В критической зоне выделяются три рудных горизонта: 1) дунитовый с хромшпинелидами и платиноидами, 2) анортозитовый с титаномагнетитами и 3) норитовый с платиноносными сульфидами. В его пределах расположен риф Меренского – горизонт диаллаговых норитов, содержащих линзы хромитов и скопления сульфидов, обогащенных платиной и палладием.

Великая Дайка рассекает весь архейский кратон Зимбабве (ее длина 550 км, ширина 4–12 км) и представляет собой единое интрузивное тело в зоне глубинного раскола. Весь комплекс возник в течение 50 тыс лет. Верхняя часть дайки до глубины 2–4 км имеет горизонтальное, а ниже вертикальное плитообразное залегание. В верхней части отмечается расслоение пород (сверху вниз): 1) габбро, 2) тонкий (0,3 м) горизонт переслаивающихся дунитов, пироксенитов и перидотитов, обогащенный медно-никелевыми сульфидами с платиной, 3) пачка слоистых ультраосновных пород с горизонтами хромитовых руд. Ниже следует безрудная нерасслоенная вертикальная часть интрузива, сложенная ультраосновными породами.

Среди магматических месторождений наиболее значительны месторождения железа, титана, ванадия, хрома, платины, меди, никеля, кобальта, апатита, алмазов, ниобия-тантала, циркония и гафния.

Пегматитовые месторождения

Выделяют две группы пегматитов – магматогенные и метаморфогенные. Магматогенные пегматиты и связанные с ними полезные ископаемые принадлежат к группе позднемагматических образований, формировавшихся на завершающихся стадиях становления массивов и располагающихся близ его кровли. Они связаны с родоначальными интрузивами тождественностью состава. Форма тел пегматитов жило - и гнездообразная, обычно имеют зональное строение, неравномерные размеры зерен минералов и присутствуют в них следы метасоматической переработки первичных минеральных ассоциаций магматического происхождения. Подавляющее количество пегматитов связано с гранитными породами. С другими формациями глубинных изверженных пород пегматиты встречаются реже. Тела пегматитов известны, но не обязательны для перидотитовой, габбровой и плагиогранит-сиенитовой формаций ранних стадий геосинклинального развития. На активизированных платформах пегматиты обнаружены с основными, кислыми и особенно щелочными породами. Гранитные пегматиты разделены А.Е.Ферсманом на пегматиты чистой линии и пегматиты линии скрещения. Первые залегают в гранитах или тождественных породах и не претерпели изменения состава в процессе формирования. Вторые образуются среди других формаций, при этом возникают гибридные пегматиты, ассимилировавшие вещество боковых пород, и десилицированные пегматиты, отдавшие часть своего кремнезема вмещающим породам.

Метаморфогенные пегматиты, формирующиеся на разных стадиях метаморфического преобразования, преимущественно древних докембрийских пород, по особенностям состава соответствуют фациям регионального метаморфизма вмещающих пород.

Преобладающей формой пегматитов являются плитообразные и сложные жилы, реже встречаются линзы, гнезда и трубы. Длина тел пегматитов изменяется от 150 м до 5000 м, при изменении мощности от 50 м до 400 м. Пегматиты формировались на протяжении длительной геологической истории Земли от архейского до альпийского циклов.

Пегматиты формируют региональные пояса от сотен до нескольких тысяч километров (Мамский, Забайкальский, Кольско-Карельский, Раджастанский пояс Индии, Аппалачский, Южно-Африканский и др.). В пределах поясов пегматиты группируются в поля (пучки, узлы), приуроченные к цепочкам интрузивов, положение которых определяется поперечными складчатыми и разрывными нарушениями. По соотношению пегматитов с вмещающими породами выделяют две разновидности: сингенетичные, или шлировые, камерные пегматиты; эпигенетичные или выжатые пегматиты. Первые сформировались на месте скопления остаточных пегматитообразующих продуктов магматического расплава, находятся в материнской породе, у них отсутствуют резкие контакты с вмещающими породами, отсутствует мелкозернистая аплитовая оторочка, овальная форма тел, обилие миароловых пустот. Вторые формируются за пределами остаточного магматического очага для них характерно размещение не только в материнской породе, но за ее пределами, контроль пегматитовых тел тектоническими нарушениями, жильная форма, резкие контакты с вмещающими породами, наличие мелкозернистой аплитовой оторочки, отсутствие миароловых пустот.

Подавляющая масса пегматитов формировалась на значительных глубинах от 1,5-2 и 16-20 км. Ранняя кристаллизация магматического расплава происходит при температуре 1200-900оС, нормальный гранит застывает при температуре немного ниже 1000оС, в присутствии минерализаторов температура может снижаться до 730-640оС. Учитывая совокупность всех данных начальная температура гранитного пегматитового расплава должна быть порядка 800-700оС. В процессе последующего накопления и метасоматического преобразования пегматитообразующих минеральных комплексов, температура постепенно снижалась с последовательным формированием биотита, кварца, мусковита, берилла, последующих выделений кварца и топаза, мориона и аметиста, и заключительных выделений халцедона. Последний формируется в интервале температур 90-55оС.

