Типы скарновых месторождений

Существуют пять вариантов их систематики. I. По составу замещаемых пород: известковые, магнезиальные и силикатные, 2. По стадиям скарнового процесса: а) простые ранних стадий (железо, вольфрам), б) сложные поздних (полимсталлы), 3. По формациям магматических пород: а) плагио граниты, сиениты (железо, медь), б) гранитные батолиты (вольфрам), в) малые ин­трузии диоритового состава (пол и металлы). 4, По положению относительно интрузивного контакта: эндоскарны и экзоскарны. 5. Главная общепринятая систематика по составу полезных иско­паемых: а) железо, б) вольфрам, в) медь, г) свинец-цинк, д) мо­либден _? е) олово, ж) бор и другие.

Месторождения железа. По геологическим условиям образо­вания выделяется два типа месторождений — островодужный и орогенный. Островодужные чаще всего располагаются внутри диоритовых штоков в вулканогенно-осадочном разрезе (туфы и лавы андезитов и базальтов, песчаники, глинистые сланцы, мер­гели). Представлены известково-скарновыми и скаполит-альбит-скарновыми магнетитовьши пластовыми залежами. Отмечается большой объем магнетитсодержащих эпидот-пироксен-гранато­вых эндоскарнов и широкое проявление натрового метасоматоза (альбит и скаполит). В рудах постоянно имеются высокие кон­центрации кобальта и никеля. Формирование месторождений протекало в две стадии. В раннюю возникла зональность: 1) эпи-дот-пироксен-гранатовые эндоскарны с главным оруденением> 2) экзоскарны: гранат-пироксеновые с магнетитом и диопсид-геденбергитовые с сульфидами. В позднюю стадию образовалась ассоциация минералов: ильваит, актинолит, хлорит, кальцит, кварц, К этому типу относятся месторождения: Песчанское, Го-роблагодатское (Урал), Сарбайское (Западная Сибирь), Дашке-сан (Азербайджан), Эмпайр (Канада) (рис. 21),

Орогенные месторождения кордильерского типа локализо­ваны в магматических дугах и ассоциируют с гипабиссальными штоками и дайками в обедненных железом кварцевых монцони-тах, гранодиоритах и гранитах. Они приурочены только к толщам доломитов. Резко преобладают магнезиальные экзоскарны с фор­стеритом, тальком, серпентинитом и сульфидами. В раннюю ста­дию вблизи интрузий формировались диопсид-шпинелевые скар­ны, а на удалении — форстерит-калъцитовые. Поздняя стадия представлена флогопитом, серпентином, людвигитом, магнети-

Рис. 21. Схематический геологический разрез горы Магнитной (по В.И.Смирнову).

t — диорит, 2 — гранодиорит, 3 — гранит, 4 — атачит {метаморфизованный туф), 5 — нижкекаменноугольный известняк, 6 — скарн, 7 — магнетитовая руда, S — диабазовые дайки

том. Примеры месторождений: Тейское (Красноярский край), Шерегешское (Горная Шория), Игл-Маунтин (Калифорния).

Месторождения вольфрама и молибдена связаны со штоками и батолитами порфировых гранодиоритовых комплексов и малы­ми интрузиями кварцевых монцонитов, развитых в орогенных поясах и областях текгонсьмагматической активизации. Место­рождения локализованы в известковых скарнах и представлены пластовыми телами. В целом для ранней стадии их формирова­ния характерны: температуры 500—600°С; давления 1—1,5 МПа; Х_со = 0,2—0,03, а для поздней 450—300°С, состав флювдов: 10— 15 экв% NaCI. Выделяют два типа месторождений; восстанов­ленный и окисленный.

