2.2 Конспекты лекционных занятий

Модуль 1

Лекция 1. Введение. Основные понятия о полезном ископаемом и месторождении полезного ископаемого

Учение о месторождениях полезных ископаемых предоставляет собой геологическую науку. Основным задачами учения являются изучение геологии, условий формирования и закономерностей размещения месторождений полезных ископаемых Выяснение закономерностей размещения месторождений необходимо для геологического прогнозирования и определения рационального направления поисков и разведки новых месторождений. Особое значение это приобретает в настоящее время, когда количество месторождений, выходящих на дневную поверхность Земли, сократилось, и ведутся поиски скрытых глубокозалегающих месторождений.

Полезное ископаемое - природное или техногенное минеральное образование, которое в естественном или переработанном виде используется в практической деятельности человека. Полезные ископаемые по физическому состоянию разделяются на твердые, жидкие и газообразные. К твердым относятся большинство полезных ископаемых, которые применяются как химические элементы, кристаллы, минералы, горные породы. К жидким принадлежат нефть, подземные и поверхностные воды. К газообразным полезным ископаемым относятся горючие газы углеводородного состава и негорючие инертные газы (аргон, гелий, криптон, неон и др.).

Месторождение полезного ископаемого - природное или техногенное скопление минеральных образований, которые по количественным, качественным, технологическим, горнотехническим и географо-экономическим показателям удовлетворяет требованиям промышленности. Различают промышленные и непромышленные месторождения. К промышленным относятся месторождения, которые обеспечивают возможность и экономическую целесообразность их промышленного освоения. Непромышленными являются месторождения, разработка которых нерентабельна при современном состоянии экономики и техники.

По промышленному использованию месторождения полезных ископаемых разделяют на рудные или металлические, нерудные или неметаллические, горючие или каустобилиты и гидроминеральные.

Рудные месторождения подразделяют на месторождения черных, цветных, благородных, радиоактивных, редких металлов и редкоземельных элементов.

Среди нерудных месторождений выделяют месторождения химического, агрономического, металлургического, технического и строительного минерального сырья, драгоценных, поделочных и цветных камней.

Месторождения горючих полезных ископаемых представлены месторождениями нефти, горючих газов углеводородного состава, углей, горючих сланцев, торфа.

Гидроминеральные месторождения представлены подземными и поверхностными бытовыми, техническими и минеральными водами, которые могут содержать ценные элементы (бром, йод, бор, литий и др.) в количестве, достаточном для промышленного извлечения.

Значение полезных ископаемых в экономике и промышленном производстве Казахстана

Казахстан относится к числу стран, богатых полезными ископаемыми. На базе разведанных запросов месторождений полезных ископаемых создан мощный минерально-сырьевой комплекс, в который входят предприятия черный и цветной металлургии, угольной, химической и топливно-энергетической промышленности. Продукция минерально-сырьевого комплекса составляет более 60% от общей промышленной продукции страны. В Казахстане из минерального сырья получают 50 элементов и производят более 70 видов продукции (металлы и их сплавы, концентраты, нефтепродукты, газ и др.).

По количеству и разнообразию минерально-сырьевых ресурсов Казахстан занимает одно из ведущих мест в мире. Республика обладает значительными запасами хрома, марганца, вольфрама, меди, свинца, цинка, урана, нефти и газа.

Минерально-сырьевые ресурсы являются основной экономического и промышленного развития республики Казахстан. В республике созданы значительные мощности по добыче переработке важнейших видов минерального сырья: железа, марганца, хрома, меди, цинка, алюминия, урана, которые позволяют обеспечить внутренние потребности и экспортировать значительную часть товарной продукции. Основной задачей является производство конкурентоспособный продукции.

Минеральные ресурсы являются частью природных ресурсов. В отличие от других видов природных ресурсов (земля, вода, животный и растительный мир) минеральные ресурсы не возобновляются. Рациональное и комплексное использование минеральных ресурсов является основной задачей при промышленном освоении месторождений полезных ископаемых и последующей переработке минерального сырья.

Для укрепления и расширения минерально-сырьевой базы необходимо повышение эффективности геологоразведочных работ и качества подготовки к промышленному освоению разведанных месторождений полезных ископаемых, опережающий рост разведанных запасов полезных ископаемых по сравнению с их добычей и потреблением, геологический контроль за качеством и полнотой использования полезных ископаемых.

Казахстан является перспективным регионом для выявления новых месторождений полезных ископаемых.

Основная литература: 1[5-7],2[6-10,31-37]

Контрольные вопросы

1 Что называется полезным ископаемым?

2 Как разделяются полезные ископаемые по физическому состоянию?

3 Что называется месторождением полезного ископаемого?

4 Как разделяют месторождения полезных ископаемых по промышленному использованию?

5 Какие месторождения полезных ископаемых являются промышленными и непромышленными?

6 Какое значение имеют полезные ископаемые в экономике и промышленным производстве Казахстана?

Лекция 2. Площади распространения полезных ископаемых

Рудоносные площади различных размеров разделяются на провинции, области, бассейны, рудные пояса, рудные районы, поля, месторождения, рудные (рудоносные) зоны, рудные тела (залежи).

Провинции полезных ископаемых представляют крупные структуры земной коры (платформы, складчатые пояса, дно морей и океанов) с размещенными в них месторождениями полезных ископаемых. Провинции полезных ископаемых: Балхашская, Кокшетауская, Торгайская, Уральская, дна Тихого и Индийского океанов. В Южном Казахстане расположены Шу-Сарысуйская и Сырдарьинская ураноносные провинции. Выделяют металлогенические, угленосные и нефтегазоносные провинции. Металлогенические провинции занимает площади порядка сотен тысяч – нескольких миллионов квадратных километров.

Область полезных ископаемых является составной частью провинции и характеризуется определенными рудными формациями и типами месторождений полезных ископаемых.

Области полезных ископаемых приурочены к тектоническим структурам первого порядка (антиклинории, синклинории, антеклизы, синеклизы и др.).

Металлогенические области занимают площади порядка десятков тысяч, реже нескольких сотен тысяч квадратных километров. Примеры металлогенических областей: Криворожская и Керченская железорудные области, Приаргунская свинцово-цинковая область.

Бассейны полезных ископаемых представляют собой области распространения пластовых месторождений полезных ископаемых (угля, солей, нефти). Площади бассейнов полезных ископаемых составляют от сотен до несколько сотен тысяч квадратных километров. Примеры бассейнов полезных ископаемых: Карагандинский, Экибастузский, Донецкий, Подмосковный угольные бассейны.

Рудные пояса – рудоносные площади линейно вытянутой формой. Они приурочены к глубинным, разломам, зонам субдукции и рифтам. Рудные пояса имеют сотни километров в длину, иногда до 1000-1500км. К рудным поясам приурочены месторождения определенных типов и рудных формаций. Например, Рудноалтайский полиметаллический пояс, Калба–Нарымский редкометалльный пояс и др.

Рудный район - средняя по размерам рудоносная площадь изометричной или не правильной формы. Рудные районы представляют собой составную часть области или рудного пояса.

Рудные районы характеризуются образованием месторождений полезных ископаемых определенных рудных формаций.

Рудные районы представляют рудоносные площади длиной и шириной в несколько десятков километров. Площади рудных районов составляют сотни и тысячи квадратных километров. Примеры рудных районов в Рудноалтайском полиметаллическом поясе: Зыряновский, Лениногорский, Прииртышский, Змеиногорский, Рубцовский.

В пределах рудных районов выделяют рудные поля и месторождения.

Рудное поле представляет локальную рудоносную площадь, в пределах которой расположены пространственно сближенные и генетически родственные месторождения. Количество месторождений, входящих в рудное поле различно.

Рудные поля приурочены к локальным геологическим структурам, к благоприятным для рудоотложения вмещающим породам или рудоносным интрузивным массивам. Площади рудных полей имеют размеры от нескольких до десятков квадратных километров. Примеры рудных полей на Рудном Алтае: Камышинское, Николаевское, Орловское, Шемонаихинское, Гусляковское, Лениногорское, Тищинское, Зыряновское, Греховское, Малеевско-Путинцевское. В состав рудного поля могут входить несколько месторождений и в некоторых случаях одно месторождение.

В пределах рудного поля могут находиться различные по составу руд месторождения. Например, медные и полиметаллические месторождения на Кафанском рудное поле в Армении.

Месторождение полезного ископаемого представляет локальную рудоносную площадь (участок рудного поля), на которой находятся пространственно сближенные генетически родственные и структурно связанные рудные тела. Рудоносная площадь месторождения составляет несколько квадратных километров, редко десятки квадратных километров. Месторождение обычно представлено несколькими рудными телами.

Рудная (рудоносная) зона – линейно вытянутая площадь с размерами по длине от сотен метров до нескольких километров. Выделяемые в пределах рудных полей и месторождений рудные зоны представляют локальные рудоносные структуры, в которых находятся одно или несколько рудных тел. Рудные зоны могут быть приурочены к разрывным нарушениям, зонам повышенной трещиноватости и рассланцевания, линейным складкам с благоприятными для рудоотложения литологическими горизонтами пород.

Рудное тело – локальное образование полезного ископаемого среди вмещающих пород. Размеры рудных тел колеблются в широких пределах по простиранию и падению от десятков до сотен метров и нескольких километров.

Основная литература: 1[16-17],2[51-52]

Контрольные вопросы

1 Какие выделяются рудоносные площади?

2 Какие рудоносные площади называют провинции полезных ископаемых?

3 Какие рудоносные площади представляют области и бассейны полезных ископаемых?

4 Какие рудоносные площади называют рудными поясами?

5 Какие рудоносные площади относятся к рудным районам?

6 Какие рудоносные площади называют рудными полями?

Лекция 3. Геологические структуры месторождений полезных ископаемых

Геологическая структуры месторождений представляют совокупность структурных элементов, определяющих структурно-геологическое положение месторождения, пространственное размещение, условия залегания и морфологию рудных тел. Структура месторождения характеризует геологическое строение месторождения и определяет геолого- структурные закономерности локализации оруденения в пределах месторождения.

Структурными элементами геологических структур месторождений являются складки, разрывные нарушения, трещины, экструзивные, субвулканические и интрузивные тела, вулканические жерла, кальдеры, трубки взрыва и др.

Геологические структуры месторождений формируются в результате различных геологических процессов и часто являются полигенными и полихронными образованиями. По происхождению выделяются тектоногенные, тектоно–магматогенное, тектоно-метаморфогенные и тектоно-экзогенные структуры месторождений.

Тектоногенные структуры образовались в результате тектонических деформаций. Основными тектоническими структурными элементами является складки, разрывные нарушения и трещины. Тектонические структуры определяют структурно-геологическое положение постмагматических и гидротермальных месторождений.

Тектоно-магматогенные структуры образовались в результате магматических процессов и тектонических движений. Эти рудоносные структуры разделяются на плутоногенные и вулканогенные. Плутоногенные структуры являются тектоно-плутоническим образованиями и формирование их связано с интрузивным магматизмом. К плутоногенным структурам приурочены магматические, пегматитовые, карбонатитовые, скарновые, альбитовые, грейзеновые и плутоногенные гидротермальные месторождения. Вулканогенные структуры образовались в процессе вулканизма. Вулканические и вулкано-тектонические структуры определяют структурно-геологическое положение и закономерности размещения вулканогенных месторождений.

Тектоно-метаморфогенные структуры развиты среди метаморфических комплексов пород представлены антиформными и синформными складками, складками течения и зонами дислокационного метаморфизма. К тектоно-метаморфогенным структурам приурочены главным образом метоморфогенные месторождения, а также некоторые магматогенные месторождения.

Тектоно-экзогенные структуры образовались в результате экзогенных процессов и тектонических движений. Они представлены денудационными, эрозионными и прибрежно-морскими структурами, конседиментационными депрессиями и поднятиями. Тектоно-экзогенные структуры определяют геологическое строение и закономерности размещения месторождений выветривания, россыпных и осадочных месторождений.

Формирование геологических структур месторождений было длительным и происходило в дорудное время, в период рудообразования и послерудное время. В истории развития структур месторождений выделяют дорудный, рудный и послерудный этапы.

Дорудные структуры и структурные элементы, определяющие пути движения рудоносных растворов, разделяются на рудоподводящие, рудораспределяющие и рудовмещающие. Рудоподводящими каналами обычно являются крупные разломы. Рудораспределяющими служат структурные элементы, по которым рудоносные растворы направлялись в места рудоотложения. В качестве рудораспределяющих структур рассматриваются разрывные нарушения или водопроницаемые пласты. Рудовмещающими (рудолокализующими ) являются структуры, в которых находятся рудные тела.

Рудоконтролирующие структуры определяют закономерности размещения и структурно–геологическое положение месторождений. Среди рудоконтролирующих структур выделяют рудоподводящие, рудораспределяющие и рудовмещающие.

Основная литература: 1[285-317],2[398-400]

Контрольные вопросы

1 Что понимается под геологической структурой месторождения?

2 Какие структуры является рудоконтролирующими?

3 Какие месторождения приурочены к тектоногенным структурам?

4 Какие месторождения приурочены к тектоно-магматогенным структурам?

5 Какие месторождения приурочены к тектоно-метаморфогенным структурам?

6 Какие месторождения приурочены к тектоно-экзогенным структурам?

Лекция 4. Формы рудных тел, условия их залегания и внутреннее строение

Рудные тела представляют собой локальное скопление полезного ископаемого среди вмещающих пород.

Изучение форм рудных тел необходимо для проведения поисков и разведки месторождений, подсчета запасов полезных ископаемых, определения способов разработки месторождений и выяснения условий формирования месторождений и рудных тел.

Форма рудных тел определяется геологическими условиями образования месторождений. Знание генетического типа месторождения дает возможность предполагать о форме рудных тел.

По условиям залегания среди вмещающих пород рудные тела могут быть согласные и секущие. По форме рудные тела разделяются на морфологические группы и типы (таблица 7).

Таблица 7

Морфологические группы и типы рудных тел

Морфологические группы рудных тел	Морфологические типы рудных тел
Изометричные	1. Штоки 2. Штокверки 3. Гнезда 4. Карманы и почки
Плитообразные	1. Рудные пласты и пастообразные залежи 2. Линзы и линзообразные залежи 3. Жилы и жилообразные залежи 4. Седловидные залежи
Столбообразные (или трубообразные)
Рудные тела неправильной (или комбинированной) формы

Изометричные рудные тела имеют равновеликие размеры во всех трех направлениях в пространстве.

Штоки - крупные изометричные рудные тела, сложенные в основном сплошными рудами. Размеры штоков составляют десятки и сотни метров.

Штокверки обычно имеют изометричные формы, но встречаются линейно вытянутые штокверковые зоны и штокверки неправильной формы. Внутреннее строение рудных штокверков определяется системой разноориентированных рудных прожилков и вкрапленностью рудных минералов. Штокверковые рудные тела имеют большие размеры (сотни и тысячи метров).

Гнезда - изометричные рудные тела небольших размеров от нескольких метров до 10м.

Карманы и почки - мелкие рудные образования с размерами до десятков сантиметров.

Плитообразные рудные тела имеют два больших размера (длину и ширину) и третий (мощность) небольшой.

Рудные пласты представляют собой согласные плитообразные рудные тела, характерные для осадочных месторождений. Они могут иметь длину и ширину до нескольких километров и десятков километров. Мощность рудных пластов от первых метров до десятков и иногда сотен метров. Рудные пласты могут иметь простое и сложное строение. Простые пласты имеют однородное строение. Сложные пласты состоят из чередующихся рудных и безрудных прослоев, богатых и бедных прослоев руды.

