Магматические месторождения

По классификации, разработанной А.Н. Заварицким, среди собственно магматических месторождений в зависимости от условий концентрации рудного вещества выделяется несколько генетических типов руд. И при остывании магмы процессы рудообразования могут происходить тремя путями:

- в силикатных магмах металлы могут войти в состав минералов ранней кристаллизации, обособиться в магме до ее полного застывания и образовать месторождение;

- позднемагматические месторождения полезных ископаемых кристаллизуются при более низкой температуре после затвердения силикатной магмы сильно обогащенной летучими;

- и магма рудно-силикатного расплава при охлаждении магматического очага распадается на две несмешивающиеся жидкости – силикатную и рудную. Их раздельная кристаллизация приводит к образованию ликвационных месторождений.

Раннемагматические месторождения полезных ископаемых образуются при высоких температурах порядка 1500°С и очень высоком давлении в магматическом очаге.

При нарушении фазового равновесия и постепенном охлаждении магматического очага одновременно или несколько раньше силикатов из расплава выпадают высокотемпературные минералы. Рудные минералы, выделившиеся первыми, скапливаются в отдельных участках магматического резервуара под действием силы тяжести или конвекционных потоков вязкой магмы. Такая совместная кристаллизация рудных минералов и силикатов характерна для вкрапленных руд. Эти участки по своей макроструктуре не отличаются от вмещающих пород. Только в обогащенных рудными составляющими участках в химическом составе преобладают те или иные компоненты.

Так на раннем этапе фазообразования появляются вкрапленные хромитовые и тита-номагнетитовые руды, минералы платины и некоторые редкоземельные элементы и алмазы.

Количество рудных минералов в породах этого генезиса ограничено. Среди вмещающих пород с хромитами и алмазами встречаются пироксены, оливины, редкоземельные и щелочные минералы. Структурные особенности этих руд, не имеющих четких границ с боковыми породами, затрудняют поиски и оконтуривание участков, обогащенных металлами. Такие месторождения не имеют большого промышленного значения из-за малых запасов и трудности эксплуатации. Они известны на Урале, в Турции, Греции, Норвегии. Наиболее крупным из них является Бушвельдское хромитовое месторождение в Африке.

Месторождения алмазов в настоящее время найдены на всех континентах мира. Все они связаны с кимберлитовыми трубками, расположенными на древних платформах. С минералогической точки зрения кимберлит представляет собой породу с высоким содержанием кремнезема (SiO₂ ~ 45%). Предполагают, что кимберлит образовался с частичным участием в расплаве мантийного вещества. Кимберлиты являются коренными источниками алмазов. Особенно обогащены алмазами верхние части трубок, где порода имеет голубоватый оттенок. Важнейшими спутниками алмазов в кимберлитовых трубках являются минералы пироп (Mg₃Al₂[SiO₄]₃), хромит (FeCr2O₄), магнетит (Fe₃O₄), апатит (Ca₅(PO₄)3F), альменит (FeTiO₃) и силикаты типа пироксенов и оливинов. Сечение кимберлитовых трубок самое различное от нескольких метров до тысячи метров. Они прослеживаются на глубину до одного километра.

Cхема генезиса алмазоносных кимберлитовых трубок по данным В.И. Смирнова состоит в том, что кимберлитовая магма с выделившимися из нес минералами: алмазом, оливином, гранатом, ильменитом могла зародится только в обстановке очень высокого давления на значительной глубине, возможно свыше 100 км, при устойчивой подпитки этих участков магмы углеродом или его соединений.

Затем такая магма с определенным количеством выделившихся в ней минералов поднималась вдоль разломов, находившихся в поле платформы тем выше, чем активнее происходили тектонические деформации горных пород на ее пути. При достижении некоторого уровня давления газовой фазы в кимберлитовой магме, превышающего внешнее давление земной коры, происходил газовый прорыв, сопровождающийся дроблением горных пород, заполняющих внутренние части кимберлитовых трубок. Рассчитано, что в условиях Сибирской платформы такой прорыв кимберлитовым расплавом перекрывающих поверхность Земли пород мог начаться с глубины от 1 до 3-4 км.