С восстановленными связана основная масса рудных объек­тов, которые формировались на контактах интрузивов нижних частей гипабиссальных уровней с известняками. Становление интрузий происходило в обстановке растяжения. В раннюю ста­дию возникали геденбергит-альмандиновые скарны (в них пи-роксенов в 2—10 раз больше гранатов), а в позднюю — две ассо­циации: биотит-плагиоклаз-кальцитовая и роговая обманка — кварц-калыштовая. Примеры месторождений: Майхура (Средняя Азия), Сало (Франция), Мак-Миллан-Пасс (Канада), Сангдонг (Южная Корея),

Окисленные месторождения образуются в некарбонатных, часто обогащенных гематитом породах, на меньших глубинах, чем восстановленные. В раннюю стадию здесь формировались андрадит-зпвдотовые скарны^ на которые в позднюю накладыва­лись минеральные ассоциации: эпидот-хлорит-кальцит-кварце­вая и акгинолиг-кварц-калыдотовая. Месторождения этого типа встречаются редко и не образуют крупных объектов: Клнд-Ай-Ленд (Австралия), Эль-Жаралито (Мексика) и др.

Месторождения молибдена относятся к редким образовани­ям. Они связаны с лейкоКратовыми гранитами и фанит-порфи­рами орогенных областей (зон столкновения континентальных плит). С ранними высокотемпературными фациями скарнов вол-ластонит-геденбсргит-троссулярового состава связано вкраплен­ное и прожилково-вкрапленное молибденитовос и молибдошее-литовое оруденение, С поздними стадиями ассоциируют мстасо-матиты, сложенные роговой обманкой, акгинолитом, эпидотом, хлоритом, кварцем, серицитом и флюоритом, и широкий елсктр рудной минерализации: халькопирит, висмутин, теллуриды золо­та и серебра, самородное золото, полиметаллы. Примером может служить уникальный рудномагматический центр Тырныауз на Северном Кавказе и несколько мелких месторождений (Азгур, Марокко и др.).

Месторождения меди ассоциируют со штоками известково-щелочных гранодиоритов и кварцевых монцонитов, располага­ются в орогенических поясах окраин континентов и формирова­лись от мезозойского до третичного времени включительно. Не­большое число мелких месторождений связано с океаническими островными дугами. Наиболее значительные медсносные скарны связаны с ларамийскими меднопорфировыми плутонами, вне­дрившимися в карбонатные породы. Для них характерно доми­нирующее развитие граната при подчиненных количествах пи-роксенов и типоморфная ассоциация: андрадит-диопсид-магне­тит-гематит с высоким содержанием сульфидов,

В раннюю стадию процесс протекал при температуре 500— 300°С. По известнякам образовывались андрадит, диопсид, пи­рит, халькопирит и магнетит, а по доломитам — форстерит, сер­пентин, магнетит, халькопирит. В известковых скарнах установ­лена минеральная зональность: экзоскарны — волластонит, гра­нат, геденбергит, борнит, эндоскарны — андрадит, геденбергит, халькопирит. Рудные минералы отлагались в течение всего про­цесса скарнообразования. В гранатовых зонах развиты пирит-халькопирит-магнетитовыс руды, в которых отношение пирита к халькопириту колеблется в пределах 1:2—5:1. В волластонитовых зонах формировались борнит-халькопирит-сфалерит-теннанти-товые руды. Поздняя стадия характеризовалась образованием тремолита* актинолита, карбонатов, талька, эпидота и хлорита. Медоносные скарны не имеют самостоятельного промышленно­го значения. Обычно они слагают отдельные залежи на месторо­ждениях гидротермального меднопорфирового типа. Кристмас, Мишен (Аризона, США), Бинлсем (Юта, США), Саяк 1 (Казах­стан), Тоншанъкоу (Китай).

Месторождения цинка и свинца встречаются в самых разно­образных геологических ситуациях и ассоциируют с интрузиями от гранодиоритов до лейкогранкгов; часто приурочены к гипа-биссальным штокам и дайкам. В геотектоническом отношении они формируются в областях тектономашатической активиЗа^ ции, а также на завершающих стадиях развития внутриконтинен-тальных орогенных поясов и в зонах субдукдии на активных кон­тинентальных окраинах. Общими чертами месторождений этой обширной группы являются: галенит-сфалеритовый состав, раз­витие орудснения в экзоскарнах; четкий контроль минерализа* ции разрывными структурами; преобладание в скарновой ассо­циации пироксенов. Наиболее приемлемым критерием для сис­тематики данных месторождений служит связь их с интрузивны­ми породами. С этих позиций можно выделить четыре типа руд-

I i -

I i i

ных объектов: батолитовый, малых интрузий, лайковый и уда­ленный (от интрузий).