Пластообразные залежи отличаются от рудных пластов меньшими размерами (длиной и шириной) и меньшей выдержанностью по мощности.

Линзы и линзообразные залежи – рудные тела линзовидной формы. Размеры их десятки – сотни метров по длине и ширине, мощность от нескольких метров до десятков метров.

Жилы и жилообразные залежи представляют собой рудные тела, образованные в разрывных нарушениях и трещинах. По морфологии и строению среди жильных рудных тел выделяются простые и сложные жилы, линзовидные, сетчатые, лестничные, камерные, оперенные. Размеры жил от первых метров до сотен метров и нескольких километров. Мощность рудных жил изменяется от сантиметров до нескольких метров, иногда до десятков метров.

Седловидные залежи приурочены замковым (сводовым) частям антиклинальных складок и представляют собой согласные рудные тела изогнутой (седловидной) формы. Ширина этих рудных тел небольшая, а длина по простиранию значительная.

Столбообразные (или трубообразные) рудные тела имеют один большой размер, а два других в плоскости перпендикулярной к первому измерению значительно меньше. Типичными представителями этой группы являются алмазоносные кимберлитовые трубки.

Рудные тела неправильной (или комбинированной) формы образуются в результате сочетания простых форм рудных тел или когда они имеют неправильную конфигурацию среди вмещающих пород.

Положение рудных тел в пространстве определяется азимутом простирания, падения и углом падения. Рудные тела могут изменять свое залегание на коротких расстояниях, из согласных переходят в секущие, из крутопадающих в пологие. Нередко рудные тела (рудные жилы, столбообразные рудные тела) бывают наклонены в плоскости их падения от направления линии падения. Для определения пространственного положения этих рудных тел необходимы структурные элементы их залегания – угол склонения и угол погружения (скатывания).

Основная литература: 1[285-317],2[398-400]

Контрольные вопросы

1 Какие выделяются морфологические группы рудных тел?

2 Назовите морфологические типы рудных тел изометричной формы?

3 Назовите морфологические типы рудных тел плитообразной формы?

4 Какие рудные тела называют штоками?

5 Какие рудные тела называют штокверками?

6 Что понимается под рудными пластами и платообразными залежами?

7 Что понимается под линзами и линзообразными залежами?

8 Что понимается под жилами и жилообразными залежами?

9 Что такое столбообразные (или трубообразные) рудные тела?

10 Какими структурами элементами залегания определяется пространственное положение рудных тел?

Лекция 5. Минеральный и химический состав руд. Текстуры и структуры руд

Вещественный состав руд определяется их минеральным и химическим составом.

Изучение минерального и химического состава руд необходимо для определения их качества, содержания в них полезных компонентов и вредных примесей.

Руда - природное или техногенное минеральное образование, из которого технологическое возможно и экономически целесообразно извлекать полезное компоненты.

Руды обычно состоит из рудных и нерудных минералов. Рудные минералы содержат полезные компоненты. Название руды определяется по минеральному или химическому составу. Различают простые и сложные (или комплексные ) по составу руды. Из простых руд извлекают один полезный компонент. Из сложных (или комплексных) руд получают несколько полезных компонентов.

Текстуры и структуры руд определяются условиями образования месторождений, этапностью и стадийностью рудообразующего процесса, способом рудоотложения и вторичными процессами изменения руд. Структуры и текстуры руд различны для разных по генезису месторождений. Для каждого генетического типа месторождений характерны определенные текстуры и структуры руд.

Текстуры и структуры руд характеризуют внутреннее строение рудных тел и пространственное распределение рудных минералов и минеральных агрегатов.

Изучение текстурно-структурных особенностей руд имеет важное значение для разработки схемы опробования и технологии переработки руд. Выяснение возрастных взаимоотношений минералов и минеральных агрегатов позволяет получить необходимые данные об условиях образования руд, последовательности минералообразования, стадийности рудообразования и генезиса месторождения.

Структура руды определяется формой, размером и способом сочетания отдельных минеральных зерен или их обломков. Морфологической единицей структуры является минеральное зерно. Детальное изучение структур руд производится при микроскопических исследованиях в полированных шлифах (аншлифах). При макроскопическом изучении руд в зависимости от размеров минеральных зерен выделяют крупнозернистую (более 5 мм), среднезернистую (1-5 мм), мелкозернистую (0,5-1 мм) и тонкозернистую (менее 0,5 мм) структуры.

Текстура руд определяется пространственным взаиморасположением минеральных агрегатов, отличающихся по составу, форме, размерам, структуре и физическому состоянию. Морфологической единицей текстуры является минеральный агрегат, состоящий из закономерного сочетания минеральных зерен.

Для изучения макротекстур руд в штуфных образцах выявляют минеральные агрегаты, слагающие руду, определяют формы проявления минеральных агрегатов в руде (полосы, пятна, прожилки), характерные для каждого минерального агрегата. При проведении текстурно-структурного анализа руд надо выяснить взаимоотношения рудных минеральных агрегатов с вмещающими породами (минеральными агрегатами, не содержащими рудных минералов).

Форма, размер и способы сочетания рудных минеральных агрегатов с другими минеральными агрегатами в руде будут характеризовать морфологические группы и типы текстур руд (полосчатая макротекстура, пятнистая макротекстура, прожилковая макротекстура и др.).

Текстуры руд разделяются на следующие группы: массивная, пятнистая, полосчатая, прожилковая, сфероидальная, почковидная, дробления, пустотная, каркасная, порошковатая. В каждой группе выделяются текстурные типы руды, характерные для различных генетических классов месторождений. Классификация текстур руд и сравнительная характеристика текстурных типов руд эндогенных, экзогенных и метаморфогенных месторождений приведена в таблице 8.

Полосчатые текстуры могут наблюдаться в рудах магматических, гидротермальных и метаморфогенных месторождений.

Слоистые и оолитовые текстуры руд характерны для осадочных месторождений.

Крустификационные и кокардовые текстуры наблюдаются в рудах постмагматических месторождений и свидетельствуют о рудоотложении в открытых трещинах и полостях на небольшой глубине и при малом внешнем давлении.

Колломорфные (почковидные) текстуры руд указывают на рудообразование из коллоидных растворов.

Сланцеватые и плойчатые текстуры руд являются признаком динамометаморфизма и характерны для метаморфогенных месторождений.

Пористые, кавернозные, корковые, натечные и сталактитовые текстуры руд, сложенные гипергенными (супергенными) минералами (гидроокислы железа, азурит, малахит, англезит, церуссит, смитсонит) указывают на процессы выветривания и окисления руд.

В рудах могут наблюдаться сложные комбинированные текстуры. Руда может характеризоваться проявлением нескольких морфологических типов текстур, обусловленных определенными формами, пространственной ориентировкой, размерами, составом и структурой.

Для выяснения генетической группы структур руд необходимо выявить и изучить при микроскопических исследованиях формы минеральных выделений (идиоморфная, гипидиоморфная, аллотриоморфная) и их внутреннюю структуру (зональная, двойникования, пластинчатая) в рудных минеральных агрегатах. Генетический тип руды определяется текстурами, которые проявились в руде наиболее широко и хорошо выявляются при макроскопическом изучении руды.

Таблица 8

Классификация текстур руд (по С.А. Вахромееву с дополнениями и изменениями)

Текстурные группы руд	Текстурные типы руд
	Магматиче-ские месторож-дения	Постмагмати- ческие месторож-дения	Месторож-дения выветрива-ния	Осадочные месторож-дения	Метаморфо-генные месторож-дения
1	2	3	4	5	6
Массивная	Массивная	Массивная		Массивная	Массивная
Пятнистая	Такситовая (шлировая) Вкрапленная	Пятнистая Вкрапленная		Вкрапленная	Вкрапленная
Полосчатая	Полосчатая Крустифика- Ционная Гребенчатая	Полосчатая Крустифика- Ционная Гребенчатая	Полосчатая Гребенчатая	Слоистая Линзовидная	Полосчатая Сланцеваятая Плойчатая
Прожилковая	Прожилковая	Прожилковая	Прожилковая		Прожилковая
Сфероидаль-ная	Нодулярная Друзовая	Кокардовая Друзовая Жеодовая	Конкрецион-ная Секреционная	Конкрецион-ная Оолитовая Конгломера- товая
Почковидная		Колломорф-ная (почко- видная)	Колломорф-ная (почко- видная)
Дробления	Брекчиевая Брекчиевид-ная	Брекчиевая Брекчиевид-ная	Брекчиевая Брекчиевид-ная	Брекчиевая	Брекчиевая Брекчиевид-ная
1	2	3	4	5	6
Пустотная			Пористая Кавернозная
Каркасная			Губчатая Ячеистая Ящичная
Порошкова-тая			Порошкова-тая Землистая

Основная литература: 1[285-317],2[398-400]

Контрольные вопросы

1.Что называется рудой?

2. Что понимается под текстурой руды?

3. Какие текстуры руд характерны для магматических месторождений?

4. Какие текстуры руд характерны для постмагматических месторождений?

5. Какие текстуры руд характерны для осадочных месторождений?

6. Какие текстуры руд характерны для метаморфогенных месторождений?

7. Какие текстуры руд характерны для месторождений выветривания?

8. Что понимается под структурной руды?

9. Назовите макроструктуры руд?

Лекция 6. Генетическая классификация месторождений полезных ископаемых

Генетические классификации месторождений основаны на условиях образования месторождений. Генезис месторождений определяется по закономерной связи рудообразования с геологическими процессами.

Генетические классификации месторождений имеют большое значение для геологического прогнозирования и рационального направления поисковых и разведочных работ.

В настоящее время общепринятой является генетическая классификация месторождений полезных ископаемых, предложенная В.И.Смирновым (таблица 9).

Месторождения полезных ископаемых разделяются на три серии: эндогенную, экзогенную и метаморфогенную. Каждая серия в свою очередь подразделяется на группы, классы и подклассы.

Эндогенные (магматогенные) месторождения по условиям образования связаны с эндогенными геологическими процессами глубинных частей Земли. К эндогенным относятся магматогенные месторождения, формирование которых связано с магматическими и постмагматическими процессами. В эндогенной серии выделяются семь групп месторождений: магматическая, карбонатитовая, пегматитовая, альбитит–грейзеновая, скарновая, гидротермальная, колчеданная.

Экзогенные (поверхностные, гипергенные, седиментогенные) месторождения по условиям образования связаны с геологическими процессами, происходившими на поверхности и в приповерхностной зоне Земли.

Таблица 9

Генетическая классификация месторождений полезных ископаемых

Серия	Группа	Класс	Подкласс
1	2	3	4
Эндогенная (магматогенная)	Магматическая	Ликвационный Раннемагматический Позднемагматический
	Карбонатитовая	Магматический Метасоматический Комбинированный
	Пегматитовая	Простые пегматиты Перекристаллизованные пегматиты Метасоматически замещенные пегматиты
	Альбитит- грейзеновая	Альбититовый Грейзеновый
	Скарновая	Известковых скарнов Магнезиальных скарнов Силикатных скарнов
	Гидротермаль-ная	Плутоногенный Вулканогенный Амагматогенный (телетермальный, стратиформный)
	Колчеданная	Гидротермально-метасоматический Гидротермально-осадочный Комбинированный
Экзогенная	Выветривания	Остаточный Инфильтрационный
	Россыпная	Элювиальный Делювиальный Пролювиальный
		Аллювиальный	Косовой Русловой Долинный Террасовый Дельтовый
		Литоральный	Озерный Морской Океанический
		Гляциальный	Моренный Флювиогляциальный
	Осадочная	Механический Химический Биохимический Вулканогенно-осадочный
1	2	3	4
Метаморфогенная	Метаморфизо-ванная	Регионально-метаморфизованный Контактово-метаморфизованный
	Метаморфиче-ская

Экзогенные месторождения формировались в результате процессов выветривания и вследствие механической, химической и биохимической дифференциации минерального вещества под влиянием солнечной энергии. В экзогенной серии выделяются три группы месторождений: выветривания, россыпная, осадочная.

Метаморфогенные месторождения образовывались в глубинных зонах земной коры под воздействием высоких давлений и температур. В метаморфогенной серии выделяют две группы месторождений: метаморфизованную и метаморфическую.

Основная литература: 1[32-36],2[52-55]

Контрольные вопросы

1 По каким признакам проводится генетическая классификация месторождений?

2 Как образовались эндогенные месторождения?

3 Как образовались экзогенные месторождения?

4 Как образовались метаморфогенные месторождения?

5 Какие генетические группы месторождений относятся к эндогенным образованиям?

6 Какие генетические группы месторождений относятся к экзогенным образованиям?

7 Какие генетические группы месторождений относятся к метаморфогенным образованиям?

Лекция 7. Магматические месторождения

Магматические месторождения образуются в процессе дифференциации и кристаллизации рудоносной магмы при высокой температуре (1500-800⁰С), высоком давлении и на значительных глубинах (3-5 км и более).

Магматические месторождения пространственно и генетически связаны с интрузивными массивами ультраосновного, основного и щелочного состава. Эти месторождения находятся среди дифференцированных интрузивных массивов. Вещественный состав руд магматических месторождений зависит от состава материнских интрузивных пород. Месторождения хромитов, платины и алмазов связаны с ультраосновными породами, титаномагнетитовые и сульфидные медно-никелевые месторождения ассоциированы с основными и ультраосновными породами, нефелин-апатитовые и редкоземельные месторождения приурочены к щелочным породам.

Магматические месторождения образуются на платформах и в геосинклинальных областях. Большинство месторождений располагаются на платформах и связаны с глубинными разломами и зонами тектоно-магматической активизации.

Геологический возраст магматических месторождений различный. Известны протерозойские, каледонские, герцинские, раннемезозойские и альпийские месторождения.

Промышленное значение магматических месторождений значительное. В магматических месторождениях заключены основные запасы алмазов, хромитов, апатита и титаномагнетитовых руд, из них получают около 90% платины, на их долю приходится около 60-70% никеля. При переработке руд магматических месторождений из них попутно извлекают медь, золото, кобальт, ванадий, селен, теллур и др.

Магматические месторождения в зависимости от условий образования и дифференциации рудоносных магматических расплавов подразделяются на следующие классы: 1) раннемагматические, 2) позднемагматические, 3) лик-вационные.

Раннемагматические месторождения формируются на ранней стадии кристаллизации магмы. При остывании и кристаллизационной дифференциации магматических расплавов высокотемпературные рудные минералы (алмаз, платина, хромит, циркон, монацит и др.) выделяются раньше или одновременно с силикатными минералами. Образование этих месторождений связано с процессами гравитации и аккумуляции рудных минералов в силикатном расплаве, в результате чего образуются участки, обогащенные рудными минералами.

Для раннемагматических месторождений характерны следующие признаки:

1) вкрапленные текстуры и кристаллическизернистые структуры руд;

2. постепенный переход между рудой и вмещающей породой;

3) неправильная форма рудных тел в виде гнезд, линз, пластообразных залежей.

Раннемагматические месторождения представлены алмазоносной кимберлитовой, хромитовой и лопаритовой рудными формациями.

К раннемагматическим месторождениям относятся месторождения алмазов в кимберлитовых трубках Якутии, Южной Африке и др., месторождения хромитов Бушвельдское и Великая дайка в Южной Африке, Ключевское месторождение на Урале, редкоземельное месторождение Ловозерское на Кольском полуострове.