В минеральном составе пегматитов преобладают силикаты и оксиды. Гранитные пегматиты чистой линии сложены ортоклазом, микроклином, кварцем, альбитом, олигоклазом и биотитом; второстепенные минералы – сподумен, мусковит, турмалин, гранат, топаз, берилл, лепидолит, флюорит, апатит, минералы редких и радиоактивных элементов, редких земель. Гибридные пегматиты, образованные при ассимиляции глиноземистых пород, обогащаются андалузитом, кианитом, силлиманитом.

Пегматиты, ассимилировавшие карбонаты кальция, магния, железа, содержат роговую обманку, пироксены, сфен (титанит), скаполит. Десилицированные пегматиты в ультраосновных и карбонатных породах представлены обычно плагиоклазитами. При пересыщении глиноземом возникают корундовые плагиоклазиты.

Щелочные пегматиты состоят из микроклина, ортоклаза, нефелина или содалита, эгирина, гакманита, натролита, арфведсонита с примесью апатита, анальцима, минералов циркония, титана, ниобия и редких земель.

Пегматиты ультраосновных и основных магм сложены основным плагиоклазом, ромбическим пироксеном (бронзитом), меньше распространены оливин, амфибол, биотит с примесью апатита, граната, сфена, циркона, титаномагнетита, магнетита.

По составу и особенностям внутреннего строения пегматиты разделяются на простые, или недифференцированные, и сложные, или дифференцированные.

Простые гранитные пегматиты состоят из калиевого полевого шпата и кварца.

Сложные гранитные пегматиты имеют разнообразный минеральный состав и зональное строение. В структуре зональных пегматитов выделяются: оболочка, внутренняя часть и неправильные метасоматические скопления. Все они составляют пять главных элементов зональной структуры (Рис. 4).

Рис. 4. Схема текстурно-парагенетических типов пегматитов. По К. Власову.

I – равномернозернистый или письменный, II – блоковый, III - полиодифференцированный, IV – редкометалльного замещения, V – альбит-сподуменовый типы;

1 – гранит; 2 – пегматоидный гранит; 3 – микроклин; 4 – кварц; 5 – контактовые оторочки и зоны мусковит-кварц-полевошпатового состава; 6 – пегматит письменной и гранитной структуры; 7 – блоковая зона; 8 – мономинеральная микроклиновая зона; 9 – кварц-сподумновая зона; 10 – комплексы и зоны замещения; альбит, кварц, мусковит, реликты микроклина, редкометальные минералы (лепидолит, берилл, часто цезиевый, ниобато-танталаты, полихромный турмалин, сподумен и др.).

Первая, внешняя зона сложена тонкозернистой оторочкой мусковит-кварц-полевошпатового состава, обычно несколько сантиметров мощностью. Вторая зона выполнена кварц-полевошпатовой массой письменной и гранитной структуры. Третья состоит из мономинеральной массы или блоков микроклина. Четвертая зона выполнена кварцем и представляет собой кварцевое ядро. Пятая зона не всегда проявлена и не обособляется отчетливо. Она представлена неправильными скоплениями кварца, альбита, мусковита, сподумена и минералов редких металлов, тяготеющих к границе кварцевого ядра и микроклиновой зоне. Такое строение рассматривается, как следствие эволюционного развития пегматитовых тел в процессе их формирования. Развитие может дойти до разных стадий, в связи, с чем могут образовываться пегматиты разной степени дифференцированности.

Среди пегматитовых месторождений выделяются три генетических класса: простые пегматиты; перекристаллизованные пегматиты; метасоматически замещенные пегматиты. Простые пегматиты сложены калий-натровыми полевыми шпатами и кварцем с небольшой примесью слюды. Эти пегматиты разрабатываются для получения комплексного керамического сырья и используются для производства низших сортов изделий фаянсовой и фарфоровой промышленности (Куру-Ваара Мурманской обл.). Такие пегматиты называются также керамическими пегматитами. Пегматиты характеризуются сложной морфологией жильных тел мощностью до нескольких десятков метров и длиной до 800-1000м и более, отличаются достаточно постоянным составом, обеспечивающим хорошее обогащение, являются основным источником низкокалиевых полевошпатовых материалов. Иногда в составе пегматитов встречаются крупные блоковые обособления кварца и микроклина (Рис. 5 Сечение простого пегматита).

Рис. 5. Сечение простого пегматита:

1 – кварцевое ядро; 2 – пегматит письменный структуры; 3 – слюдяная оторочка; 4 – гранит.