1. Батолитовый тип представлен минерализованными (про­
жилки и вкрапленность) известковыми гсденбср гитовы ми экзо-
скарнами в ореоле крупных плутонов лейкократовых гранитов.
Известны мелкие месторождения, например, Минерал-Кинг
(Калифорния, США).

2. Месторождения малых интрузлй характеризуются ассо­
циацией марганцевого клинопироксена и граната со сфалеритом
и галенитом. По мере удаления от интрузии происходит смена
граната пироксеном, бустамитом и мрамором. С глубиной в скар­
нах возрастает количество граната и сфалерита и сокращается —
пироксена и галенита. В эндоконтактной зоне интрузий широко
развиваются родонитовые и гранат-везувиановые жилы. В позд­
нюю скарновую стадию образовывались эпидот, амфибол, хло­
рит, Рудообразование протекало при давлениях 0,5—2,0 МПа и
температурах 550—350°С из флюидов с соленостью 23,3 экв%
NaCI. Сера заимствовалась из магматических пород и из подсти­
лающих эвапоритов. Примеры месторождений: Карамазар (Сред­
няя Азия)> Симапан (Мексика).

3. Дайковый тип связан с интрузиями гранодиоритового и
риолитового состава. Дайки служили каналами фильтрации
флюидов. В их контактных зонах образовывались ранние эпндот-
гранат-бустамит-пироксеновые скарны. Поздняя стадия вырази­
лась в появлении обогащенных марганцем родонита и илъваита,
амфибола и хлорита. Широко распространены околорудные се-
рицит-аргиллизитовые и серицит™топазовые метасоматиты. При­
меры месторождений: Трепча (Югославия), Алтын-Топкан (Уз­
бекистан),

4. Удаленные от интрузий месторождения локализуются в
разломных, часто надвиговых структурах. Скарновыс тела в фор­
ме линз, гнезд и жил сложены йохансенитом, гранатом, бустами­
том, волластонитом, кумминттонитом, ильваитом и хлоритом. Их
зональность. В центре залежей преобладают гранаты, затем пи­
роксен ы и далее мрамор. Рудные тела — жилы, гнезда, линзы, в
верхних горизонтах обогащены свинцом, с глубиной сменяются
цинком и в корневых частях месторождений — медью. Примеры
месторождений: Бен-Бен (Австралия), Камиока (Япония), Верх­
нее (Россия_? Приморье).

Месторождения олова. Более 80% оловоносных скарнов сосредоточено в фанерозойских складчатых поясах и связаны с посторогенньгми гранитоидами. Формирование месторождений происходило в конечные стадии развития орогенических циклов энсиалических дуг или в активизированных кратонах. Крупные

месторождения образуются в магматических дугах зон субдукции в связи со становлением гранодиорит-гранитных вулкано-плутонических ассоциаций. Рудная минерализация генетически связана со специализированными на олово син» и посттекго-ничсскими щелочными гранитами ильменитового рада.

Выделяют два типа оловорудных скарновых месторожде­ний — магнезиальный и известковый. Магнезиальный тип обра­зуется в три стадии. В течение ранней, протекавшей при участии нейтральных или слабощелочных флюидов, образуются шпинель, пироксен (фассаит), форстерит. Во вторую олово-боратную ста­дию возникают флогопит и оловосодержащие магнетит и магне­зиальные бораты. Поздняя касситеритовая стадия, характеризую­щаяся процессами кислотного выщелачивания, сопровождается разложением боратов и образованием касситерита, флюобарита и слюд.