Позднемагматические месторождения формируются в поздние стадии процесса кристаллизации магмы. В результате кристаллизационной дифференциации магмы образуется остаточный рудный расплав, насыщенный летучими компонентами (минерализаторами). Присутствие минерализаторов в магме понижает температуру кристаллизации рудных минералов, уменьшает вязкость и повышает подвижность магматического расплава. Кристаллизация рудоносной магмы начинается с выделения силикатных породообразующих минералов, а рудное вещество и летучие компоненты накапливаются в остаточном рудном расплаве. Кристаллизация этого остаточного рудного расплава приводит к образованию позднемагматических месторождений.

Для позднемагматических месторождений характерны следующие признаки:

1) эпигенетический характер рудных тел, представленных жилами, линзами и трубообразными телами;

2) преобладание массивных руд над вкрапленными и прожилково-вкрапленными рудами;

3) контакты рудных тел с вмещающими породами обычно четкие, резкие;

4) сидеронитовая структура руд.

Позднемагматические месторождения представлены хромитовой, титаномагнетитовой, апатит-магнетитовой и апатит-нефелиновой рудными формациями.

К позднемагматическим месторождениям относятся хромитовые месторождения Кемпирсайские в Западном Казахстане, Сарановское на Урале, титаномагнетитовые месторождения Кусинское, Гусевогорское, Качканарское на Урале, платиновое месторождение Бушвельдское в Южной Африке, апатит-магнетитовое месторождение Лебяжинское на Урале, апатит-нефелиновое месторождение Хибинское на Кольском полуострове.

Ликвационные месторождения образуются в процессе ликвации и разделения рудно-силикатной магмы на рудный (сульфидный) и силикатный расплавы. При понижении температуры растворимость сульфидов уменьшается и однородный магматический расплав начинает разделяться на сульфидный и силикатный расплавы. Причиной ликвации магматического расплава может быть ассимиляция магмой боковых (вмещающих) пород, нарушающих химическое равновесие. Геохимическими факторами, влияющими на ликвацию сульфидного расплава, являются концентрация серы, состав силикатной магмы и содержание в ней железа, магния, кремния и халькофильных элементов.

К ликвационным относятся сульфидные медно-никелевые месторождения. Главными рудными минералами являются пирротин, халькопирит, пентландит. Второстепенные и редкие минералы представлены магнетитом, кубанитом, талнахитом, и платиноидами. Руды имеют массивную, брекчиевую, вкрапленную и прожилков-вкрапленную текстуры. Для сингенетических руд характерны вкрапленные текстуры и для эпигенетических руд - массивные, брекчиевые и прожилково-вкрапленные текстуры. Форма рудных тел пластообразная, линзовидная и жильная.

Ликвационные месторождения относятся к халькопирит-пентландит-пирротиновой формации.

Типичными представителями ликвационных месторождений являются сульфидные медно-никелевые месторождения Садбери в Канаде, Монча-Тундра и Печенга на Кольском полуострове, Норильское, Октябрьское и Талнахское в Восточной Сибири. В Казахстане известны месторождения Южный Максут и Камкор.

Основная литература: 1 [51-66], 2 [59-81]

Контрольные вопросы

1. Как образуются магматические месторождения?

2. Как образуются ликвационные месторождения?

3. Как образуются раннемагматические месторождения?

4. Как образуются позднемагматические месторождения?

5. Какие полезные ископаемые характерны для ликвационных месторождений?

6. Какие полезные ископаемые характерны для ранне- и позднемагматических месторождений?

7. Какое промышленное значение имеют магматические месторождения?

Лекция 8. Пегматитовые месторождения

Пегматиты представляют своеобразные геологические образования по минеральному составу, структуре и генезису. Среди пегматитов выделяются магматогенные и метаморфогенные образования.

Пегматиты образуются при температуре 700-200⁰ С и высоком давлении. Глубина образования пегматитов от 1,5-2 до 16-20 км

Пегматитовые месторождения широко распространены и встречаются в докембрийских метаморфических толщах на платформах, щитах и в фанерозойских складчатых областях.

Возраст пегматитовых месторождений от архейских до альпийских.

Пегматитовые месторождения обычно представлены не одиночными пегматитовыми жилами, а образуют пегматитовые поля и пояса, в составе которых насчитываются десятки, сотни и тысячи пегматитовых тел.

Пегматитовые тела имеют простую и сложную форму. В морфологическом отношении пегматитовые поля разнообразны и среди них встречаются жилы, линзы, плитообразные, трубообразные и неправильной формы тела. Размеры пегматитовых тел от нескольких метров до десятков и сотен метров, иногда до первых километров.

Пегматитовые тела залегают среди материнских интрузий и во вмещающих породах.

Пегматитовые месторождения характеризуются широким развитием минералов, содержащих летучие компоненты и редкие элементы, крупнокристаллическими и блоковыми структурами, проявлением письменных (графических) структур, зональным внутренним строением пегматитовых тел.

Минеральный состав пегматитов сходен с интрузивными породами, с которыми они пространственно и генетически связаны, но пегматитообразующие минералы имеют более крупнокристаллическую структуру и в пегматитах присутствуют минералы, содержащие летучие компоненты и редкие элементы.

Наиболее широко распространены и хорошо изучены гранитные пегматиты, реже встречаются пегматиты щелочных, еще реже основных и ультраосновных пород.

Гранитные пегматиты А.Е.Ферсманом разделяются на два класса:

1) пегматиты чистой линии; 2) пегматиты линии скрещения. Последние подразделяются на гибридные и десилицированные пегматиты.

Гранитные пегматиты чистой линии образуются и залегают в гранитах или аналогичных по составу породах. Гранитные пегматиты чистой линии состоят из полевых шпатов (микроклин, ортоклаз, альбит, олигоклаз), кварца и слюд (биотит, мусковит), а также в них присутствуют и концентрируются сподумен, берилл, топаз, турмалин, флюорит, лепидолит, минералы редких элементов и редких земель (колумбит, танталит, ортит, монацит, пирохлор и др.).

Пегматиты линии скрещения образуются в том случае, когда кислый пегматитовый расплав внедряется во вмещающие породы основного, ультраосновного или карбонатного состава. При этом происходит химическая реакция между пегматитовым расплавом и вмещающими породами, сопровождающаяся привносом кальция и магния и выносом калия, кремнезема и летучих компонентов, а в пегматите накапливается глинозем. Гибридные пегматиты изменяют свой состав в зависимости от состава ассимилируемых пород и содержат такие минералы как андалузит, кианит, силлиманит, пироксен, роговую обманку.

Десилицированные пегматиты в ультраосновных и карбонатных породах характеризуются значительным выносом кремнезема и представлены обычно плагиоклазитами.

По составу и внутреннему строению гранитные пегматиты разделяются на простые (недифференцированные) и сложные (дифференцированные). Простые (недифференцированные) гранитные пегматиты характеризуются однородным строением и состоят из кварца и полевых шпатов. Сложные (дифференцированные) и метасоматически замещенные пегматиты имеют более разнообразный и неоднородный минеральный состав, а также характеризуются зональным строением пегматитовых тел.

В гранитных пегматитах наблюдаются следующие зоны: 1) внешняя аплитовая зона; 2) зона письменного гранита; 3) пегматоидная зона; 4) кварцевой ядро в центральной части.

В десилицированных пегматитах линии скрещения отмечается следующая зональность: пегматитовая жила сложена плагиоклазитами, а в зальбанде развита слюдяная оторочка (биотит-флогопитовые слюды с изумрудом).

Щелочные пегматиты состоят из калиевого полевого шпата (микроклина, ортоклаза), нефелина, эгирина, а также присутствуют сфен, циркон, ильменит, перовскит, пирохлор, лопарит.

Пегматиты основных и ультраосновных пород сложены плагиоклазом, пироксеном, реже оливином, амфиболом, биотитом, а также иногда присутствует сфен, циркон, титаномагнетит, сульфиды (пирротин, пентландит, халькопирит).

Генезис пегматитов является сложным и дискуссионным.

Согласно представлениям А.Е. Ферсмана пегматиты образуются из остаточных магматических расплавов алюмосиликатного состава, обогащенных летучими компонентами (минерализаторами), в условиях закрытой физико-химической системы.

А.Н. аварицкий, В.Д. Никитин и др. рассматривают образование пегматитов в результате перекристаллизации и метасоматического замещения пород (гранитов, аплитов) под действием газово-гидротермальных растворов в условиях открытой физико-химической системы.

Р. Джанс, Ф. Хесс, В.А. Николаев и др., считают, что пегматиты формировались в два этапа – магматический и метасоматический. На первом этапе из остаточных магматических расплавов в условиях относительно закрытой физико-химической системы кристаллизовались простые пегматиты. На втором этапе происходили процессы метасоматического замещения.

Г. Рамбергом, Ю.В. Соколовым и др. предложна гипотеза метаморфогенного генезиса пегматитов. Согласно этой гипотезе пегматиты формируются при метаморфическом преобразовании горных пород.

Пегматитовые месторождения представлены следующими рудными формациями: 1) формацией редкоземельных пегматитов; 2) формацией редкометалльных пегматитов; 3) формацией слюдоносных и керамических пегматитов; 4) формацией хрусталеносных пегматитов.

Главное промышленное значение имеют гранитные пегматиты чистой линии, с которыми связаны пегматитовые месторождения мусковита, керамического сырья, редких металлов (ниобий, тантал, олово, литий, бериллий), редких земель, драгоценных и полудрагоценных камней (аквамарин, горный хрусталь, аметист, топаз, турмалин), пьезокварца, оптического сырья (флюорит) и др.

С десилицированными пегматитами в ультраосновных породах связаны месторождения корунда (Борзовское месторождение на Урале), а также изумруда (Баженовское месторождение на Урале).

С щелочными нефелиновыми пегматитами связаны месторождения полевого шпата и нефелина, а также редких земель.

Пегматитовые месторождения известны на Урале, Украине, Кольском полуострове, в Казахстане, Карелии, Восточной Сибири, Канаде, США, Бразилии, Африке, Австралии, Индии, Норвегии и др.

Основная литература: 1 [77-92], 2 [91-102]

Контрольные вопросы

1. Какие существуют гипотезы образования пегматитов?

2. Что такое пегматиты чистой линии и пегматиты линии скрещения?

3. Что такое простые (недифференцированные) и сложные (дифференцированные) гранитные пегматиты?

4. Как проявлена зональность строения сложных (дифференцированных) гранитных пегматитов?

5. Какие полезные ископаемые связаны с гранитными пегматитами?

6. Какие полезные ископаемые связаны с десилицированными пегматитами?

7. Какое промышленное значение имеют пегматитовые месторождения?

Лекция 9. Карбонатитовые месторождения

Карбонатитовые месторождения пространственно и генетически связаны с ультраосновными щелочными магматическими комплексами. Выделяют три фации глубинности формирования ультраосновных щелочных магматических комплексов: поверхностную (вулканическую), гипабиссальную (вулканно-плутоническую) и абиссальную (плутоническую).

Структурное положение карбонатитоносных ультраосновных щелочных интрузий определяется зонами глубинных разломов, участками их сопряжения и пересечения. Массивы ультраосновных щелочных пород формировались на докембрийских платформах при тектоно-магматической активизации, представлены многофазными интрузивными телами и характеризуются концентрически зональным строением.

Для многофазных интрузивных массивов характерна смена ранних ультраосновных пород (дуниты, перидотиты, пироксениты) более поздними щелочными породами (нефелиновые сиениты, мельтейгит-ийолиты) от периферии к центру, а для других интрузий – обратное расположение (в центре – ультрабазиты, а на периферии – щелочные породы). В длительном процессе формирования интрузивных массивов ультраосновных щелочных пород выделяется несколько этапов.

В первый (гипербазитовый) этап образуются ультраосновные породы, представленные дунитами, перидотитами и пироксенитами.

Во второй (щелочно-гипербазитовый) этап формируются биотитовые перидотиты и пироксениты.

В третий (ийолит-мельтейгитовый) этап образуются породы состава от якупирангитов до уртитов.

В заключительный четвертый этап внедряются нефелиновые и щелочные сиениты. При этом карбонатиты образуются в завершающие этапы магматизма.

Последовательное внедрение магмы сопровождается эндоконтактовыми и экзоконтактовыми метасоматическими изменениями пород. Эндоконтактовый метасоматоз приводит к образованию нефелин-пироксеновых, пироксен-флогопитовых и пироксен-амфиболовых пород. Экзоконтактовый щелочной метасоматоз проявляется в фенитизации вмещающих пород с образованием фенитов.

Карбонатиты представляют эндогенные карбонатные породы, состоящие в основном (80-90%) из карбонатов (кальцита, доломита, реже анкерита и сидерита). Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты и сидеритовые карбонатиты.

Карбонатиты содержат в небольшом количестве силикатные минералы (пироксен, щелочной амфибол, флагопит). Типоморфными минералами карбонатитов являются флогопит, флюорит, бадделеит, пирохлор, гатчеттолит – урансодержащий пирохлор, перовскит-кнопит-дизаналит, бастнезит, паризит, карбонаты редких земель.

В карбонатитах находятся месторождения редких земель, тантала, ниобия, железа, титана, апатита, флогопита, флюорита, карбонатного сырья, реже меди, свинца и цинка.

По составу полезных ископаемых среди рудоносных карбонатитов выделяются:

1) апатит-магнетитовые карбонатиты, которые находятся на Кольском полуострове (месторождение Ковдор), в Африке, Канаде, Бразилии;

2) перовскит-титаномагнетитовые руды в карбонатитах связаны с гипербазитами, известны на Кольском полуострове, в Африке и США;

3) гатчеттолит-пирохлоровые карбонатиты, известные в Канаде, Бразилии и Африке, имеют значительные запасы ниобия, а также тантала;

4) бастнезит-паризит-монацитовые карбонатиты содержат редкие земли и находятся в Канаде, США, Африке;

5) флогопитовые образования на контакте карбонатитов и силикатных пород известны на Кольском полуострове (месторождение Ковдор), в Сибири (Гулинский массив). В коре выветривания образуется вермикулит;

6) флюоритовые карбонатиты находятся в Индии (Амба, Донгар), Африке (Окфузу);

7) сульфидоносные карбонатиты образуют месторождения медных руд (месторождение Палобора в Африке), а также месторождение свинцово-цинковых руд в Сибири.

Карбонатиты образуют тела различной формы: штоки, конические, кольцевые, радиальные и линейные жилы. Карбонатитовые тела, как правило, имеют резкие контакты с вмещающими породами.

Формирование карбонатитов происходило в несколько стадий. В первую стадию образуются крупнозернистые кальцитовые карбонатиты с пироксеном, форстеритом, апатитом и флогопитом. Вторая стадия характеризуется образованием среднезернистых карбонатитов с доломитом и щелочными амфиболами. В третью стадию образуются мелкозернистые кальцит-доломитовые карбонатиты, в которых содержатся пирохлор, монацит, циркон. В четвертую стадию происходит образование мелкозернистых доломитовых и анкерит-сидеритовых карбонатитов с редкими землями и сульфидными минералами (галенит, сфалерит, халькопирит).

При формировании карбонатитов наблюдается определенная последовательность. В начале образуется кальцит, а затем доломит и анкерит.

Текстура карбонатитов массивная, реже полосчатая, пятнистая, вкрапленная и прожилковая. Структура карбонатитов кристаллическизернистая.

Генезис карбонатитов в настоящее время является дискуссионным. В начале карбонатиты рассматривали как ксенолиты осадочных пород – известняков, захваченные на глубине при внедрении интрузии и перекристаллизованные. Другие геологи высказывали предположение о том, что карбонатиты представляют собой осадочные породы, которые на глубине приобретают высокую пластичность и поднимаются вверх подобно соляным куполам.

