелкозернистого альбита, 10 — графическая кварц-м икр о клиновая (местами сильно альбитюирована), ] 1 — вмещающие породы

13-3177

ве примесей отмечаются апатит, ашшьцим, минералы циркония, тантала, ниобия и редких земель.

5, Пегматиты ультраосновных магм имеют состав: бронзитит, ан ортит-бито в нит, лабрадор-андезин, оливин, амфи­бол, биотит. В небольших количествах отмечаются: апатит, гра­нат, сфен, циркон, титаномагнетит, сульфиды.

Магматогенные пегматиты представлены двумя группами образований — сингенетичной и эпигенетичной. Сингенстичиыс (шлировыс, камерные) пегматиты располагаются Е*ссгда внутри интрузий и образовались одновременно с лоследними. Для них характерно отсутствие резких контактов и аллитовых оторочек; овальная форма и обилие миароловых пустот. Эпигенетические пегматиты сформировались после затвердевания внешнего кар­каса интрузий. Их тела размещаются как в материнской породе, так и за ее пределами, имеют жильные формы, резкие контакты, четкие аплитовые оторочки, контролируются тектоническими

Метаморфогенные пегматиты формировались в регрессив­ные стадии высоких фаций регионального метаморфизма; не свя­заны с магматическими комплексами; развиваются н пределах гранитогнейсовых блоков древних кратонои и контролировались разрывными структурами зон протоактивизации. В их составе присутствуют типоморфные метаморфические минералы — дис~ тен, силлиманит, андалузит и др.

Пегматиты образоЕзьшшись во вес периоды геологической истории, начиная с архейской. Масштабы этого процесса возрас­тают по мере эволюции земной коры. Так, площадь пегматито­вых поясов составляла (тыс, км²) до кембрийских — 98, палеозой­ских — 229 и мезозойских — 275. Однако рудная продуктивность их, наоборот, угасает в молодых образованиях. По данным Н.Со-лодова распределение запасов бериллия в пегматитах по эпохам имеет следующий вид: докембрий — 75%, палеозой — 23% и ме­зозой — 2%.

По геологическим данным пегматиты формируются в широ­ком интервале глубин от 1,5 до 20 км, что соотиетствуст величи­нам л итостатичес ко го давления 120—800 МПа. Также необычай­но широк температурный диапазон — 800—50^иС. Судить о темпе* ратурном режиме пегматитообразования позволяют следующие факты: ранняя кристаллизация расплана 1200—9(№С; образова­ние гоанита без минерализаторов 1000—8(Ю^ПС, к их присутствии 730—640°С; возникновение гранитной эвтектики 700—650°С; кристаллизация биотита 760—435°С, мусковита 500—435"С\ бе­рилла 500—400^рС, кварца — 600—300°С, топаза — 5iO™300"C_> мориона и аметиста — 300— 130°С\ халцедона — 90—55"С.

ГЕНЕЗИС ПЕГМАТИТОВ

Происхождение пегматитов относится к одной из наиболее дискуссионных проблем в рудной геологии. В ее обсуждении принимали участие крупнейшие геологи нашего века. В настоя­щее время существует пять основных гипотез пегматитообразо­вания.

/, Магматогешш-гидратермалышя гипотеза, разработанная А.Ферсманом, В.Никитиным и другими, считает пегматиты про­дуктом раскристаллизации остаточной магмы. Процесс протекал непрерывно в закрытой системе при неограниченной раствори­мости Н_ПО и разделялся на пять условных этапов: магматический (900—800°С), эпимагматический (800—700°С), пневматолитовый (700—400*0), гидротермальный (400—50°С) и гипергенный (50°С). Этапы в свою очередь расчленяются на 11 фаз и стадий. На ран­них этапах формировались плагиоклазы, средних — микроклин и заключительных — альбит. Недостатки гипотезы: недоучет огра­ниченной растворимости в расплаве воды; проблема пространст­ва (нужны большие открытые полости); не объяснена смена ка­лиевых полевых шпатов натриевыми за счет авто метасоматоз а,