При формировании магнезиальных месторождений иногда в конце первой стадии в процессе скарнообразования происхо­дит смена магнезиального метасоматоза на кальциевый. Воздей­ствие богатых кальцием, железом и кремнеземом флюидов на магнезиальные скарны приводит к появлению оловосодержаще­го андрадита, понижению температуры и возрастанию кислотно­сти. В г!озднюю образуются железо-магнезиальные алюмоборо-силикаты (аксинит, турмалин) и амфиболы. Гранаты замещаются ассоциацией минералов из флюорита, касситерита, кварца. За­вершает процесс отложение сульфидов. Примеры месторожде­ний: Кличкинское (Забайкалье), Кливленд (Австралия). Извест­ковый тип формируется в две стадии. В раннюю возникают оло­восодержащие андрадит-волластонитовые или везувиан-магне-тит-флюоритовые породы. В позднюю стадию образуются мине* ралы бора: данбурит, калъцеборит, датолит, аксинит, турмалин и главное малайитч В низкотемпературной обстановке последний распадается на касситерит, кальцит и кварц. Примеры месторож­дений: Ушкошкон (Киргизия), Мойна (Австралия), Куга (Япо­ния).

Месторождения бора ассоциируют исключительно с магне­зиальными скарнами и связаны с интрузиями гранодиоритов и гранитов, реже монцонитов, диоритов, сиенитов. Минералы бора образуются в заключительную стадию скарнового процесса и представлены главным образом датолитом, котоитом, людвиги-том, суанитом, ашаритом и флюобаритом. Месторождения бора в скарнах известны в России (Верхнее, Приморье), Болгарии, Чехословакии, США, Франции, Перу, Малайзии и других стра­нах.

15-3177

Мы отметили только наиболее значительные промышлен­ные типы месторождений полезных ископаемых, залегающих в скарнах. Этим списком далеко не исчерпывается минеральный потенциал данной группы рудных образований, В скарных встре­чаются, помимо отмеченных, руды платины (в Бушвелъдском комплексе) > золота (Минас Жераис, Бразилия; Суйон, Северная Корея), бериллия (Маунт Уайлер, США), ниобия (Кайзерштуле, Германия), урана и тория (Мэри Кетлин, Австралия; Азегур, Марокко и др.)_? п?афита (Ботогол, Восточный Саян; Мэдок, Ка­нада), хризотил-асбеста и талька (Онот, Восточный Саян; Мэ­док, Канада; Диллон, США) и многих других видов минерально­го сырья.

СКАРНЫ И РУДЫ

Из анализа материалов по месторождениям скарновой груп­пы можно выделить три типа взаимоотношений руд и скарнов.

1. Они образуются одновременно в течение единого генети­
ческого процесса. Руды входят естественным компонентом в
скарновые ассоциации. В качестве примеров условно можно на­
звать только железорудные и борные месторождения. В этом слу­
чае рудные тела должны полностью совпадать с контурами раз­
вития скарнов. В последние годы появляется все больше данных
о том, что магнетитовые тела, ассоциирующие со скарнами,
представляют собой эпигенетическое внедрение рудного распла­
ва и связаны с последними сложными парагенетическими связя­
ми, И руды и скарны — продукты деятельности одной и той же
магмы гранодиоритового или сиенитового состава (месторожде­
ние Лако, Чили) (рис, 22).

2. Оруденение непосредственно сменяет скарнообразование.
Руды занимают часть объема скарнов. Примерами могут служить
некоторые залежи магнетита, боратов и касситерита,

3. Наложенное оруденение связано с процессами поздней
флюидно-водной стадии скарнообразования. Таким способом
формируется большинство месторождений этой группы- В дан­
ном случае рудные тела локализуются в скарнах только при усло­
вии, если последние по структурным и петрофизическим харак­
теристикам благоприятствуют этому процессу, Отмечаются самые
разнообразные варианты подобных взаимоотношений — от пол­
ного совпадения рудных и скарновых тел до их раздельного зале­
гания.