В настоящее время существуют две гипотезы образования карбонатитов: магматическая и гидротермальная. Согласно магматической гипотезы карбонатиты образуются в результате кристаллизации карбонатитового магматического расплава. Предполагается, что карбонатитовые расплавы возникли в процессе глубинной дифференциации щелочной магмы. По гидротермальной гипотезе карбонатиты образуются при постмагматических гидротермальных процессах. Карбонатиты возникли в результате метасоматоза силикатных пород при воздействии на них углекислых газово-жидких растворов.

Основная литература: 1 [66-77], 2 [82-90]

Контрольные вопросы

1. Что называется карбонатитами?

2. Какой минеральный состав карбонатитов?

3. Какие существуют гипотезы образования карбонатитовых месторождений?

4. Какие стадии выделяются в формировании карбонатитов?

5. Какие полезные ископаемые связаны с карбонатитами?

Лекция 10. Скарновые месторождения

Скарновые месторождения образуются в процессе метасоматоза на контакте интрузий с вмещающими их карбонатными, реже силикатными породами, формирование этих месторождений связано с процессами метасоматоза в приконтактовых зонах интрузивов, поэтому скарновые месторождения нередко называются контактово-метасоматическими.

Скарновые месторождения обычно располагаются непосредственно в контакте интрузива, реже они находятся на расстоянии 200-400 м и иногда даже в 1-2 км от интрузива.

Скарнообразование интенсивно протекает на контакте с умеренно кислыми интрузиями (гранодиориты, кварцевые диориты). Благоприятными факторами для формирования скарновых месторождений являются пологие контакты интрузий, тектоническая нарушенность контактовых зон, карбонатный состав вмещающих пород.

Скарновые месторождения связаны со скарнами. Скарны - это породы известково-силикатного состава, образовавшиеся метасоматическим путем в приконтактовой зоне интрузивов среди карбонатных, реже силикатных пород. Среди скарнов различают эндоскарны, располагающиеся в приконтактовой зоне интрузивов, и экзоскарны, размещающиеся среди вмещающих пород. Большая часть скарнов и скарновых месторождений относятся к экзоскарновым образованиям.

В зависимости от состава горных пород, подверженных скарнированию, скарны подразделяют на известковые и магнезиальные, иногда выделяют также силикатные скарны.

Известковые скарны образуются при метасоматическом замещении известняков. Главные минералы известковых скарнов гранаты (ряда гроссуляр-андрадит) и пироксены (ряда диопсид-геденбергит), а также встречаются везувиан, волластонит, амфиболы, эпидот, хлорит, карбонат, кварц. В известковых скарнах образуются железорудные, молибденовые, вольфрамовые, медные, свинцово-цинковые, бороносные (датолитовые) месторождения. Второстепенное значение имеют месторождения золота, олова, кобальта, бериллия, ниобия, редких земель и урана.

Магнезиальные скарны формируются при замещении доломитов и доломитизированных известняков. Магнезиальные скарны состоят из диопсида, форстерита, шпинели, флогопита, серпентина, доломита. В магнезиальных скарнах находятся и наибольшее промышленное значение имеют людвигит-магнетитовые (железо-борные), флогопитовые и хризотилл-асбестовые месторождения.

Силикатные скарны представляют автометасоматические образования и в их формировании большую роль играли процессы альбитизации и скаполитизации. Силикатные скарны отличаются большим разнообразием силикатных минералов и широким развитием скаполита.

Рудные тела залегают среди скарнов, апоскарновых и околоскарновых пород. Морфология скарново-рудных залежей характеризуется сложностью строения. Рудные тела могут быть пластообразной, линзовидной, штокообразной, жильной, трубообразной, гнездовой и сложной неправильной формы.

Для скарновых месторождений характерны следующие признаки:

1) метасоматический характер минералообразования; 2) стадийность в образовании скарнов; 3) зональность строения скарновых зон.

Скарновые месторождения образуются при температуре от 800 до I000⁰ C и на глубине 1-4 км. Существуют две основные гипотезы образования скарновых месторождений:

1) стадийная, 2) инфильтрационно-диффузионная. Согласно стадийной гипотезы П.П.Пилипенко образование скарновых месторождений связывается с особыми скарнирующими растворами и весь процесс формирования скарновых месторождений делится не шесть фаз или стадий. Инфильтрационно-диффузионная гипотеза предложена Д.С.Коржинским и согласно этой гипотезы скарны возникают при биметасоматических и контактово-инфильтрационных процессах в приконтактовой зоне гранитоидных массивов.

Скарновые месторождения находятся в складчатых областях, на древних щитах и в зонах тектоно-магматической активизации. Геологический возраст скарновых месторождений от докембрийских до мезо-кайнозойских.

Скарновые месторождения имеют большое практическое значение для получения железа, вольфрама, молибдена, свинца, цинка, бора и других полезных ископаемых.

Скарновые месторождения известны в Казахстане, Западной и Восточной Сибири, Средней Азии, Швеции, США, Китае, на Урале, Кавказе и др.

Скарновые месторождения представлены магнетитовой, молибденит-шеелитовой, пирротин-халькопиритовой, галенит-сфалеритовой, касситеритовой, золоторудной формациями, а также формацией бороносных магнезиальных скарнов, бериллия и ниобия.

Основная литература: 1 [105-130], 2 [82-90]

Контрольные вопросы

1. Какая порода называется скарном?

2. Какие минералы характерны для известковых, магнезиальных и силикатных скарнов?

3. Какие существуют гипотезы образования скарнов и скарновых месторождений?

4. Какие выделяют стадии в образовании скарновых месторождений?

5. Какая форма рудных тел скарновых месторождений?

6. Какие полезные ископаемые характерны для известковых и магнезиальных скарнов?

7. Какое промышленное значение имеют скарновые месторождения?

Лекция 11. Альбититовые и грейзеновые месторождения

Альбититовые и грейзеновые месторождения связаны между собой общностью происхождения. Формирование этих месторождений происходило из высокотемпературных постмагматических растворов на глубине от 2 до 4-5 км. В типичном случае они приурочены к апикальным выступам гипабиссальных интрузивов кислого и щелочного состава.

Альбититовые месторождения образуются при щелочном метасоматозе. Альбититы представляют собой лейкократовые породы и состоят в основном из альбитата, в ассоциации с которым отмечаются кварц и микроклин, а также слюды, щелочной амфибол и пироксен. Рудные тела имеют штокообразную, линзовидную, жильную, штокверковую и неправильную форму.

Альбититовые месторождения имеют генетическую связь с интрузивами, в которых они располагаются. Рудная минерализация этих месторождений находится в зависимости от состава интрузивных пород. Месторождения, связанные с гранитами, характеризуются редкометалльным оруденением с танталом, ниобием, бериллием, литием и др.

Альбититовые месторождения, приуроченные к щелочным интрузивным породам, характеризуются оруденением с ниобием, цирконием, торием, редкими землями.

Промышленное значение альбититовых месторождений большое. Главные провинции этих месторождений: Забайкалье, Северо-Восток России. В Казахстане находятся альбититовые месторождения: Борсыксай, Верхнее Эспе, Карасу, Лосевское и др.

Грейзеновые месторождения образуются из пневматолито-гидротермальных растворов при температуре 300-500°С на глубинах от 2 до 4-5 км. Формирование грейзенов и связанных с ним месторождений полезных ископаемых происходило под воздействием высокотемпературных кислотных растворов.

В формировании грейзеновых месторождений выделяется несколько стадий. В первую стадию возникают кварцевые жилы и сопровождающие их грейзены с рудной минерализацией (вольфрамит, касситерит, берилл). Затем во вторую стадию происходит образование сульфидов (пирита, халькопирита, молибденита и др.). В заключительную стадию образуются безрудные кварцевые и кварц-карбонатные прожилки.

Грейзенизация является наиболее характерным типом метасоматических изменений вмещающих пород грейзеновых месторождений. По Д.С.Коржинскому, грейзенизация представляет процесс кислотного выщелачивания, связанный с гранитными интрузиями преимущественно калиевого ряда.

Основная масса грейзенов и приуроченных к ним месторождений полезных ископаемых образуется в апикальных куполовидных выступах гипабиссальных гранитных массивов и в надинтрузивной зоне среди алюмосиликатных пород (песчаники, сланцы, эффузивы).

Грейзеновые месторождения формируются в эндо- и экзоконтактовой части гранитных интрузивов. В связи с этим выделяют эндогрейзены, располагающиеся в самих интрузивных породах, и экзогрейзены, залегающие во вмещающих породах. Экзоконтактовые грейзены образуются в алюмосиликатных, иногда в основных и карбонатных городах.

Минеральный состав грейзенов определяется составом исходных пород и физико-химическими условиями грейзенизации.

Для грейзенов, образовавшимся по алюмосиликатным породам, главными минералами являются кварц, мусковит, топаз. В рудоносных грейзенах присутствуют вольфрамит, касситерит, берилл, молибденит.

В апокарбонатных грейзенах и грейзенизированных карбонатных породах обычно присутствует флюорит. В карбонатных породах образуются слюдяно-флюоритовые, топаз-флюоритовые, турмалин-флюоритовые метасоматиты с хризобериллом, фенакитом, бертрандитом.

Апогипербазитовые грейзены представлены флогопитовыми и маргарит-флюоритовыми слюдитами, в которых встречаются изумруд, берилл, фенакит, молибденит.

Рудная минерализация в грейзенах распределяется неравномерно. В зависимости от состава рудообраэующих минералов в грейзенах различают вольфрамовые, оловянные, олово-вольфрамовые, вольфрам-молибденовые, вольфрам-молибден-олово-берилловые руды. Текстуры руд прожилковые, вкрапленные и прожилково-вкрапленные.

Характерными формами рудных тел грейзеновых месторождений является жильные, штокверки, жильно-штокверковые образования, иногда минерализованные зоны и дайки гранитов. Рудные тела обычно залегают в самих гранитных интрузивах или в экзоконтактовой зоне среди вмещающих пород. Мощность рудоносных жил от сантиметров до нескольких метров, протяженность по простиранию от нескольких десятков-сотен метров до 1-2 км, по падению - от 70-80 до 600-700 м.

Грейзеновые месторождения представлены вольфрамовыми, оловянными, молибденовыми, бериллиевыми, олово-вольфрамовыми, вольфрам-молибденовыми, вольфрам-молибден-олово-бериллиевыми месторождениями.

Редкометалльные грейзеновые месторождения известны в Казахстане (Акшатау, Богуты, Караоба, Восточный Коунрад и др.), Забайкалье (Букукинское, Джидинское, Иультинское, Спокойнинское), Англии (Корнуэлл), Германии (Альтенберг), Китае (Лиму, Пяотан), Монголии (Баямонд, Югодзыр), Чехии (Циновец).

В грейзеновых месторождениях сосредоточены значительные ресурсы вольфрама, олова, молибдена, бериллия.

Грейзеновые месторождения представлены следующими рудными формациями:

1) кварц-касситеритовой; 2) кварц-вольфрамитовой; 3) кварц-касситерит-вольфрамитовой;

4) кварц-вольфрамит-молибденитовой; 5) кварц-вольфрамит-молибденит-берилловой.

Основная литература: 1 [92-105], 2 [120-128]

Контрольные вопросы

1. Что называется альбититом?

2. Как образуются альбититовые месторождения?

3. Какие полезные ископаемые характерны для альбититовых месторождений?

4. Какое промышленное значение имеют альбититовые месторождения?

5. Что называется грейзеном?

6. Как образуются грейзеновые месторождения?

7. Какие полезные ископаемые характерны для грейзеновых месторождений?

8. Какое промышленное значение имеют грейзеновые месторождения?

Лекция 12 Гидротермальные месторождения

Гидротермальные месторождения образуются из горячих минерализованных газово-жидких растворов. Промышленные скопления полезных ископаемых возникают вследствие выполнения пустот в горных породах и метасоматического замещения.

Под рудообразующими гидротермальными растворами понимают горячие газово-жидкие растворы в гидротермальных системах, которые принимают участие в переносе и отложении рудного вещества. Примерами современных процессов минералообразования являются эксгаляционные процессы срединно-океанических хребтов, термальные воды и фумаролы на Камчатке (Узун-Гейзерная системы), Курильских островах, полуострове Челекен (Каспийское море), Аляске (Долина десяти тысяч дымов) и др.

Природа рудообразующих гидротермальных растворов может быть различной. В составе гидротермальных растворов могут принимать участие экзогенные (вадозные или метеорные), эндогенные (ювенильные) и метаморфогенные воды. Если вода гидротермальных растворов ювенильного (магматогенного) происхождения, тогда рудообразующие растворы имеют восходящее движение из магматического очага и рассматриваются как ортомагматическая гидротермальная система. В конвективной или рециклинговой гидротермальной системе в составе гидротермальных растворов принимают участие экзогенные воды и движение воды носит характер локального круговорота со сменой нисходящих экзогенных вод на восходящее их движение после теплового подогрева на глубине.

Под гидротермальной рудообразующей системой понимают восходящий поток нагретых минерализованных вод, приуроченный к определенным геологическим структурам. Гидротермальные системы занимают в земной коре определенный объем, характеризуются конкретными термодинамическими параметрами, имеют внутреннюю структуру и время существования.

Морфология гидротермальных систем определяется геологической структурой вмещающей среды и термодинамическими свойствами флюидного потока.

В гидротермальных рудообразующих системах выделяют три зоны: 1) зарождения (корневую), 2) переноса тепла и рудного вещества (стволовую), 3) разгрузки (отложения). Зона зарождения (корневая) располагается на значительной глубине и представляет собой область, где происходит концентрирование флюида и мобилизация рудообразующих химических элементов. Зона переноса (стволовая) приурочена к тектоническим разломам и зонам трещиноватости, по которым происходило восходящее движение рудоносных растворов к земной поверхности. Зона разгрузки (отложения), в которой резкое падение температуры и давления приводило к концентрированному рудоотложению и образованию гидротермальных месторождений.

Рудообразующая система имеет свои границы, размеры, структуру и время существования, в пределах которой она возникает, развивается и исчезает, образуя в определенных участках земной коры месторождения. Генетические модели месторождений по существу являются моделями рудообразующих процессов. Каждая генетическая модель характеризуется своим комплексом признаков.

Генетические формы связи гидротермальных месторождений с магматическими породами могут быть следующие: 1) генетическая, при которой постмагматические гидротермальные месторождения имеют непосредственную связь с определенными интрузивными образованиями;

2) парагенетическая, при которой постмагматические гидротермальные месторождения и магматические образования являются производными глубинных магматических очагов; 3) агенетическая, при которой гидротермальные месторождения и магматические породы образовались в различные эпохи; 4) амагматическая, при которой отсутствуют видимые связи гидротермальных месторождений с магматическими образованиями.

Гидротермальные месторождения по температуре и глубине образования В. Лингреном разделяются на три класса: 1) гипотермальный - большие глубины, высокие давления и температуры (500 – 300 °С); 2) мезотермальный – средние глубины и температуры (300-200°); 3) эпитермальный - небольшие глубины и низкие температуры (200-50°С).

По классификации П.М. Татаринова и И.Г. Мигакьяна выделяется два класса месторождений: 1) умеренных и больших глубин (больше 1 км) и

2) малых глубин и приповерхностные (меньше 1 км). Каждый класс подразделяется на три подкласса: высокотемпературный (свыше 300°С), среднетемпературный (300-200°С) и низкотемпературный (меньше 200⁰ С). Общим недостатком этих классификаций является то, что основой их является температура и глубина образования месторождений, которые часто трудно определить. Кроме того, однотипные гидротермальные месторождения образуются на разных глубинах и в широком диапазоне термодинамических условий.