Перекристаллизованные пегматиты, как правило, имеют разнозернистую крупно- и гигантозернистую структуру. Такая структура могла сформироваться в результате перекристаллизации исходного вещества жил под влиянием горячих газово-жидких растворов, химический состав которых находился в равновесии с составом ранее выделившихся пегматитообразующих соединений. При перекристаллизации калиевого полевого шпата при гидролизе формируется мусковит (Рис. 6). Из перекристалллизованных пегматитов добывают мусковит (месторождения Чупино-Лоухского района Карелии, Мамского района Иркутской обл.), попутно добывают полевошпатовое сырье, кварц. За границей основными центрами добычи мусковита являются пегматитовые поля Индии и Бразилии. Крупнолистовой мусковит добывается только из пегматитов. По характеру распределения мусковита в жильном теле выделяют жилы с равномерным, зональным и гнездовым распределением. В связи с исключительной значимостью этих пегматитов они называются мусковитовыми пегматитами.

Рис. 6. Сечение перекристаллизованного пегматита жилы 4 Слюдяногорского месторождения. По Г. Кулешову и др. 1 – гнейсы; 2 – среднезернистые пегматиты; 3 – кварц; 4 – мусковит.

Метасоматически замещенные пегматиты в отличие от ранее рассмотренных отличаются перекристаллизацией и метасоматической переработкой в различной степени под воздействием горячих минерализованных растворов, химически неравновесных по отношению к составу первичной пегматитообразующей минеральной массы. Для этого класса характерно наиболее полное зональное строение с метасоматическими преобразованиями и грейзенизацией (Рис. 7). Эти два процесса сопровождаются появлением минералов редких металлов, горного хрусталя, драгоценных камней. Из метасоматически замещенных пегматитов добывают оптический флюорит, драгоценные камни, руды лития, бериллия, цезия, рубидия, реже олова, вольфрама, тория, урана, ниобия, тантала, редких земель. Редкометальная и редкоземельная минерализация в пегматитах вне зависимости от генетической принадлежности их к определенной формации считается метасоматически наложенной. Установлено, что редкометальная минерализация проявляется только в тех пегматитовых полях, которые приурочены к районам распространения аляскитовой формации. Редкоземельная минерализация устанавливается только в пегматитовых полях, расположенных в непосредственной близости от щелочных гранитов или в районах, где каким-либо образом проявлен щелочной метасоматоз, связанный с этими гранитами. В эту группу объединены пегматиты, известные в литературе под названием пегматитов натро-литиевого типа. Внутри группы выделяют следующие рудно-метальные типы: танталито-поллуцитовый, сподуменовый, сподумен-берилло-танталитовый, колумбито-берилловый, берилло-колумбитовый. В тантало-поллуцитовом типе характерными акцессорными минералами являются розовые турмалины, сиреневые литиевые мусковиты, пурпурит, висмутин, бисмутит, литиевые фосфаты, касситерит; в сподуменовом типе – берилл, танталит, колумбит; в сподумен-берилло-танталитовом и колумбито-берилловом типах - мусковит, касситерит, бавенит, бертрандит, арсенопирит, молибденит, иногда флюорит; в берилло-колумбитовом типе – молибденит, флюорит, топаз, базобисмутит, касситерит. Во всех типах присутствуют второстепенные минералы: мусковит, апатит, турмалин, гранат, биотит.

Рис. 7. Сечение метасоматически замещенного пегматита. По Н. Солодову.

1 – наносы; 2–10 – зоны: 2 – блокового кварца, 3 – крупноблокового микроклина, 4 – мелкопластинчатого альбита; 5 – кварц-сподуменовая; 6 – клевеландит-сподуменовая (по внешней периферии этой зоны располагается маломощная зона сахаровидного альбита, не показанная на чертеже из-за его мелкомасштабности), 7 – кварц-мусковитовых гнезд, 8 – крупноблокового микроклина, 9 – гнезд мелкозернистого альбита, 10 - графическая кварц-микроклиновая (местами сильно альбитизированная); 11 – вмещающие породы.

Внутри группы редкоземельных пегматитов выделены: редкоземельно-цериевый и редкоземельно-иттриевый и микроклино-амазонито-гадолинитовый типы пегматитов. В первом типе основным породообразующим минералом является микроклин, редко затронутый процессами амазонитизации. Редкоземельная минерализация приурочена к зонам окварцевания и представлена ортитом и чевкинитом. В редкоземельно-иттриевых пегматитах – абукумалитом, иттротитанитом, фергусонитом, торитом, цитролитом. Характерным акцессорным минералом является магнетит. В микроклино-амзонито-гадолинитовом типе преобладающими породообразующими минералами являются амазонит, микроклин. Редкоземельная минерализация представлена гадолинитом. Постоянным второстепенным минералом является биотит.

Страницы: 1, 2, 3