Z Магматогеппо-ппевматолито-гидротермальная двухэтап-пая гипотеза американских геологов (РДжонс, Е,Камерон и др.). В ранний магматический этап система закрыта. В открытых по­лостях происходило их зональное заполнение пегматитами про­стого состава при условии выноса части элементов. Во второй пнеиматолито-гидротермальный этап система становилась от­крытой. Поступавшие из глубин растворы мстасоматически пе­рерабатывали более ранние простые пегматиты и формировали сложные по составу тела. К недостаткам следует отнести незна­чительные по масштабам следы выноса и привноси вещества за пределы пегматитовых тел,

3. Метасоматическая двухэтаппая гипотеза А.Заварицкого
предполагает преобразование любой исходной породы, близкой
по составу к граниту. В первый этап остаточные горячие газовод­
ные растворы находились в химическом равновесии с вмещаю­
щими породами и перекристалл изо вывал и их без изменения со­
става, В закрытой системе возникали простые крупнокристалли­
ческие пегматиты. Во второй этап уже в обстановке открытой
системы происходило растворение простых пегматитов и заме­
щение их новыми минеральными ассоциациями- Эта гипотеза не
объясняет формирование пегматитов в негранитных породах и
отсутствие соответствующих масштабам данных процессов гео­
химических и мстасоматических ореолов,

4. Ликаащктная гипотеза, развиваемая АА.Маракушевым и
Е.НТрамсницким, касается генезиса только гранитных пегмати­
тов. На примере шлирешых пегматитов доказывается тесная гене-

13* 99

тическая связь этих образований с материнскими гран ито идам и. Она базируется на близости химизма биотитов (железистость, глинозеиистость, фтористость и др.), а также преемственность режима кислорода и фтора при их формировании п гран ито идах и пегматитах. Особая роль отводится вязким высоко кон центри­рованным средам, промежуточным между растворами и распла­вами, являющимися продуктами ликвации магмы.

Пегматитоносность массивов связывают с их расслоен но-стью, Шлировыс пегматиты концентрируются в прикровсльных частях массивов. Формы выделений: слои, лепешки, капли, кол­бы, гантели и др. Формировавшиеся пегматиты по сравнению с материнскими гранитами имеют более лейкократовый состав. Они обеднены железом, магнием, марпшцем и кальцием. Нор­мативный состав: киари—полевой шпат. Для разных массивов в гранитах и пегматитах соотношения киарца, альбита и ортоклаза неодинаковы, а для одного они выдержаны. Таким образом, пег-матитообразование представляет собой самостоятельный пстро-генетический процесс, который заключается в отщеплении от остаточной магмы особого флюклного расплава по механизму жид­костной несмесимости и подготовке к расслоению гранитного плу-тона. Существует три главные ветви эволюции гранитной магмы.

1. Магма расщепляется на два расплава с близкими количе­
ствами в них алюмосиликатов. Расплав, обогащенный солями,
приводит к образованию пегматитов. По мере пониженш] темпе­
ратуры состав расплава становится вес более подносолевым и из
него кристаллизуются кварц и другие жильные минералы. Снача­
ла флюидные фазы носят щелочной характер и происходит рас*
творение кремнезема. Затем они становятся кислыми, способст­
вующими появлению кварц-мусковитовых агрегатов, Из-за по­
ниженной плотности остаточные расплавы занимают и интрузии
верхнее положение. В силу ограниченной растворимости солевой
составляющей происходит отщепление самостоятельной фазы
флюидных распланоц, к которых концентрирукггея рудные ком-
поненты.

2. Из магмы отделяется солевой расплав. Пегматиты is этом
случае не возникают. Образуются известковые скарны.

3. Третья ветвь характеризуется непрерывным переходом от
алюмосиликатных рае л лаю в к гидротермальным растворам. Она
реализуется в глубинных магматических комплексах на платфор­
менных щитах в этапы тектономагматической активности. Здесь
возникает непрерывный ряд: I) мигматиты, 2) гилштомигматиты
(простые пегматиты), 3) кшрц-полсвошпатовыс и кварцевые жилы.

5. Метаморфогенная гипотеза разработана В.Н.Мора-ховским. Она касается многочисленных пегматитовых провин-