Таким образом, скарнообразованис не связано генетически с рудообразованием. Это два независимых параллельных процес­са, пересекающихся в некоторых геологических ситуациях. На

Рис. 22. Схема геологического строения месторождения Лако {по Г\Р,Фуллеру

и др.)*

1 — аллювиальные и делювиальные современные отложения, 2-4 — плейстоценовые образования; 2 —ледниковые отложения* 3 — оитожения термальных источников, 4 — участки гидротермальноизмененньгх пород, 5 — четвертичные эффузивные образования основного состава* 6 — рудные тела (I —Лако Сюр, П — Лако Норте, Ш — Родадос Негрос, IV — Сан-Висенте Бахо, V — Сан-Висенпе Альта), 7 — серия Лако, S — формация Альтос-де-Пико верхнетретичного возраста, игнимбрипл, 9 — вулканический кратер, 10 — границы лавовых потоков, 11 — границы распространения рудного обломочного материала, 12 — литологическио контакты» 13 — элементы залегания, 14 — разлом

15*

тип и масштабы рудной минерализации определяющее влияние оказывают: металлогеническая специализация магматических комплексов (медь в монцонитах, олово в гранитоидах и др.); эво­люция рудно-магматических центров (молибден, вольфрам, по-лимсталлы в центрах гранитоидного магматизма); рудная и ме­таллогеническая специализация провинций, районов и полей; региональные геодинамические обстановки. Образование скар­нов как правило предшествует формированию руд и в раде слу­чаев создает благоприятную литолого-фациальную, петрофизи-ческую, структурную и минералого-геохимическую обстановку. Иногда магматические расплавы по пути движения в коровой среде ассимилируют ранее возникшие рудные накопления и ано­мальные концентрации полезных элементов в породе, обогащая ими с кар но образующие флюиды.

Глава 9. Альбититовые и грейзеновые

месторождения

Альбититы и грейзены представляют собой щелочные мета-соматиты, образованные постмагматическими или метаморфиче­скими пневматолит©-гидротермальными флюидами. Их объеди­няет общность происхождения, локализации и источника веще-ства. Обычно зоны альбитизации и грейзенизации развиваются в апикальных частях массивов кислых и щелочных гипабиссальных изверженных пород. Формирование этих мстасоматитов началось с появлением на нашей планете больших масс гранитоидов (2,5 млрд лет) и возрастало вплоть до киммерийского времени. Затем установился равномерный прирост их о&ьемов. Интрузивные комплексы, с которыми связаны альбититы и грейзены являются типоморфными образованиями, маркирующими определенные геодинамические обстановки: зоны столкновения континенталь­ных литосферных плит; заключительные стадии развития оро-генных поясов; магматические дуги активных окраин континен­тальных плит; зоны глубинных разломов и сопутствующих им рифтовых систем; области активизации древних платформ.

Флюидные потоки, фильтруясь через граниты нормальной и повышенной щелочности и просто щелочные породы, альбити-зируют апикальные части интрузий, особенно интенсивно вы-ступы и апофизы, а избыток калия выносят и связывают в грей-зенах, которые накапливаются на границах ал ьбитизированных гранитондов с вмещающими породами и среди последних. Зги потоки особенно активно выщелачивают из пород многие метал­лы, которые затем в метасоматитах образуют аномальные вплоть

до рудных концентрации. Такими типоморфными элементами для альбититов являются цирконий, ниобий, торий, а для грейзе-нов: бериллий, литий, олово и вольфрам. О масштабах процессов выщелачивания и выноса элементов можно судить, например, по поведению олова {по В Л. Барсукову). В неизмененных 1ранитахего содержание составляет 26 г/т, при этом в биотите — 200—300 г/т; в зоне выноса 4—5 г/т, а в образовавшемся здесь мусковите — 20— 30 г/т. Установлено, что по мерс усиления общей щелочности процесса объем алъбитизированных пород возрастает, а в грейзе-низированных ладаст. В связи с этим в породе обычно встреча­ются грейзены без альбититов и наоборот алъбититы без грейзе-нов.

Физика -химические условия образования. Воздействие горячих

постмагматических растворов на интрузивные породы приводи­ло к развитию процессов калиевого метасоматоза (ранняя микро-клинизация) в ядерных частях массивов в обстановке повышен­ного давления. В этих же интрузиях вдоль верхней перифериче­ской чисти массивов в условиях падения давления протекала ран­няя альбитизация.