Какое количество алмазов формируется на глубине в области зарождения кимберлитовой магмы, сколько их образуется при движении магмы в верхние слои Земли и, главное, происходила ли кристаллизация алмазов в момент газового взрыва пока неизвестно. На земном шаре выявлено свыше 2,000 кимберлитовых трубок, однако количество месторождений с промышленным содержанием алмазов не превышает 3-5%. Среди кимберлитовых трубок известны очень крупные месторождения с запасами алмазов в десятки миллионов карат (карат = 0,2г). Среднее содержание алмазов в них обычно не превышает 0,5 карат на 1 м3 породы. Поиск и нахождение кимберлитовых трубок активно продолжается. Появились сообщения об обнаружении трубок в России, помимо Якутии в Архангельской области. Найдены алмазы и в Канаде.

Формирование позднемагматических месторождений полезных ископаемых обусловлено наличием в магматическом очаге остаточных расплавов, обогащенных газово-жидкими минерализаторами. Все процессы минералообразования происходят уже на стадии затвердевания магмы. Накопление газовой фазы в остаточном магматическом расплаве связано с тем, что при процессах ранней кристаллизации образуются минералы, не содержащие в своем составе газовых составляющих. Следовательно, газовая фаза оказывается в верхних частях магматического очага в областях скопления остаточного расплава. Газово-жидкие растворы, обогащенные полезными металлами, под влиянием внешних динамических воздействий заполняют полости и трещины, образуя позднемагматические месторождения.

Для всех позднемагматических месторождений полезных ископаемых имеются общие характерные признаки: форма рудных тел преимущественно жильная, контакты руды с вмещающими породами всегда резкие. Минералы руд имеют ксеноморфный облик, поскольку образовались в самую последнюю очередь после кристаллизации силикатных минералов. Именно на позднемагматической стадии магматических преобразований вещества магмати-ческого очага сформировались месторождения богатых руд.

К этому типу относятся крупнейшие месторождения хромитовых, титаномагнетитовых, апатит-магнетитовых, апатитовых руд и др.

Руда хромитовых руд сложена хромшпинелидами (Mg, Fe²⁺)(Cr, Al, Fe³⁺)₂O₄. Однако даже в одном месторождении наблюдаются фазы различного состава, которые отличаются друг от друга не только соотношением двух- и трехвалентных металлов, но и их количеством в пределах формулы. Сопутствующими минералами являются оливины, гранаты, хлориты, серпентин и карбонаты.

Известны месторождения хромитов, образовавшихся в различные геологические эпохи. Самые древние архейские (Западная Гренландия), протерозойские (Индия, США, Финляндия), каледонские (Норвегия, ЮАР), герцинские (Урал, Балканы, Турция, Иран) и самые молодые альпийские (Албания, Филиппины, Куба, Новая Каледония).

Запасы хромитовой руды в наиболее крупных месторождениях достигают сотен миллионов тонн. Для металлургических целей разрабатываются высокосортные руды с содержанием оксида хрома выше 45%. В химической промышленности используются руды более низких сортов (35-40%) оксида хрома.

Месторождения титаномагнетитов типичные позднемагматические обособления рудного вещества.

В минералогическом смысле титаномагнетит – это микроструктурные сростки двух минералов магнетита (Fe₃O₄) и ильменита (FeTiO₃), часто в виде распада твердого раствора магнетита с ильменитом. Среди титаномагнетитовых месторождений по данным И.И. Малышева выделяются различные типы руд, каждый из которых приурочен к определенным генетическим разновидностям вмещающих пород. Это ильменит-гематитовые, магнетит-ильменитовые, ильменитовые. В одном и том же рудном комплексе в зависимости от степени окисления ильменитовые руды сменяются ильменит-магнетитовыми и затем гематит-магнетитовыми. В титаномагнетитовых оруденениях кроме перечисленных минералов встречаются: рутил (TiO₂), апатит [Ca₅(PO₄)3F], сульфиды (пирит FeS₂ и пирретин Fe_X-1S), гранаты, типа альмандина Fe₃Al₂[Si₃O₄]₃ или андрадита Ca₃Fe₂[Si₃O₄]₃, амфиболы, хлориты разного состава.

По форме рудных тел это в основном жилы, линзы, гнезда, нередко больших размеров.

Месторождения титаномагнетитовых руд встречаются на большинстве континентов земного шара: Канадский и Балтийский щиты, Норвегия, Швеция, Финляндия, Индия, Австралия, Португалия, ЮАР и Уральские месторождения в России.

