Вопрос 21 Магматические месторождения

Магматические месторождения формируются в процессе диффе­ренциации металлоносной магмы непосредственно из расплава ультра­основного или щелочного состава. При остывании такого расплава накопление рудообразующих минералов может происходить тремя пу­тями.

Во-первых, магма рудно-силикатного состава при охлаждении распадается на две несмешивающиеся жидкости — рудную и силикат­ную, раздельная кристаллизация которых приводит к обособлению ликвационных магматических месторождений.

Во-вторых, в силикатных магмах металлы могут войти в состав минералов ранней кристаллизации, сконцентрироваться в ней еще до полного отвердения оставшейся части расплава и образовать раннемагматические (сегрегационные, аккумулятивные) месторожде­ния.

В-третьих, в подобного рода силикатных магмах, содержащих по­вышенное количество летучих соединений, металлы и их окислы кри­сталлизуются при более низких температурах, после затвердевания главной массы породообразующих силикатов, из остаточных расплавов. Вследствие этого образуются позднемагматические (гистеромагматические, фузивные) месторождения. Здесь не учитываются очень редкие магматические эффузивные месторождения, к которым относятся: 1) потоки самородной серы из жерл вулканов; 2) потоки магматической лавы четвертичного вулкана Лако в Чили; 3) гематит и магнетит основной массы «рудных порфиров» Холзунского месторож­дения на Алтае.

Таким образом, месторождения магматической группы разделяют­ся на три класса: 1) ликвационный, 2) раннемагматический, 3) позднемагматический. Среди магматических наиболее значительны место­рождения титаномагнетитовых, апатит-магнетитовых и медно-никелевых руд, хромитов, платиноидов, алмазов, некоторых редких элементов (Nb, Та, Zr, Hf), редких земель, апатита и графита.

Условия образования

Преобладающим источником рудообразующих элементов магма­тических месторождений было глубинное вещество подкоровой магмы. Но формировались они в широком диапазоне глубин и давлений от очень больших, отвечающих полям устойчивости алмаза и пиропа на глубине 150 км, до приповерхностных, соответствующих образованию магматических сульфидных медно-никелевых месторождений Норильска на глубине до 1 км. Давление, необходимое для возникновения алма­зов, достигает 5000 МПа.

Температура формирования для разных месторождений этой груп­пы также изменяется от 1500°С, соответствующей экспериментальным условиям получения алмаза, до температуры в 300°С, при которой вы­делялись рудообразующие сульфиды некоторых магматических место­рождений. Причем перепад температур от начала до конца магматического рудообразования мог быть весьма значитель­ным.

Раннемагматические месторождения сложены рудными мине­ралами, выделившимися из кристаллизующейся магмы одновре­менно или несколько раньше породообразующих минералов (оливина, пироксена). Температура образования месторождений 1 000—1 300°.

Скопления рудных минералов наблюдается в этих месторож­дениях в виде относительно небольших тел, имеющих форму гнезд и линзообразных залежей или шлиров. Руды этих место­рождений постепенно переходят в зоны вкрапленников и практически безрудные вмещающие породы.

К раннемагматическим месторождениям относятся некото­рые типы хромитовых (частью с платиной) и титаномагнетитовых месторождений, главным образом вкрапленных руд. Первые из них преимущественно связаны с дунитами, частью норитами.

Раннемагматическими являются также коренные месторож­дения алмазов, связанные с кимберлитовыми трубками, рассеян­ные месторождения колумбита и монацита в гранитах. К этому же типу некоторые исследователи относят и лопаритовые место­рождения в нефелиновых сиенитах.

Важнейшие минералы раннемагматических месторождений: хромиты (MgFe) Сг₂О₄ (содержание в них Сг₂О₃ колеблется от 10 до 65%); платина Pt; алмаз С; перовскит СаТiO₃; лопарит (Na, Са, Се...) (Nb, Ti)O₃; нефелин NaAlSiO₄.

Позднемагматические месторождения залегают преимущест­венно в породах ультраосновного состава, но встречаются они также в сиенитах и щелочных сиенитах.

Этот тип месторождений пользуется несравнимо большим распространением, чем раннемагматические. В них заключены значительные запасы руд хромитов и платины — в ультраосновных породах, титаномагнетитов — в основных породах, апатита и магнетита—в сиенитах, пирохлора (минерала Nb), апатита и нефелина в щелочных породах. Рудные минералы здесь обра­зуются после кристаллизации силикатов и как бы цементируют их. В некоторых случаях рудные минералы выполняют трещины в материнских горных породах, образуя рудные жилы, которые обычно пересекаются жилками дунита и пироксенита. Этот факт является доказательством магматического, а не гидротермально­го происхождения данных рудных тел. Форма рудных тел разно­образная: жилы, штоки, гнезда, пластообразные залежи, зоны вкрапленников. Размеры рудных тел могут быть очень велики: например, апатито-нефелиновые линзы в Хибинах (Кольский п-ов) прослеживаются более чем на 12 км.