В генетической классификации месторождений полезных ископаемых В.И. Смирновым гидротермальные месторождения по генетической связи с магматическими образованиями разделяются на три класса: плутоногенный, вулканогенный и амагматогенный. Плутогенные гидротермальные месторождения связаны с интрузивным магматизмом. Вулканогенные гидротермальные месторождения образуются при вулканизме. Амагматогенные гидротермальные месторождения не имеют видимой связи с магматическими образованиями.

Основная литература: 1[131-174], [129-141]

Контрольные вопросы:

1. Как образуются гидротермальные месторождения?

2. Какие воды принимают участие в составе гидротермальных растворов?

3. Что понимается под рудообразующей гидротермальной системой?

4. Какие зоны выделяют в гидротермальной рудообразующей системе?

5. Что такое ортомагматическая гидротермальная система?

6. Что такое конвективная или рециклинговая гидротермальная система?

7. Какие могут быть генетические формы связи гидротермальных месторождений с магматическими породами?

8. Генетические классификации гидротермальных месторождений.

Лекция 13. Плутоногенные гидротермальные месторождения

Плутоногенные гидротермальные месторождения пространственно и генетически связаны с кислыми, умеренно кислыми и умеренно щелочными гипабиссальными интрузивными породами. Формирование этих месторождений происходило в глубинных условиях (1-5 км) из постмагматических гидротермальных растворов. Начальная температура гидротермального рудообразования достигала 500 °С и более, но в большинстве месторождений она составляла 400-300°С, затем она постепенно понижалась до 100-50°.

Формирование плутоногенных гидротермальных месторождений, как правило, происходило в несколько стадий. В раннюю стадию происходило формирование оксидных минеральных ассоциаций (кварц, магнетит, гематит, вольфрамит, касситерит и др.). В среднюю (сульфидную) стадию происходило отложение сульфидов (пирит, халькопирит, галенит, сфалерит, молибденит и др.). На поздней (карбонатной) стадии образуются карбонаты (кальцит, доломит, анкерит, сидерит, магнезит). Рудоотложение происходило путем выполнения открытых пустот и трещин в породах, а также в процессе метасоматоза.

Форма рудных тел этих месторождений может быть жильная, штокверковая, изометричная, пластообразная, линзовидная, трубообразная. Размеры рудных тел колеблются в широких пределах от нескольких метров до сотен метров и первых километров.

Образование плутоногенных гидротермальных месторождений сопровождается околорудным изменениями вмещающих пород. Главными и наиболее широко распространенными процессами околорудных гидротермальных изменений являются окварцевание, серицитизация, хлоритизация, пропилитизация, березитизация, лиственитизация, доломитизация, серпентинизация, пиритизация, гематитизация.

Окварцевание широко распространенный процесс изменения вмещающих пород при формировании гидротермальных месторождений. Окварцеванию подвержены любые породы.

Серицитизация развита в породах кислого и среднего состава, в которых полевые шпаты (плагиоклазы) замещаются серицитом. Серицит встречается обычно в ассоциации с кварцем и хлоритом.

Хлоритизация развивается по породам различного состава и большей частью связана с другими гидротермальными изменениями - серицитизацией, окварцеванием, карбонатизацией, пропилитизацией.

Пропилитизация характерна для гидротермальных месторождений, залегающих среди пород среднего и основного состава. Пропилиты состоят из альбита, эпидота, актинолита, хлорита и карбонатов.

Березитизация и лиственизация характерны для околорудных изменений вмещающих пород плутоногенных гидротермальных месторождений. Березиты представляют собой гидротермально измененные кислые и умеренно кислые породы. Они состоят из кварца, серицита и карбоната (анкерита) с вкрапленностью пирита. Лиственитизация – процесс гидротермально-метасоматического изменения основных и ультраосновных пород. Листвениты состоят из карбонатов (брейнерита, магнезита) и кварца с небольшим количеством хлорита, серицита и хромсодержащей слюды (фуксита).

К плутоногенным гидротермальным месторождениям относятся:

1) золоторудные месторождения Акбакай, Васильковское, Бестобе, Жолымбет, Степняк, Юбилейное в Казахстане, Березовское, Дарасунское, Наталкинское, Советское в России, Мурунтау в Узбекистане, Колар в Индии, Бендиго, Балларат, Калгурли в Австралии; 2) вольфрамовые месторождения Богуты, Верхнее Кайракты в Казахстане, Антоновогорское, Иультинское в России, Ляндушань, Шанпин в Китае; 3) оловянные месторождения Депутатское, Солнечное, Хрустальное, Фестивальное в России, Корнуэлл в Англии, Панаскуейра в Португалии, Маунт-Плезант в Канаде; 4) молибденовые месторождения Шалгия в Казахстане, Сорское в России, Клаймакс в США; 5) медно-молибденовые месторождения Каджаран, Агарак, Дастакерт в Армении, Бингхем в США; 6) меднопорфировые месторождения Актогай, Айдарлы, Бозшаколь, Коксай, Нурказган (Самарское) в Казахстане, Кальмакыр (Алмалык), Чукикамата, Эль-Сальвадор в Чили; 7) жильные медные месторождения Шатырколь, Жайсан, Унгурлю в Казахстане, Бьютт в США; 8) полиметаллические месторождения Акжал в Казахстане, Садон и Зид на Кавказе, Нерчинское в Забайкалье; 9) кобальтовые и никель-кобальтовые месторождения Кобальт в Канаде, Буазер в Марокко, Ховуаксы в России.

К плутоногенным гидротермальным образованиям принадлежат месторождения неметаллических полезных ископаемых: магнезитовые (Сатка на Урале), хризотил-асбестовые (Житыгаринское в Казахстане, Алапаевское и Баженовское на Урале), баритовые, графитовые и др.

Основная литература: 1[174-177], [141-151]

Контрольные вопросы:

1 Как образуются плутоногенные гидротермальные месторождения?

2 Какие стадии выделяются в формировании плутоногенных гидротермальных месторождений?

3 Какими околорудными гидротермальными изменениями вмещающих пород сопровождается образование плутоногенных гидротермальных месторождений?

4 Какие полезные ископаемые характерны для плутоногенных гидротермальных месторождений?

5 Какое промышленное значение имеют плутоногенные гидротермальные месторождения?

Лекция 14. Вулканогенные гидротермальные месторождения

Вулканогенные гидротермальные месторождения образуются в процессе вулканизма из поствулканических газово-гидротермальных растворов. Они являются близповерхностными и малоглубинными месторождениями. Глубина их формирования составляет от 0 до 1-1,5 км. Рудообразование происходило в условиях резкого падения давления и температур. Начальная температура рудообразования могла быть высокой (600-500°С), но затем она резко понижалась до низких температур (200-100°С). На небольшой глубине происходило сравнительно быстрое охлаждение рудоносных растворов и это приводило к рудоотложению в небольшом по вертикали интервале и наложению низкотемпературных минеральных ассоциаций на высокотемпературные.

Вулканогенные гидротермальные месторождения связаны преимущественно с андезит-дацитовым вулканизмом, а также с трапповым магматизмом.

Геолого-структурное положение вулканогенных месторождений и морфология рудных тел определяются вулканическими и вулкано-тектоническими структурами. Рудные тела имеют линзовидную, пластообразную, жильную, штокверковую, трубообразную и неправильную форму. Рудные тела небольших размеров, с невыдержанными элементами залегания по простиранию и падению, с неравномерным распределением полезных компонентов и сложным минеральным составом руд.

Формирование вулканогенных гидротермальных месторождений сопровождалось околорудными гидротермальными изменениями вмещающих пород. Наиболее распространенными процессами околорудных изменений являются окварцевание, серицитизация, хлоритизация, пропилитизация, алунитизация, аргиллизация.

Окварцевание в вулканогенных месторождений нередко проявляется в виде образования вторичных кварцитов, в состав которых входит кварц, серицит, каолинит, пирофиллит, алунит, андалузит и др.

Пропилитизация характерна для вулканогенных пород среднего и основного состава, с замещением их эпидотом, хлоритом, кальцитом, серицитом и др.

Алунитизация связана с воздействием сернистых вулканических газовых растворов на алюмосиликатные породы с образованием алунита, кварца, гипса, ангидрита, каолинита и др.

Аргиллизация заключается в замещении полевых шпатов каолинитом, галлуазитом, диккитом, гидраргиллитом, кварцем и гидрослюдами.

По глубине образования вулканогенные гидротермальные месторождения разделяются на следующие группы: 1) глубинно-вулканические гидротермальные месторождения, связанные с вулканогенно-интрузивными комплексами и образованные на глубине от 1 до 1,5 км; 2) субвулканические гидротермальные месторождения, связанные с субвулканическими телами при глубине образования 0,5-1 км; 3) наземные и приповерхностные вулканические газово-гидротермальные месторождения, связанные с наземной фумарольно-сольфаторной деятельностью вулканов, с глубиной образования от 0 до 0,5 км.

К глубинно-вулканическим относятся железорудные месторождения ангаро-илимского типа (Коршуновское, Краснояровское, Нерюндинское, Рудногорское, Тагарское) в траппах Восточной Сибири, приуроченные к древним вулканическим аппаратам и трубкам взрыва.

Глубинно-вулканические гидротермальные месторождения во вторичных кварцитах представлены меднопорфировыми месторождениями (Конырат в Казахстане, Браден в Чили).

Типичными субвулканическим гидротермальными месторождениями являются:

1) золоторудные и золото-серебряные месторождения Архарлы, Таскора в Казахстане, Балей, Дукат, Карамкен в России, Крипл-Крик, Комсток в США);

2) олово-серебряные месторождения (Потоси, Лалагуа, Оруро, Чокая в Боливии);

3) серебро-полиметаллические месторождения (Пачука, Вета-Мадре в Мексике);

4) свинцово-цинковые месторождения (Касапалка в Перу, Бая-Мире в Румынии, Маджарово в Болгарии);

5) медно-цеолитовые месторождения (оз. Верхнее в США, Ая в Казахстане).

Наземные приповерхностные вулканические месторождения представлены месторождениями ртути и самородной серы в Италии, Чили, США, Японии.

Основная литература: 1[177-179], [151-158]

Контрольные вопросы:

1 Как образуются вулканогенные гидротермальные месторождения?

2 На какие группы разделяются вулканогенные гидротермальные месторождения по глубине образования?

3 Какими околорудными гидротермальными изменениями вмещающих пород сопровождается образование вулканогенных гидротермальных месторождений?

4 Какие полезные ископаемые характерны для вулканогенных гидротермальных месторождений?

5 Какое промышленное значение имеют вулканогенные гидротермальные месторождения?

Модуль 2

Лекция 15. Колчеданные месторождения

К колчеданным месторождениям относятся месторождения, в составе руд которых преобладают сульфиды железа. Колчеданные руды сложены сульфидами, в составе которых главным рудообразующим минералом является пирит, с которым ассоциируют марказит, пирротин, халькопирит, борнит, сфалерит, галенит, блеклые руды и реже другие рудные минералы. По количественному соотношению между главными рудными минералами выделяют следующие минеральные типы колчеданных руд: серноколчеданные (пиритовые), медноколчеданные (халькопирит-пиритовые), медно-цинково-колчеданные (халькопирит-сфалерит-пиритовые), колчеданно-полиметаллические (халькопирит-сфалерит-галенит-пиритовые) руды. Нерудные минералы представлены баритом, кварцем, карбонатами и др.

Колчеданные месторождения связаны с субмаринными вулканогенными формациями базальтоидного магматизма. Рудоносные вулканогенные формации представлены:

1) недифференцированной базальтовой формацией, с которой связаны серноколчеданные и иногда медноколчеданные месторождения кипрского типа; 2) контрастно дифференцированной базальт-риолитовой формацией, к которой приурочены медноколчеданные месторождения уральского типа; 3) последовательно дифференцированной базальт-андезит-дацит-риолитовой формацией, с которой ассоциируют колчеданно-полиметаллические месторождения рудноалтайского типа.

Рудные тела колчеданных месторождений залегают в вулканогенных и вулканогенно-осадочных породах. Форма рудных тел пластообразная, линзообразная, штокообразная, жильная и сложная неправильная.

Генезис колчеданных месторождений сложный и дискуссионный. Представления о генезисе этих месторождений менялись по мере их изучения. Согласно гидротермальной теории рудообразования колчеданные месторождения рассматривались как гидротермально-метасоматические образования, связанные с орогенными гранитоидными интрузиями и посторогенными малыми интрузиями. Некоторые исследователи объясняли образование колчеданных месторождений на основании гипотезы рудных магм, как следствие инъекции сульфидного расплава.

А.Н. Заварицкий (1936 г.) выдвинул новую гипотезу образования колчеданных месторождений гидротермально-метасоматическим путем, согласно которой источником рудоносных гидротермальных растворов являлись вулканические очаги. Концепция связи колчеданных месторождений с вулканизмом и гидротермально-осадочного генезиса колчеданных руд получила дальнейшее развитие в работах Б.И. Вейц (1953 г.), К. Офтедаля (1958 г.), Т. Ватанабе (1956 г.), В.И. Смирнова (1959 г.) и др.

Гипотеза о сложном полигенном и полихронном формировании колчеданных месторождений получила наибольшее признание у геологов.

В настоящее время большинство геологов связывает образование колчеданных месторождений с вулканизмом.

Колчеданные месторождения формировались на небольшой глубине и при температуре от 500 до 100°С.

В.И.Смирнов (1989 г.) среди колчеданных месторождений выделяет вулканогенные гидротермально-метасоматические, вулканогенные гидротермально-осадочные и вулканогенные гидротермально-метасоматически-осадочные.

Колчеданное рудообразование происходило в несколько этапов и стадий минерализации.

Первый (предрудный) этап околорудных изменений вмещающих пород связан с воздействием высокотемпературных кислых растворов. Околорудные изменения вмещающих пород обычно представлены серицитизацией, окварцеванием, хлоритизацией и пиритизацией. Гидротермально измененные породы, как правило, располагаются в лежачем боку рудных залежей и имеют зональное строение.

Второй (колчеданный) этап характеризуется интенсивным привносом серы и железа. В этот этап происходило рудоотложение и накопление основной массы сульфидов железа (пирит, реже марказит). Иногда вместе с железом привносилась медь и отлагалась в виде халькопирита.

В третий (рудный) этап из рудоносных гидротермальных растворов образуются сульфиды меди, цинка и свинца. Руды третьего этапа представляют основную ценность колчеданных месторождений.

Руды колчеданных месторождений образуются в несколько стадий минерализации. На ранних стадиях преобладает накопление сульфидов железа, а на поздних - сульфидов цветных металлов. Наиболее богатые полиминеральные колчеданные месторождения возникают при совмещении минеральных продуктов всех этапов и стадий рудообразующего процесса.

Вулканогенные колчеданные месторождения в результате послерудных тектонических деформаций и метаморфизма подверглись значительным преобразованиям, в результате чего возникли метаморфизованные месторождения.

Колчеданные месторождения имеют различный геологический возраст: от архейского до альпийского.

По составу руд и промышленному использованию колчеданные месторождения подразделяются на серноколчеданные, медноколчеданные и полиметаллически-колчеданные.

Серноколчеданные месторождения находятся в Карелии (Парандовское, Ялоноваарское).

Медноколчеданные месторождения широко распространены на Урале (Гай, Блява, Сибай, Подольское, Карабашское, Дегтярское, Ново-Шемурское и др.), в Мугоджарах (Приорское, Коктау (50 лет Октября), Лиманное к др.) а также встречаются на Кавказе (Уруп, Кафан), в Испании (Рио Тинто), Турции (Эргани) и др.