На фоне падения температуры с 620 до 45О°С и возрастаю­щей кислотности раствора происходила смена раннего калиевого метасоматоза натриевым. В условиях максимальной кислотности, наступавшей в момент перехода флюида из надкритического (пневматолитового) в гидротермальное состояние, протекала ста­дия грейзениящии. Высокая кислотность была обусловлена по­явлением свободных кислых анионных компонентов в результате диссоциации неустойчивых ацидо-комплексов при появлении жидкой водной фазы. В условиях высокой активности фтора и бора из пород выносились щелочи, алюминий и многие элемен­ты-примеси. По мере накопления щелочей и дальнейшего паде­ния температуры кислотность раствора понижалась и под его воз­действием происходили мелкомасштабные выделения поздних альбита и затем микроклина.

Мы уже отметили при рассмотрении наиболее ранних позд-не- и постмагматических образований (пегматитовых, с кар новых и др.), что для них характерны только метасоматические рудные тела. Первые жилы заполнения появляются лишь в связи с грей- зенами и с последующими гидротермальными формациями. Это связано с тем, что именно в данный момент эволюции флюид­ной системы давление растворов достигает критической величи­ны, достаточной для раскрытия жильных трещин, т.е. превышаю­щее давление гидроразрыва. Хронологически граница между чис­то мстасоматическим и комбинированным метасомагически-сск-реционным отложением минералов точно совпадает с моментом

смены щелочного метасоматоза кислотным выщелачиванием. Таким образом, для формирования грейзенов необходимо нали­чие открытых или открывающихся трещин и присутствие гетеро-фазного субкритического состояния флюида. Образование по­следнего происходило в условиях повышенного давления в за­крытой системе. Снятие давления приводило к гравитационной сепарации и частичной конденсации флюида. В результате обра­зовывалась газовая фаза, обогащенная кислотными компонента­ми (СО₂, HCI, HF, SO_r H₂S), и щелочная остаточная жидкость, содержащая SiO₂, NaCf, К<Х NaOH, КОН и соединения трудно­растворимых металлов.

Согласно данным изучения газово-жидких включений в ми­нералах грейзенов установлено, что в их образовании участвова­ли натр ий-калий-хлор-углекислотные флюиды. При этом кон­центрация натр ил была в несколько раз большая, чем калия, а содержание всех других элементов помимо отмеченных выше примерно на два порядка меньше суммы главных компонентов. Типичен флюид "NaCI-CO^-H^O", для которого возможно суще­ствование гетерофазного равновесия "газ-жидкость" во всем диа­пазоне РТ условий гидротермального минералообразования. В каждую стадию этого процесса в связи с падением температуры и давления происходило понижение концентраций углекислоты и хлоридов. Одной из возможных причин подобного явления — смешивание магматических и метеорных вод. Кислотность флюидов, достаточная для образования грейзенов и гидротерма-литов, образуется растворами, возникающими при конденсации газовой фазы на стенках раскрытых трещин.

В экспериментальных условиях Г.П.Зарайским получены метасоматические колонки грейзенов, близкие к наблюдаемым на природных объектах. 1. Кварц-топазовая получена при воз­действии на лейкогранит раствора 1,0 М HF + [SiOJ + [АЦО₃| при температуре 500°С, давлении 1,0 МГГа в течение 336 часов. Раствор был насыщен кремнеземом и глиноземом. 2. Кварц-мус-ковитовая фация образуется введением в раствор KF (10*³ м) в диапазоне температур 600—300°С. 3. Кварцевые грейзены возни­кают также по лейкогранитам при следующих условиях экспери­мента: раствор 0,08 м HF насыщен SiO₂ + АЦО₃, температура 400°С, давление I МПа.

Грейзеновые месторождения формируются на глубинах 5—1 км, что соответствует литостатическому давлению 130—6 МПа; температурный градиент на 100 м вертикального разреза состав­ляет вначале процесса 20—5°С, а в конце — 2,5^ПС. Концентрация рудоносного флюида последовательно снижается от 460 до 100 г Haiiar H₂O.