Ликвационные месторождения, с которыми связаны значитель­ные концентрации никеля и меди, образуются в результате про­цессов ликвации, т. е. разделения силикатной магмы, содержа­щей сульфиды, на силикатный и сульфидный расплавы. С паде­нием температуры (начиная с 1500°) растворимость сульфидов уменьшается и они выделяются сначала в виде отдельных мел­ких капель и шариков, которые благодаря большому удельному весу погружаются в глубокие зоны магматического очага. Здесь происходит скопление сульфидов с образованием крупных шли­ров. Скопления сульфидов (рудный расплав) могли интрудировать самостоятельно или вместе с силикатной магмой по трещи­нам и сбросам в верхние горизонты уже застывших силикатных пород с образованием жил и залежей сплошных сульфидов.

Теория образования ликвационных месторождений наиболее глубоко разработана советскими учеными. Экспериментально Я- И. Ольшанским доказано, что сульфид железа в силикатном расплаве растворяется до 14% и что растворимость увеличивает­ся по мере повышения температуры расплава и содержания в нем FeO и S. Растворимость сульфидов в силикатном растворе уменьшается (т. е. наступает ликвация) с понижением темпера­туры расплава и увеличением в нем содержания SiO₂, CaO, А1₂Оз и Na₂O.

Применительно к природной обстановке внедрение силикат­ного расплава (содержащего в своем составе сульфиды), напри­мер, в глинистые породы, обогащенные А1₂О₃ и SiО2, будет сопро­вождаться быстрой ликвацией этого расплава.

Ликвационные месторождения залегают среди основных и ультраосновных пород (габбро-нориты, пироксениты и др.) и сложены в основном пирротином, в котором находятся выде­ления халькопирита, пентландита, реже магнетита, кубанита, миллерита. Встречаются в небольших количествах арсениды Pt, сульфиды (пирит, галенит, сфалерит).

Химический и минеральный состав магматических горных пород

В состав магматических пород входят почти все известные хи­мические элементы, но их роль далеко неодинакова. Главнейшими из них являются следующие: О, Si, Al, Fe, Ca, Mg, К, Ва, Ti, H. Это так называемые петрогеккые элементы. По результатам химико-анали­тических исследований химический состав магматических горных пород представляется в следующем виде (табл. 4.1).

Чрезвычайно важным критерием для характеристики магма­тических горных пород является содержание в них кремнекислоты. В пересчете на окисел SiO, ее содержание колеблется в пределах от 25 до 85%. В зависимости от этого критерия магматические породы под­разделяются на следующие пять основных групп:

Ультракислые — SiO₂ более 75%

Кислые-SiO₂ 65...75%

Средние — SiO₇52...65%

Основные — SiO₂ 40...52%

Ультраосновные SiO₂ менее 40%.

В самостоятельную группу выделяются щелочные породы, соответствующие нефелиново-сиенитовой магме. По содержанию SiO₂ эта группа соответствует породам среднего состава.

Классификация магматических горных пород по содержанию в них SiO₂ имеет большое практическое значение. Так, установлено, что по мере уменьшения содержания SiO₂ в глубинных породах окраска от светлой становится темной, возрастает плотность, понижа­ется температура плавления и увеличивается вязкость.

Минеральный состав магматических горных пород также весьма разнообразен. Так, например, граниты состоят из кварца, кислых полевых шпатов, слюд и некоторых других минералов, а такие поро­ды как габбро — из полевых шпатов основного состава, авгита и др. Среди слагающих их минералов различают главные, составляющие основную массу породы, и второстепенные, содержание которых в ней незначительно. Главными породообразующими минералами являются полевые шпаты, кварц, слюды, оливин, пироксены, амфиболы, фельдшпатиды, а второстепенными—апатит, флюорит, рудные минералы и другие. По окраске среди главных минералов условно различают цветные и светлые разновидности. К первым из них относятся амфиболы, оливин, пироксены и биотит, ко вторым — полевые шпаты, кварц, фельдшпатиды. Следует отметить, что в направлении от кислых к ультраосновным породам наблюдается уменьшения содержания светлых и увеличение количества цветных минералов.