Колчеданно-полиметаллические месторождения известны на Рудном Алтае (Белоусовское, Иртышское, Артемьевское, Николаевское, Шемонаихинское, Орловское,Зыряновское, Малеевское, Риддер-Сокольное, Ново-Лениногорское, Тишинское и др.), в Забайкалье (Озерное, Холоднинское), Австралии (Брокен-Хилл), Японии (Куроко) и др.

Колчеданные месторождения имеют большое промышленное значение и характеризуются комплексными рудами, из которых извлекают медь, цинк, свинец, золото, серебро, а также висмут, кадмий, селен, теллур и др.

Колчеданные месторождения представлены следующими рудными формациями: 1) серноколчеданной; 2) медноколчеданной; 3) медно-цинково-колчеданной; 4) колчеданно-полиметаллической.

Основная литература: 1 [182-196], 2 [158-172]

Контрольные вопросы

1. Какие месторождения называются колчеданными?

2. Какие рудообразующие минералы характерны руд для колчеданных месторождений?

3. Какие выделяются минеральные типы колчеданных руд?

4. Какие формы рудных тел характерны для колчеданных месторождений?

5. Какие существуют гипотезы образования колчеданных месторождений?

6. Какие выделяют этапы в колчеданном рудообразовании?

7. Какое промышленное значение имеют колчеданные месторождения?

Лекция 16. Вулканогенно-осадочные месторождения

Вулканогенно-осадочные месторождения по своему происхождению являются эндогенно-экзогенными образованиями. Источником рудного вещества были вулканические процессы, а накопление рудного вещества происходило в процессе седиментации в условиях водных бассейнов.

Формирование вулканогенно-осадочных месторождений происходило при резком изменении физико-химических и термодинамических условий. Рудоотложение могло осуществляться как из истинных, так и коллоидных растворов. Наиболее древние вулканогенно-осадочные месторождения подверглись метаморфическим преобразованиям.

Среди вулканогенно-осадочных месторождений выделяют три типа:

1. Месторождения, образованные в водоемах за счет сноса и отложения вулканических продуктов наземных вулканов. Вулканогенно-осадочные месторождения этого типа образуются в континентальных условиях в бессточных впадинах и озерах. В бессточных межвулканических впадинах накапливается вода вулканических термальных источников, содержащая минеральные вещества, а также дождевая (атмосферная) вода, которая смывает и растворяет различные минеральные вещества со склонов вулкана. В результате этих процессов образуются озера, на дне которых накапливаются осадки карбонатных и кремнистых пород, гипса, минеральные соли и бораты.

Большое промышленное значение имеют месторождения боратов в современных и погребенных озерах. Примером являются месторождения боратов в Аргентине, Чили, Перу, США.

2. Месторождения, образованные в морских водоемах вблизи центров подводных вулканических извержений. Рудное вещество выносится на морское дно в результате вулканических эксгаляций или при выделении вулканических газово-гидротермальных растворов. Накопление рудного вещества происходит в донных осадках морских бассейнов среди осадочных и вулканогенно-осадочных отложений.

3. Месторождения, образованные на дне морей вдали от центров вулканических извержений. В переносе осадков большое значение имеют рельеф морского дна, направление подводных течений.

Вулканогенно-осадочные месторождения имеют пластовую, пластообразную и линзовидную форму рудных тел, которые залегают согласно с вмещающими осадочными и вулканогенно-осадочными породами.

К вулканогенно-осадочным месторождениям относятся:

1) железорудные месторождения Ланн-Диль в Германии, Клинтон в США, Ньюфаундленд в Канаде, Холзунское в Казахстане и др.;

2) марганцевые и железо-марганцевые месторождения Каражал, Ушкатын III, Большой Ктай, Богач, Камыс и др. в Казахстане;

3) колчеданные месторождения Северного Кавказа (Уруп, Худес), Испании (Рио Тинто), Японии;

4) бокситовые месторождения Гаити и Ямайки;

5) месторождения нерудных полезных ископаемых (диатомитов, фосфоритов и др.).

Основная литература: [193-196]

Контрольные вопросы

1 Как образуются вулканогенно-осадочные месторождения?

2 Какие выделяют типы вулканогенно-осадочных месторождений?

3 Какая форма рудных тел характерна для вулканогенно-осадочных месторождений?

4 Какие полезные ископаемые характерны для вулканогенно-осадочных месторождений?

Лекция 17. Стратиформные месторождения

К стратиформным относятся месторождения по условиям образования, закономерностям размещения и положению подчиненные напластованию и слоистости осадочных и вулканогенно-осадочных тодщ. Рассматриваемые месторождения называют стратиформными в связи со стратифицированным расположением оруденения и пластообразной формой рудных тел.

Характерными признаками стратиформных месторождений являются: 1)стратифицированное положение оруденения среди вмещающих осадочных и вулканогенно-осадочных толщ; 2) многоярусность оруденения в стратиграфическом разрезе; 3) согласная пластовая, пластообразная и линзовидная форма рудных тел; 4) простой минеральный состав руд; 5) месторождения не имеют видимой связи с магматическими образованиями.

Вопрос генезиса стратиформных месторождений является дискуссионным. В настоящее время существуют различные гипотезы образования стратиформных месторождений. Одни исследователи считают их низкотемпературными гидротермальными или телетермальными месторождениями. Другие геологи относят эти месторождения к осадочным образованиям. Кроме этих крайних генетических представлений существует большое количество других промежуточных точек зрения. В последние годы рассматриваемые месторождения стали называть нейтральным термином стратиформные месторождения, в который можно вкладывать любой генетический смысл.

Согласно гидротермальной гипотезы эти месторождения относят к телетермальным месторождениям. Под телетермальными месторождениями Л.С.Грейтон (1937 г.) понимал гидротермальные месторождения, возникшие при низкой температуре и на малой глубине, из удаленных от своего источника рудообразующих растворов. В дальнейшем под телетермальными месторождениями стали понимать пластовые гидротермальные месторождения, не имеющие видимой связи с магматическими образованиями. Отсутствие связи месторождений с магматизмом объяснялось тем, что рудоносные растворы мигрировали на большие расстояния и поэтому невозможно установить связь месторождений с находящимися на глубине предполагаемыми интрузиями.

В.И.Смирнов (I976 г.) называет рассматриваемые месторождения амагматогенными гидротермальными месторождениями, подчеркивая тем самым отсутствие связи оруденения с магматизмом.

Другие геологи отсутствие связи с магматизмом объясняли тем, что формирование этих месторождений происходило в экзогенных условиях. Они считают, что образование так называемых телетермальных месторождений можно объяснить с точки зрения осадочного генезиса. Согласно этой концепции стратиформные месторождения образовались одновременно с вмещающими породами в процессе седиментации, а последующее переотложение и изменение обусловлено диагенезом, эпигенезом и метаморфизмом.

Некоторые геологи (А.Г.Германов, А.И.Перельман и др.) образование стратиформных месторождений связывают с воздействием химически активных метеорных вод. Согласно инфильтрационной гипотезы большое значение придается геохимическим барьерам, которые представлены участками или зонами пород с повышенным содержанием органического вещества, сероводорода и других восстановителей. Рудоносные растворы, проходя сквозь зоны геохимических барьеров, где рудные компоненты восстанавливаясь выпадают в осадки и образуют пластообразные рудные залежи с вкрапленным и прожилково-вкрапленным оруденением.

В последние годы В.И. Смирновым и Г.Н. Щербой предложена гипотеза о полигенном и полихронном формировании стратиформных месторождений. Месторождения формировались длительное время и характеризуются сменой сингенетического осадочного рудонакопления на ранних стадиях стратиформного рудообразования эпигенетическим рудоотложением на поздних стадиях. Формирование месторождений начинается с накопления сингенетических руд, а после того как рудные залежи были перекрыты более молодыми осадками, рудообразование присходило из минерализованных гидротермальных растворов с широким развитием процессов мобилизации и переотложения рудных компонентов и образованием эпигенетических руд.

Стратиформные месторождения представлены месторождениями медистых песчаников и сланцев, свинцово-цинковыми месторождениями в карбонатных породах, сурмяно-ртутными и флюоритовыми месторождениями. В последние годы к ним относятся некоторые колчаданно-полиметаллические месторождения, а также месторождения золота, серебра, вольфрама, молибдена, олова, железа, мышьяка, урана и ванадия, приуроченные к осадочным и вулканогенно-осадочным толщам.

Классическим примером стратиформных месторождений являются месторождения медистых песчаников, которые известны в Казахстане (Жезказган, Сарыоба, Жаманайбат), Восточной Сибири (Удокан), Африке (месторождения Медного пояса в Замбии и Заире). Для стратиформных месторождений медистых песчаников характерны пластовая форма рудных тел, крупные размеры, неглубокое и пологое залегание, высокое содержание меди и равномерное ее распределение. Главные рудные минералы - халькозин, борнит и халькопирит, подчиненное значение имеют ковеллин и блеклые руды, иногда встречаются галенит, сфалерит и пирит.

Стратиформные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных породах находятся в Казахстане (Миргалимсай, Шалкия, Талап и др.), Средней Азии (Джергалан, Сумсар, Уч-Кулач), Канаде (Пайн-Поинт), США (Миссисипи-Миссури). Рудные тела образуют согласные пластовые и линзовидные залежи, реже встречаются секущие жилообразные рудные тела, Руды имеют простой минеральный состав. Главные рудные минералы - сфалерит, галенит и пирит; жильные минералы - кальцит, доломит, реже барит. Второстепенные минералы - халькопирит, борнит, кварц, флюорит.

Стратиформные ртутные и сурьмяно-ртутные месторождения известны в Кыргызстане (Кадамджай, Хайдаркан), на Украине (Никитовское), в Испании (Альмаден). Рудные тела этих месторождений имеют пластообразную и линзовидную форму, нередко встречаются рудные жилы и штокверки. Главные рудные минералы - киноварь, антимонит. Второстепенные минералы - реальгар, аурипигмент, пирит, халькопирит. Жильные минералы представлены кварцем, баритом и флюоритом.

К стратиформным также относятся железорудные (сидеритовые) месторождения на Урале (Бакальское), в Казахстане (Абаильское) и Германии (Зигерлянд), флюоритовые месторождения в Казахстане (Таскайнар), мышьяковые месторождения на Кавказе (Лухуми, Джульфа) и др.

Стратиформные месторождения имеют важное промышленное значение и в них сосредоточены значительные запасы меди, свинца, цинка, сурьмы, ртути.

Основная литература: 1 [179-182]

Контрольные вопросы

1. Какие месторождения называются стратиформными?

2. Какие признаки определяют стратиформность месторождений?

3. Какая форма рудных тел стратиформных месторождений?

4. Какие рудообразующие минералы характерны для стратиформных месторождений медистых песчаников?

5. Какие рудообразующие минералы характерны для стратиформных свинцово-цинковых месторождений?

6. Какие существуют гипотезы образования стратиформных месторождений?

7. Какое промышленное значение имеют стратиформные месторождения?

Лекция 18. Месторождения выветривания

Месторождения выветривания образуются в результате процессов выветривания и накопления полезных минеральных веществ и рудных концентраций в коре выветривания.

Основными факторами выветривания являются вод, углекислота, кислород, колебания температуры.

Выветривание заключается в физическом разрушении и хи- мическом разложении горных пород.

В развитии процессов выветривания большое значение имеет гидрохимическая зональность. Выделяют три гидрохимические зоны: 1) зону аэрации или просачивания; 2) зону полного насыщения с активным водообменом; 3) зону полного насыщения с замедленным водообменом.. Наиболее активные процессы выветривания происходят в зоне аэрации, где происходит просачивание воды, обогащенной кислородом и углекислотой.

В различных климатических, геоморфологических и гидродинамических условиях интенсивность процессов выветривания различна.

Существуют две гипотезы формирования кор выветривания и связанных с ними месторождений полезных ископаемых: стадийная и синтетическая.

Стадийная гипотеза рассматривает формирование кор выветривания как результат стадийности выветривания. Стадийность выветривания определяет зональное строение коры выветривания.

Синтетическая гипотеза рассматривает происхождение кор выветривания в результате синтеза свободных золей гидроксидов алюминия, кремнезема и железа, на которые происходит разложение силикатов.

Коры выветривания разделяют на остаточные и переотложенные. Остаточная кора выветривания представлена остаточными продуктами выветривания, оставшимся на месте химического разложения коренных пород. Переотложенная кора выветривания образуется при смещении и переотложении продуктов выветривания на новом месте.

Коры выветривания формируются длительно. По времени возникновения различают современные и древние коры выветривания. Древние коры выветривания подвергаются частичному или полному размыву последующими эрозионными процессами.

Выделяют следующие морфологические типы кор выветривания: площадный, линейный и контактово-карстовый.

Глубина коры выветривания может быть различной и измеряется от первых метров до десятков и сотен метров.

В зависимости от геохимических, климатических и геоморфологических условий процессов выветривания различают три профиля кор выветривания: 1) гидрослюдистый; 2) глинистый; 3) латеритный.

Гидрослюдистый (сиалитный) профиль выветривания характеризуется гидролизом силикатов и образованием гидрослюд и гидрохлоритов. Этот профиль выветривания не сопровождается существенными месторождениями полезных ископаемых.

Глинистый (ненасыщенный сиалитный) профиль выветривания отличается частичным выносом кремнезема и образованием каолинита, галлуазита, нонтронита. С этим профилем выветривания связаны месторождения каолинов и глин.

Латеритный (алитный) профиль выветривания характеризуется миграцией глиноэема и кремнезема образованием гидроксидов алюминия, оксидов и гидроксидов железа. В условиях тропического климата происходит латеритное и каолиновое выветривание. С латеритным профилем выветривания связаны месторождения бокситов, каолинов, никеля, железа и др.

Латеритные бокситовые месторождения (Арканзас в США, Боке в Гвинее, Висловское в районе КМА) образовались в результате выветривания интрузивных пород кислого, основного и щелочного составов, а также кристаллических сланцев и гнейсов.

Месторождения каолинов и глин (Глуховецкое на Украине) возникли при каолиновом выветривании гранитов и метаморфических пород.

Силикатно-никелевые месторождения (Уфалейское на Урале, Кемпирсайское в Казахстане и др.) и месторождения железа (Аккермановское и Елизаветинское на Урале) образовались в коре выветривания ультраосновных пород.

Основные рудные формации остаточных месторождений выветривания: бокситовая, силикатно-никелевая и каолиновая.

Кроме этого, известны также остаточные месторождения выветривания железа, марганца, кобальта, золота, олова, тантала, ниобия и редких земель.

Месторождения полезных ископаемых, связанные с корой выветривания, широко распространены и имеют большое значение для получения каолина, бокситов, никеля и кобальта.

Основная литература: 1 [196-209], 2 [173-194]

Контрольные вопросы

1. Что такое кора выветривания?

2. Физико-химические процессы выветривания и основные факторы выветривания.

3. Какие выделяют морфологические типы кор выветривания?

4. Чем различаются гидрослюдистый, глинистый и латеритный профили выветривания?

5. Как образуются остаточные месторождения выветривания?

6. Какие месторождения полезных ископаемых связали с корой выветривания?

Лекция 19. Инфильтрационные месторождения

Инфильтрационные месторождения образуются в процессе химического выветривания, когда в зоне выветривания происходит выщелачивание легкорастворимых минеральных веществ из горных пород поверхностными (атмосферными) водами, перенос и отложение в благоприятных физико-химических условиях.