Апатит-магнетитовые месторождения магматического происхождения встречаются достаточно редко. Руда состоит из магнетита с примесью апатита (до 15%) и небольших количеств гематита, диопсида, амфибола, турмалина, циркона, биотита, кварца, карбонатов и очень редко сульфидов. Как и большинство позднемагматических месторождений руды образуют линзы, либо жилообразные тела.

Самым большим апатит-магнетитовым месторождением является рудное поле Кирунавара на севере Швеции. Встречаются в Норвегии, США, Мексике, Чили. В России титаномагнетитовые месторождения встречаются на Урале и Алтае.

Уникальным является апатитовое месторождение Хибинского массива (гора Юкспор) на Кольском полуострове. Это было огромное месторождение апатитовых руд с нефелином, эгирином, амфиболом, сфеном и титаномагнетитом. Существует несколько теорий его происхождения. От продуктов дифференциации внутри щелочного магматического расплава до обособления апатитового расплава в результате тектонических подвижек в областях его мобилизации.

Практическое значение всех месторождений позднемагматического цикла достаточно велико в особенности для хромита, титаномагнетита и апатита. Почти вся мировая добыча этих полезных ископаемых производится из позднемагматических месторождений.

Магнетитовые месторождения Шведской Лапландии являются крупнейшими из эндогенных железорудных месторождений на земном шаре. Однако генезис этих руд нередко оспаривается. Ряд ученых считают, что в данном случае это месторождение имеет гидротермальное, а не позднемагматическое происхождение.

Интересным представляется пример излияния чисто магнетитовой лавы во время вулканических извержений. Так в Чили при изучении вулкана Эль Пако обнаружены кратеры с излившейся из них магнетитовой лавы. Магнетитовые потоки мощностью около 20 м образовали пять рудных тел. Содержание железа в руде 50%, запасы исчисляются в 1 млрд.т.

В виде предположения при формировании Качарского железорудного месторождения в Казахстан указывается на образование магнетитовых расплавов, как в самом жерле вулкана, так и в районе секущих трещин.

Собственно магматические месторождения третьего генетического типа возникают в результате ликвации, т.е. отделения рудного расплава от силикатного еще в состоянии жидкой магмы. Современная модель магматической ликвации рассматривается как наиболее вероятный механизм распада первично-гомогенного магматического расплава при охлаждении очага. В течение магматического этапа отделившиеся «капельки» сульфидного расплава опускаются в придонные части резервуара. Сульфидная кристаллизация происходит при температуре 800-600°С после застывания силикатного расплава. Так образуются жильные сульфидные руды. При высоком содержании в магме серы ликвация протекает активно с образованием пирротина и его твердых растворов с сульфидами меди, никеля и других металлов.

В случае формирования месторождений сульфидов на небольшой глубине и, следовательно, при быстром застывании расплава выделившиеся капельки вещества не успевают опуститься на дно и образуют вкрапленные руды.

При медленном остывании рудоносного расплава в глубинных зонах сульфидный расплав концентрируется в виде донных залежей богатых вкрапленных и сплошных руд. В момент тектонических подвижек часть сульфидного расплава может быть отжата из донной в более центральные части массива. Такое расположение сульфидных залежей подтверждается при разведке и разработке рудных месторождений. Нижние рудные горизонты всегда значительно больше обогащены серой, чем верхние.

Сульфиды ликвационных месторождений представлены пиритом, пирротином, халькопиритом и пентландитом. Сопутствующими минералами являются магнетит, титаномагнетит, ильменит, хромит, сернистые соединения платины, сульфиды, содержащие кобальт.

Контакты с вмещающими породами резкие в случае массивных руд и нерезкие в случае вкрапленных. Форма рудных тел пластовые залежи, штоки, гнезда, жилы.

Размеры месторождений часто значительные, особенно это касается вкрапленных руд.

Ликвационные месторождения образуют одну своеобразную медно-никелевую с платиной и кобальтом формацию. Типичные представители этих месторождений в России. Мончегорск на Кольском полуострове, Норильск в низовьях Енисея, Петсамо Печенгской области, Садбери в Канаде, Калгурли в Австралии и др.

Дата добавления: 2015-07-21