Альбититовые месторождения представляют собой тела к зоны, сложенные альбититами — лейкократовыми породами, в которых на фоне мелкозернистой основной альбититовой массы отмечаются порфировые выделения кварца и микроклина, а так­же слюд, щелочного амфибола, реже пироксена. В этих телах выделяются участки с промышленными концентрациями редких, редкоземельных и урановых элементов. Выделяют два типа ме­сторождений: 1) в связи с интрузивными массивами, 2) без связи с магматическими комплексами.

Первый тип локализован в метасоматически переработан­ных куполах и апофизах массивов нормальных и субщелочных гранитов. В результате образуются штокообразные массы мине­рализованных альбитизиро ванных пород (иногда их называют эписиенитами), площадь которых в горизонтальном сечении дос­тигает нескольких квадратных километров, а протяженность на глубину — 600 м. В измененных материнских биотитовых грани-то ид ах наблюдается следующая примерная вертикальная мстасо-матическая зональность (снизу-вверх): неизмененная порода — появление мусковита — альбитизированная порода — альбктит — грейзен. По нормальным гранитам развиваются мусковит-мик­роклин-кварцево-ал ъ б итито вые породы с бе р шише вы м орудсне-нием, а по субщелочным гранитам: 1) литио нит- микроклин -квар­це во-альбитовые метасоматиты с литиевыми, ниобиевыми и тан­таловыми рудами и 2} биотит-кварцево-альбититовые породы с цирконием, ниобием и иттрисвыми редкими землями. Примеры месторождения ниобия — Каффа (Нигерия).

Второй тип не имеет установленных связей с магматически­ми комплексами. Он развит вдоль зон региональных глубинных разломов, рассекающих кристаллический фундамент древних платформ и имеет линейные секущие формы рудоносных тел (рис. 23). Существует две точки зрения на происхождение этих альбититов. Одни считают, что они представляют собой продук­ты деятельности флюидов, производных скрытых на глубине ин­трузивных массивов. Другие исследователи предполагают мета-морфогенную природу растворов. В этом случае в их составе вполне подвижным поведением обладали вода, углекислота, кремнезем и щелочи. С уменьшением температуры и давления происходил распад комплексных соединений и диссоциация сильных кислот. В результате взаимодействия растворов стадии раннего калиевого метасоматоза с вмещающими порода м и сни­жалась щелочность раствора, увеличивалась активность слабых оснований и происходила смена калиевого метасоматоза натрие­вым. Выделяют три главные рудные мстасоматические форма­ции: 1) калиевая (микроклиновая) с бериллиевыми рудами; 2) кали натровая (альбит-микроклнновая) с тантал-ниобиевым ору-денением; 3} натровая (эгирин-рибскитовая н эпиделг-хлорито-

П9

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1______

■■' *щ

^««

—

t

——

•

+ 1 4

4-

+

—f-4 l_

о j i / 'j

V ^4 \ *

+

■

+

+

^+V

Ш-

^+i*

4

^+

+

ж

V

wM *

+

Y^/p/ *

+

+1+

+

А.//-Г +

+

+

\

w

M+ + 4

+

w

ш

+1^

4>'

+

+

V j

+

2^

■ у

1 V + +. \*

w

+

+

+

+

1 +

щ

+

f

ш

1 +

+

I 4

+

4.

+■

щ

\\

^+

+

4-

+■

§

ш Щ

Of,

A

+

+

I

i ■£

+ +

+

г*

л

"я

+ i

/

i

TV

+

4 +

Л

f J

s

/

П? t

Г+

+

+ ^+

/

V

4-

/л/.

и

7 I +

+ + + + t

4-+

i \ I

V \

r г

*

r+L:

m

Ли

+

V

+

+ л

r •

f

/r

f/Va -*

-

If (^

- ж ж] 2

+ +

м

r,

К

■ ж

■

•//

л.