В процессе образования инфильтрационных месторождений выделяют несколько стадий:

1) выщелачивание и растворение поверхностными (атмосферными) водами рудных веществ из горных пород в зоне выветривания;

2) перенос рудного вещества в растворах поверхностными (атмосферными) водами;

3) отложение рудных минеральных образований в благоприятных физико-химических условиях.

Поверхностные (атмосферные) воды, циркулируя по трещиноватым и пористым породам в зоне выветривания, выщелачивают и переносят минеральные вещества. Выщелачивание рудных веществ при образовании инфильтрационных месторождений может происходить из различных горных пород. На выщелачивание рудных компонентов влияет их форма нахождения, состав, трещиноватость и пористость пород, а также степень насыщения атмосферных вод свободным кислородом, кислотами и солями. Атмосферные кислородсодержащие воды бедны растворенными кислотами и солями. При их инфильтрации они становятся минерализованными, химическая активность и растворяющая их способность увеличивается.

Перенос рудных компонентов происходит в виде химических соединений растворимых и устойчивых в условиях зоны выветривания. Рудные вещества переносятся преимущественно в виде карбонатных, сульфатных, комплексных металлоорганических химических соединений.

Отложение рудного вещества происходит в благоприятных физико-химических условиях, где происходит резкое изменение щелочно-кислотной и окислительно-восстановительной обстановки. Окислительно-восстановительные процессы имеют большое значение в переносе и отложении химических элементов, которые обладают переменной валентностью и характеризуются различной растворимостью. Примером могут быть пластово-инфильтрационные месторождения урана. Шестивалентные химические соединения урана хорошо растворимы в окислительной среде и переносятся в растворах, а четырехвалентные соединения урана труднорастворимы и осаждаются в восстановительных условиях.

Среди инфильтрационных месторождений известны месторождения железа, марганца, меди, ванадия, урана, фосфоритов, гипса, боратов, магнезита, исландского шпата.

Основная литература: 1 [209-210], 2 [328-345].

Контрольные вопросы

1. Как образуются инфильтрационные месторождения?

2. Какие стадии выделяют в процессе образования инфильтрационных месторождений?

3. Какие полезные ископаемые характерны для инфильтрационных месторождений?

Лекция 20. Коры выветривания месторождений полезных ископаемых

Рудные месторождения полезных ископаемых вблизи земной поверхности (в зоне выветривания) подвергаются химическому и физическому выветриванию. Под влиянием этих процессов происходит изменение минерального и химического состава руд, образуется кора выветривания (зона окисления) месторождений.

В зоне выветривания под воздействием поверхностных вод, кислорода, углекислоты происходят процессы окисления и изменения состава руд. Просачиваясь вниз, воды окисляют и растворяют рудные минералы, образуется зона окисления, сложенная окисленными рудами. Рудные минералы, слагающие первичные руды, в зоне окисления оказываются неустойчивыми и подвергаются химическому разложению и окислению. При этом образуются новые устойчивые химические соединения, которые сохраняются на месте, а другие выносятся, переотлагаются или рассеиваются.

Процессы окисления протекают в зоне просачивания и циркуляции поверхностных вод, располагающейся от поверхности земли до уровня грунтовых вод. Верхняя часть рудных тел, в которой происходили процессы окисления называется зоной окисления.

Глубина зоны окисления и интенсивность развития процессов окисления зависят от климата, рельефа, химизма вод, состава руд и вмещающих пород, условий залегания рудных тел. Благоприятными факторами для формирования зоны окисления являются теплый влажный климат, умеренно расчлененный рельеф, полиминеральный состав руд и присутствие в составе руд пирита, интенсивная тектоническая нарушенность и равномерная водопроницаемость руд и вмещающих пород.

Глубина (мощность) зоны окисления рудных месторождений колеблется от нескольких до десятков метров, иногда до сотен метров.

Текстуры окисленных руд могут быть унаследованными от первичных руд и вновь образованными в процессе окисления этих руд. Для окисленных руд характерны специфические текстуры: пустотные, кавернозные, пористые, каркасные, ячеистые, порошковатые, землистые, колломорфные, полосчатые, корковые, натечные. .

Минеральный состав руд имеет большое значение в процессах окисления, так как различные минералы обладают разной устойчивостью в зоне окисления. Наиболее отчетливо и хорошо зона окисления и вторичная зональность проявлена на рудных (особенно сульфидных) месторождениях и мало характерна для месторождений неметаллических полезных ископаемых.

Зона окисления железорудных месторождений

Месторождения окисных и гидроокисных руд железа и рудные тела, сложенные гематитом и бурым железняком, являются устойчивыми в зоне окисления.

Магнетитовые руды при окислении образуют мартитовые руды, развитые на ряде железорудных месторождений (Сарбай, Кривой Рог, КМА и др.). Образование гидроокислов железа в магнетитовых рудах происходит незначительно, но при наличии в рудах (пирита, халькопирита, и др.) под воздействием сернокислых растворов разложение магнетита протекает быстрее с образованием сульфатов железа, которые затем переходят в гидроокислы железа.

При окислении карбонатов железа (сидерита, анкерита) образуются бурые и красные железняки, турьитовые руды, которые состоят из гетита, гидрогетита и гидрогематита.

Примеры железорудных месторождений, на которых развита зона окисления: Михайловское и Яковлевское в КМА, месторождения Кривого Рога, Сарбайское в Казахстане, Бакальское на Урале и др.

Зона окисления марганцевых месторождений

Рудные тела месторождений марганца, сложенные окисными и гидроокисными рудными минералами (пиролюзит, псиломелан, вернадит) являются устойчивыми в зоне окисления. Манганитовые руды при окислении переходят в тонкодисперсные пиролюзитовые руды.

В осадочных месторождениях марганца первичные руды представлены преимущественно карбонатами (родохрозит, манганокальцит), а в метаморфизованных месторождениях - силикатами (родонит, бустамит, марганцовистый гранат). Карбонаты и силикаты марганца в зоне окисления подвергаются гидролизу и окислению с образованием окислов и гидроокислов марганца (пиролюзит, псиломелан, вернадит). При окислении карбонатных и силикатных руд марганцевых месторождений происходит переход двухвалентного марганца в малоподвижную четырехвалентную форму, в результате чего образуются богатые марганцем скопления окисленных руд, называемые марганцевыми шляпами.

Марганцевые шляпы довольно широко распространены и образуются при окислении марганценосных пород и руд месторождений различных генетических типов.

К месторождениям типа марганцевых шляп относятся зоны окисления месторождений: Марсятского и Полуночного на Северном Урале, Мазульского в Сибири и др. Месторождения выветривания, представленные марганцевыми шляпами, известны в Гане, Индии и др.

Зона окисления сурьмяных месторождений

Главный рудообразующий минерал первичных сурьмяных руд антимонит неустойчив в зоне окисления и в гипергенных условиях подвергается окислению. В зоне окисления антимонит легко окисляется с образованием окислов сурьмы и сурьмяных охр. Наиболее распространенными типоморфными минералами зоны окисления сурьмяных месторождений являются валентинит, сервантит, кермезит и др.

Примером сурьмяных месторождений, на которых развита зона окисления, является месторождение Кадамджай в Кыргызстане.

Зона окисления никель-кобальтовых месторождений

В зоне окисления никель-кобальтовых месторождений сульфиды никеля и кобальта (пентландит, миллерит, линнеит), сульфоарсениды (кобальтин, глаукодот, герсдорфит) и арсениды (шмальтин, саффлорит, хлоантит) являются неустойчивыми.

При окислении сульфидных руд образуются сульфаты никеля и кобальта, которые хорошо растворимы и могут быть частично или полностью вынесены из зоны окисления.

Более сложным является окисление сульфоарсенидных и арсенидных руд никеля и кобальта. В условиях зоны окисления возникают вторичные гипергенные минералы, представленные труднорастворимыми арсенатами никеля (аннабергитом) и кобальта (эритрином).

При окислении арсенидных и сульфоарсенидных руд никель и кобальт в виде арсенатов (аннабергита, эритрина) фиксируются в зоне окисления.

Коры выветривания нерудных месторождений

Месторождения самородной серы подвергаются химическому выветриванию. Сера окисляется с образованием сульфатов (алунита, гипса, ярозита), слагающих так называемую «серную шляпу».

В процессе химического выветривания серных месторождений в поверхностной зоне возникают квасцовые шляпы.

Минеральные соли подвергаются интенсивному растворению под воздействием поверхностных вод и образуется соляной карст. В верхней части соляных залежей происходит образование соляных и гипсовых шляп.

В зоне выветривания существенным изменениям подвергаются месторождения углей. Вблизи поверхности земли в углях возрастает влажность и зональность, уменьшается содержание углерода и водорода, снижается качество угля.

Основная литература: 1 [211-220], 2 [196-208]

Контрольные вопросы

1. Как образуются коры выветривания и зоны окисления рудных месторождений?

2. Какие физико-химические процессы происходят в зоне окисления руд?

3. Какие минералы характерны для окисленных руд железорудных месторождений?

4. Какие минералы характерны для окисленных руд марганцевых месторождений?

5. Какие минералы характерны для окисленных руд сурьмяных месторождений?

6. Какие изменения происходят в коре нерудных месторождений минеральной соли, серы, угля?

Лекция 21. Кора выветривания сульфидных месторождений

При химическом выветривании и окислении сульфидных месторождений в зоне просачивания поверхностных вод формируется зона окисленных руд и образуется вторичная зональность.

В зоне окисления сульфидных месторождений выделяются следующие подзоны: I) поверхностный слой; 2) подзона окисленных руд; 3) подзона выщелоченных руд; 4) подзона богатых окисленных руд.

В зоне окисления сульфидные минералы неустойчивы и под действием свободного кислорода, растворенного в воде, и углекислоты происходит разложение и окисление сульфидов с образованием серной кислоты и сульфатов. Легкорастворимые сульфатные соединения могут быть вынесены циркулирующими водами и переотложены, а труднорастворимые могут сохраняться и накапливаться на месте. Сульфатные соединения являются неустойчивыми и окисляются с образованием окислов, гидроокислов, карбонатов и силикатов.

Сульфиды железа (пирит, марказит, пирротин) широко развиты в первичных рудах колчеданных месторождений. Количество пирита играет большую роль при окислении, так как в процессе его окисления образуется серная кислота, которая ускоряет процесс окисления рудных минералов. Железо, содержащееся в пирите, переходит в сульфат железа, который в присутствии свободного кислорода и при гидролизе сульфата железа переходит в труднорастворимые гидроокислы железа и выпадает в виде окислов и гидроокислов железа (гетита, гидрогетита, гидрогематита). Скопление бурых железняков в верхней части рудных тел называют "железные шляпы".

При окислении сульфида меди (халькопирита) образуется легкорастворимый сульфат и происходит вынос меди из зоны окисления. Образование азурита и малахита в окисленных рудах происходит в условиях карбонатной среды, при наличии карбонатов в составе жильных минералов или боковых пород.

При окислении сульфида свинца (галенита) образуется труднорастворимый сульфат (англезит), накапливающийся в зоне окисления, который в условиях карбонатной среды переходит в церуссит.

При окислении сульфида цинка (сфалерита) возникает легкорастворимый сульфат, который выносится из зоны окисления и рассеивается за пределами месторождений. Цинк осаждается в зоне окисления в случае карбонатной среды в виде смитсонита.

В зоне окисления сульфидных месторождений золото мигрирует механическим и химическим путем, переотлагается и накапливается в самородном виде в буром железняке, ярозите, подзоне окисленных выщелоченных руд и в верхних горизонтах зоны вторичного обогащения.

Главная масса серебра, накапливается в низах зоны окисления в самородном виде и в форме галоидных соединений (кераргирита).

Подзона выщелоченных руд располагается ниже подзоны окисленных руд и развита в пределах зоны окисления некоторых колчеданных (Блява, Николаевское) и медно-порфировых (Кнырат, Кальмакыр) месторождений. В этой подзоне преобладают процессы выщелачивания легкорастворимых соединений. Подзона выщелачивания на колчеданных месторождениях представлена кварцевой, кварцево-баритовой, кремнисто-гипсовой или колчеданной (пиритовой) сыпучками и обогащена золотом. В меднопорфировых месторождениях развита кварц-каолинитовая зона выщелачивания.

Подзона богатых окисленных руд располагается в нижней части зоны окисления и имеет обычно небольшую мощность. Образование ее связано с окислением руд зоны вторичного сульфидного обогащения. В составе окисленных руд этой подзоны присутствуют халькозин в ассоциации с купритом и самородной медью.

Изучение зоны окисления сульфидных месторождений имеет важное значение для поисков и перспективной оценки рудных залежей на глубину. Кроме того, железные шляпы нередко имеют повышенное содержание золота и серебра и разрабатываются как золоторудные месторождения.

Зона вторичного сульфидного обогащения

Зона вторичного обогащения образуется на сульфидных месторождениях меди, золота, серебра и урана. Наиболее характерна эта зона для медноколчеданных (Блявинское, Карабашское, Николаевское и др.) и меднопорфировых (Конырат, Кальмакыр и др.) месторождений.

Зона вторичного обогащения образуется ниже зоны окисления в восстановительных условиях при переотложении выщелоченных из нее металлов. Формирование данной зоны связано с недостатком кислорода и восстановительными условиями в зоне истечения грунтовых вод. В этой зоне грунтовые воды становятся нейтральными и слабощелочными, здесь происходит отложение вторичных минералов в результате изменения состава растворов, а также в связи с обменными реакциями между сульфатными растворами, принесенными из зоны окисления и первичными рудами.

Благоприятными факторами для образования зоны вторичного обогащения является умеренно расчлененный рельеф, теплый влажный климат, интенсивная трещиноватость руд и вмещающих пород, пирит-халькопиритовый состав руд, отсутствие карбонатов в рудном теле и среди вмещающих пород.

Для образования мощной и хорошо выраженной зоны вторичного обогащения необходимо длительное окисление верхних частей рудных тел, свободная циркуляция метеорных вод сверху вниз, а также отсутствие боковой миграции вод и выноса металлов за пределы месторождения.

Мощность зоны вторичного обогащения варьирует от нескольких метров до десятков и иногда до первых сотен метров.

Зона вторичного обогащения формируется на месторождениях меди, урана, серебра и золота (в сульфидных рудах).

Для медных месторождений характерно развитие зоны вторичного сульфидного обогащения, которая располагается между зоной окисления и зоной первичных руд. Вторичные сульфиды меди образуются за счет привноса меди из зоны окисления и в результате замещения первичных сульфидов, а также при отложении по трещинам в первичной сульфидной руде. Возникающие при этом вторичные сульфиды цементируют первичные сульфидные минералы, поэтому зона вторичного обогащения нередко называется зоной цементации.

Главными рудными минералами зоны вторичного сульфидного обогащения являются вторичные сульфиды меди - халькозин, ковеллин и борнит. Вторичные сульфиды содержат большее количество меди, чем первичные сульфиды. Наиболее богаты вторичными сульфидами верхние горизонты этой зоны, а по мере углубления их количество уменьшается и руды переходят в первичные. Вторичные сульфиды обогащают данную зону и содержание меди в зоне вторичного сульфидного обогащения повышается в 2-3 раза и более. Присутствие зоны вторичного обогащения повышает промышленную ценность месторождений.

При окислении золотосодержащих сульфидных руд золото мигрирует механическим и химическим путем из верхних частей зоны окисления и переотлагаясь, золото накапливается в низах зоны окисления, а также в верхней части зоны вторичного обогащения с образованием участков высокой его концентрации.