1 I i Дт*-

■^

fa/

■j

1 E

к p J

Г /

jw

//г J ^4 ■ J ' J J

^1/5

*+ + ■

л л]]

/к

О

Л.

a

Л i <

fi

+■

/

f * у

~ • 1

%

" ■ ■

/+

/*■

+

4 4|f

fr

* 4

A

$

f 1

4* J

|v mi г и / V /

8/

+

4-

+

■ ж^ J

Jl/ ^ч

■

/ ♦

+

V

M +

т / /i

+ +

У

+

\

+ 4-

4v

4-

+

+ ^+ к

Tff

+

■

+

4

[y

+ 4

+

+

Л

L V

+ j

Г 4^1

/

4-

■+

/

/

\

Рис, 23. Геологический разрез месторождения ураноносных альбититов (по Я.Н.Белевцову и др₊)-

1 — отложения осадочного чехла, 2 — альбититы, 3 — сие пито подобные нородьк 4 — граниты и мигматиты, 5 — гнейсы, 6 — Глаииый разлом, 7 —оперяющие разрывные нарушения, & — ураноносные альбититы, 9 — степень катаклаиа пород в баллах, 10 — контуры зоны повышенных значений пористости и проницаемости пород, U — направление движения гидротермальных растворов

вая) с урановой минерализацией. По глубинности формирования рудоносные мстасоматиты распределяются следующим образом: калиевые — 8—10 км, калинатровые — 6—8 км и натровые — 4— 6 км. В линейных алъбититах сконцентрированы существенные запасы урана, тория и бериллия, в меньшей степени тантала, ниобия и редких земель.

Грейзеновые месторождения формируются в апикальных вы­ступах гранитных масс и во к и в алкшосиликатных породах, реже в основных и карбонатных породах их кровли" (рис, 24). Грсйзен представляет собой агрегат слюды (мусковит, биотит, циннваль-дит) и кварца с примесью турмалина, топаза, флюорита и сопро­вождающих их рудных минералов (касситерита, вольфрамита, молибденита, берилла, литиевых слюд). Выделяют эндо- и экзог-рейзены. На долю эндогрейзенов приходится более 80% объема этих мстаеоматитов. Они слагают штоки и жилы и развиваются на 300—500 м вглубь от кровли массива. Экзогрейзсны образуют штокверки, распространяющиеся по вертикали до 1500 м от кон­такта интрузии.

При иное рудных элементов и формирование месторожде­ний происходили в конце длительного и прерывистого процесса грейзенообразования, синхронно с развитием рудоконтролирую-щих структур.

Различными авторами выделяют от 8 до 13 стадий рудообра-зования. По Д.Рундквисту их можно объединить в три группы: 1) раннюю — отлагаются минералы молибдена, вольфрама и олова; 2) среднюю — выделяются минералы тантала, ниобия, бериллия и лития и 3) позднюю — образование сульфидов, флюорита и карбонатов. На месторождениях установлены интрарудные дай­ки гранит-аплитов. С грейзенами связаны месторождения олова (касситерит), вольфрама (вольфрамит), лития (литиевые слюды), бериллия (в грейзенах; силикатных — берилл; карбонатных — фенакит, бертрандит и гсльвин; по основным породам — хризо­берилл и изумруд). Обычно месторождения комплексные: олово-вольфрамовые, вольфрам-молибденовые, молибден-бериллие-выс_п литисю-бериллиевые и вольфрам-молибден-бериллисвые. Как правило, месторождения богатые, но запасы редко бывают значительными.

Глава 10* Гидротермальные месторождения

Гидротермальные месторождения представляют собой про­мышленные минеральные скопления, созданные циркулирую­щими под поверхностью земли горячими, обогащенными полез-

16-3177 |21

В

Рис. 24, Схематический продольный гсоло!>1ческий разрез Лкчатауского гранитного гшутока по обобщенным геологическим, геолого-раз под очным и геофизическим данкам (по В.Л.Жарикову и Г.II.Зарайскому).

1 — крупнозернистое граниты I фазы, 2 — средне- и мелкозерниеггые граниты фаз II и Ш, 3 — терригенкыс и вул капо пек ные иметаюжис породы, 4 — кристаллические породы докембрийского фундамента, 5 — руднме п?ла, 6 -* контактовые роговики

ными компонентами газово-жидкими растворами. Они возника­ли на протяжении всей истории развитш* земной коры от ранне­го архея до наших дней включительно, К современным аналогам