Главная масса серебра накапливается в низах зоны окисления. Серебро, содержащееся в сульфидах, переходит в раствор, а затем концентрируется в зоне вторичного обогащения в форме самородного серебра и аргентита.

Золото и серебро мигрируют из зоны окисления сульфидных руд и переотлагаясь, образуют участки вторичного обогащения этих металлов, причем содержание их возрастает в несколько раз по сравнению с первичной рудой.

Уран в зоне окисления переходит в легкорастворимое сульфатное соединение шестивалентного урана. При миграции этого раствора, в связи с изменением окислительной среды на восстановительную, в зоне истечения грунтовых вод происходит восстановление шестивалентного урана до труднорастворимого четырехвалентного и осаждение в зоне вторичного обогащения урановых рудных тел в форме порошковатой урановой черни.

Основная литература: 1 [211-219], 2 [196-203, 205-208]

Контрольные вопросы

1. Как образуется кора выветривания и зона окисления сульфидных месторождений?

2. Вторичная зональность, возникшая в процессе окисления сульфидных месторождений.

3. Физико-химические процессы в зоне окисления сульфидных руд?

4. Какие минералы характерны для окисленных руд сульфидных месторождений?

5. Как образуется зона вторичного обогащения на рудных месторождениях?

6. Какие физико-химические процессы происходят при образовании зоны вторичного обогащения?

7. Какие металлы концентрируются в зоне вторичного обогащения?

8. Какие минералы характерны для зоны вторичного сульфидного обогащения месторождений меди?

9. Какое промышленное значение имеет зона вторичного обогащения на рудных месторождениях?

Лекция 22. Россыпные месторождения

Россыпи представляют собой рыхлые или сцементированные скопления обломочного материала, содержащие ценные (полезные) минералы. Образование обломочного материала россыпей связано с процессами физического и химического выветривания, при котором происходило физическое разрушение и химическое разложение горных пород и руд древних коренных месторождений.

Среди россыпных месторождений по условиям образования выделяются следующие классы: элювиальный, делювиальный, пролювиальный, аллювиальный, литоральный, гляциальный, эоловый.

Элювиальные россыпи возникают на месте разрушения коренных источников с образованием рудоносного обломочного материала. При перемещении обломочного материала вниз по склону формируются делювиальные россыпи. Необходимым условием для такого перемещения и механической дифференциации обломочного материала является расчлененный рельеф.

Пролювиальные россыпи образуются у подножья склонов и в долинах логов, когда перемещение и накопление обломочного материала происходит сезонными водами и временными потоками.

Гляциальные (ледниковые) россыпи могут образоваться при перемещении обломочного материала ледниками. Эти россыпи характеризуются плохой окатанностью и сортировкой обломочного материала.

Аллювиальные (речные) россыпи образуются в процессе эрозии проточными водами рек, переносящих обломочный материал на различные расстояния. Источником аллювиальных россыпей являются коренные месторождения и рудоносные породы, а также элювиальные и делювиальные россыпи. По месту образования аллювиальные россыпи разделяются на русловые, долинные, террасовые, косовые и дельтовые.

Литоральные россыпи образуются в прибрежной зоне морей и крупных озер при перемещении и механической сортировке обломочного материала под влиянием приливов-отливов, при движении волн и прибрежных течений воды. Источником для образования этих россыпей могут служить коренные месторождения и рудоносные горные породы, а также более древние россыпи. Кроме того, значительная часть обломочного материала для формирования литоральных россыпей приносится реками, впадающими в озера и моря.

Эоловые россыпи формируются в процессе перемещения ветром обломочного материала, когда происходит образование песчаных дюн и барханов.

Механизм формирования россыпей сводится к сортировке обломочного материала по размеру, плотности и форме обломков, к истиранию и окатыванию обломков в процессе их перемещения, концентрации ценных (полезных) минералов путем механического осаждения. В россыпях концентрируются минералы, обладающие большой плотностью, химически стойкие и физически прочные.

Россыпеобразующие минералы представлены золотом, платиной, колумбитом, танталитом, касситеритом, шеелитом, магнетитом, ильменитом, рутилом, монацитом, цирконом, алмазом, гранатом, корундом.

По составу и количеству ценных минералов россыпи бывают простые (с одним ценным минералом) и комплексные (с несколькими ценными минералами).

Россыпи образуют пластовые, линзовидные, лентообразные, шнурковые и гнездовые залежи.

Россыпи могут быть открытыми или погребенными под перекрывающими осадками, накопившихся после образования россыпи.

По времени формирования выделяют современные и древние россыпи.

Экономическое значение россыпных месторождений значительное и они являются благоприятными рудными объектами для промышленного освоения. Россыпи залегают на небольшой глубине вблизи поверхности и могут разрабатываться с применением простых открытых способов добычи и обогащения. Поэтому при эксплуатации россыпных месторождений требования промышленности к содержанию полезных компонентов более низкие, чем для коренных месторождений.

Промышленное значение россыпей различного происхождения разное. Аллювиальные и прибрежно-морские россыпи имеют широкое распространение и наиболее важное промышленное значение. Элювиальные, делювиальные и гляциальные россыпи имеют небольшие размеры и меньшее промышленное значение.

Основная литература: 1 [221-232], 2 [214-247].

Контрольные вопросы

1. Что такое россыпи?

2. Как образуются россыпные месторождения?

3. Где образуются элювиальные россыпи?

4. Где образуются делювиальные россыпи?

5. Как образуются пролювиальные россыпи?

6. Как образуются гляциальные россыпи?

7. Как образуются аллювиальные россыпи?

8. Как образуются литоральные россыпи?

9. Какое промышленное значение имеют россыпные месторождения?

Лекция 23. Механические осадочные месторождения

Механические (или обломочные) осадочные месторождения образуются при перемещении обломочного материала и происходящей при этом механической его сортировке, которая приводит к накоплению полезного ископаемого.

Механические осадочные месторождения формируются в результате механической дифференциации обломочного материала, которая происходит в процессе их переноса и отложения. Механическая дифференциация представляет собой сортировку обломочного материала и отложение в определенной последовательности, определяемой величиной, плотностью и формой обломков.

К механическим осадочным месторождениям относятся месторождения строительных материалов (гравия, песка, глины), россыпные месторождения металлических полезных ископаемых (золота, платины, касситерита, шеелита, монацита, циркона, рутила, ильменита, магнетита и др.) и неметаллических полезных ископаемых (алмаза, корунда, берилла, топаза и др.).

Механические (или обломочные) осадочные месторождения представлены континентальными и прибрежно-морскими образованиями.

Типичными представителями механических (или обломочных) осадочных месторождений могут служить месторождения гравия, песка и глины, которые используются в производстве строительных материалов.

Месторождения гравия представлены: 1) аллювиальными отложениями рек, 2) прибрежными морскими и озерными отложениями, 3) флювиогляциальными отложениями, 4) образованиями временных горных потоков воды и конусов выноса. Они могут быть современными и древними. В последнем случае они сильно уплотнены и малопригодны для использования в производстве строительных материалов.

Месторождения песка по условиям образования разделяются на элювиальные, делювиальные, пролювиальные, аллювиальные, флювиогляциальные, озерные, морские, эоловые. Наибольшее практическое значение имеют аллювиальные, озерные и морские пески. По составу среди песков выделяются мономинеральные (олигомиктовые) и полиминеральные (полимиктовые).

Мономинеральные кварцевые пески являются сырьем для стекольный, металлургической и абразивной промышленности. Месторождения кварцевых песков (Люберецкое, Латненское в России, Часовьярское на Украине) представляют собой озерные и морские отложения. Известны месторождения песков кайнозойского, мезозойского и палеозойского возраста.

Месторождения глин по условиям образования выделяются в корах выветривания, делювиальные, аллювиальные, озерные, морские, лессовые. Главными минералами глин являются каолинит, галлуазит, монтмориллонит, пирофиллит, аллофан и гидрослюды. Кроме того, в состав глин входят различные оксиды и гидрооксиды, а также неразложенные породообразующие минералы (кварц, полевые шпаты и др.). При содержании 50-60% песка породы называется суглинком,а более 80% - супесью.

Озерные месторождения глин являются ценным сырьем для промышленности и называются огнеупорными и керамическими. Эти глины не содержат гидрооксидов железа и отличаются особой чистотой. В морских условиях образуются глины, содержащие вредные примеси. Геологический возраст месторождений глин четвертичный, палеогеновый, мезозойский и палеозойский.

Основная литература: 1 [233-234], 2 [214].

Контрольные вопросы

1. Какие месторождения относятся к механическим (обломочным) осадочным образованиям?

2. Какие выделяются месторождения гравия по условиям образования?

3. Какие месторождения песка выделяются по условиям образования?

4. Какие месторождения глин выделяются по условиям образования?

Лекция 24. Химические осадочные месторождения солей

Химические осадочные месторождения образуются при осаждении и накоплении минеральных веществ на дне водоемов (озер, морей, заливов, лагун).

Химические осадочные месторождения из истинных растворов связаны с галогенной (соленосной) формацией, к которой принадлежат месторождения минеральных солей калия, натрия, магния, кальция. Главным источником минерального вещества для формирования соляных месторождений является морская вода, которая представляет солевой (истинный) раствор хлористых, сернокислых и углекислых химических соединений. Среднее содержание солей в морской воде с нормальной соленостью составляет 3,5%. Понижение или повышение солености морской воды определяется климатическими условиями, в которых находится водный бассейн и количеством поступающей в него пресной воды.

Месторождения минеральных солей возникают в аридных климатических зонах в водных бассейнах повышенной и высокой солености. Растворенные в морской воде соли могут выпадать из нее при насыщении раствора вследствие испарения воды. Выпадение солей из раствора зависит от степени их растворимости и сначала осаждаются труднорастворимые, а затем легко растворимые соли. Кроме растворимости на последовательность выпадения солей оказывают влияние относительное содержание солей в морской воде, температура воды, давление, рН и др. В условиях жаркого сухого (аридного) климата происходит интенсивное испарение воды и начинается осаждение солей. В первую очередь, при повышении солености до 15%, выпадал кальцит. При повышении солености до 15-27% осаждается гипс. Процесс солеотложения может остановиться на образовании гипса вследствие изменения режима водоема, увлажнения климата и тогда возникают только гипсовые месторождения. При продолжающемся испарении воды, когда соленость повышается до 27% и более, начинает осаждаться галит. Солеобразование часто заканчивается образованием месторождений каменной соли. Образование калийных и магнезиальных солей может произойти лишь при полном отделении соляной бухты от открытого моря. При полном испарении воды солеродных бассейнов происходит отложение солей калия и магния. Эти соли легкорастворимы и быстро поддаются эрозии. Поэтому месторождения калийных солей сохраняются, если после образования они были перекрыты слоем глины, предохраняющим от размыва.

Соляные залежи имеют пластовую форму залегания. Многие соляные месторождения характеризуются специфической соляной тектоникой с образованием соляных куполов и штокообразных залежей. К солянокупольным структурам часто приурочены месторождения нефти и газа.

Соляные месторождения приурочены к краевым прогибам и синеклизам на платформах, а также встречаются в межгорных впадинах складчатых областей.

В истории геологического развития Земли устанавливается несколько эпох соленакопления: кембрийская, пермская, юрская, меловая и неогеновая.

Крупные промышленные месторождения каменной и магнезиально-калийных солей имеют морское происхождение: месторождения калийных солей Верхнекамского бассейна на западном склоне Урала, Старобинское в Белоруссии, Стассфуртское в Германии месторождения каменной соли Славяно-Артемовское на Украине, в Прикаспийской впадине Западного Казахстана и др.

Кроме морских соляных месторождений имеются многочисленные небольшие месторождения современных соляных озер, имеющие континентальное происхождение. Современное солеобразование происходит в водных бассейнах двух типов: 1) связанных с морем и питавшихся морской водой; 2) континентальных соляных озерах (бессточных впадинах), питавшихся водами суши. Соляная масса современных бассейнов состоит из рапы (соляного рассола) и самосада (твердых соляных накоплений на дне водоема). Среди современных соляных месторождений встречаются хлоридные озера с каменной солью (озера Баскунчак, Эльтон и др.), сульфатные соляные водоемы (Аральское и Каспийское моря), карбонатные (или содовые) озера в Кулундинской степи.

Некоторые соляные месторождения содержат бор в виде рассеянного среди них калиборита. Бораты образуют пластообразные и линзовидные тела. Они связаны с соленосными породами и горизонтами гипса с прослоями глин. Боратовые руды разнообразны по минеральному составу. Рудообразующими минералами боратовых руд являются ашарит, гидроборацит, иньонит, колеманит, улексит, пандермит. Полиборатовые руды (гидроборацитовые, иньоитовые, колеманитовые) образуются вследствие преобразования ашарит-улекситовых руд под воздействием грунтовых и подземных вод.

Месторождения боратов образуются при процессах выветривания бедных борсодержащих солей. В зоне выветривания борные соединения растворяются и накапливаются в гипсовой шляпе в виде боратов-ашарита, улексита и др. К гипсовой шляпе соляного штока, сложенного соленосными породами (ангидритом, каменной и калийными солями) приурочено Индерское месторождение в Западном Казахстане.

При разработке соляных месторождений попутно извлекаются соли бора, брома, йода, цезия, рубидия и других элементов.

Основная литература: 1 [234-238], 2 [248-266]

Контрольные вопросы

1. Как образуются месторождения солей?

2. Какое среднее содержанке солей в морской воде?

3. Какая последовательность выпадения солей из растворов? 4. В каких водных бассейнах образуются месторождения солей?

5. Какие минералы характерны для соляных месторождений?

6. Назовите примеры древних (ископаемых) к современных месторождений солей?

Лекция 25. Химические осадочные месторождения железа, марганца, алюминия

Осадочные месторождения железа, марганца и алюминия образуются из суспензий и коллоидных растворов на дне водных бассейнов.

Источником рудного вещества для этих месторождений служит континентальная кора выветривания, продукты химического разложения которой сносятся поверхностными и грунтовыми водами в озерные и морские водоемы.

Перенос соединений алюминия, железа и марганца речными и грунтовыми водами происходит в виде тонких взвесей, коллоидных и истинных растворов. Содержание железа, марганца и алюминия в речных водах низкое, однако суммарный вынос этих металлов огромный.

Накопление руд железа, марганца и алюминия может происходить в речных, озерных и морских водоемах. Основной причиной осаждения этих металлов в прибрежной зоне озер и морей является смешивание коллоидных растворов, привносимых реками, с морской водой. В результате такого смешения и воздействия электролитов морской воды происходит коагуляция коллоидов и выпадение на дне водоемов химических соединений железа, марганца и алюминия. В образовании осадочных месторождений железа и марганца определенную роль могли также играть биохимические процессы.

Отложение руд алюминия, железа и марганца происходит в прибрежной зоне озер и морей. В связи с различной геохимической подвижностью соединений алюминия, железа и марганца наблюдается их дифференциация в прибрежной зоне водоемов. По сравнению с алюминием и железом соединения марганца обладают более высокой подвижностью, способностью перемещаться дальше от береговой линии и выпадать в виде осадка, на больших глубинах. Ближе к берегу накапливаются бокситы, затем в верхней части шельфа отлагаются железные руды и в нижней части шельфа происходит образование марганцевых руд. По отношению к древней береговой линии осадочные месторождения алюминия, железа и марганца располагаются в определенной последовательности.

Для осадочных месторождений железа и марганца характерна фациальная изменчивость рудоносных отложений. По мере удаления от береговой линии, углубления дна водного бассейна и уменьшения величины окислительного потенциала окисные руды железа и марганца, переходят в закисные карбонатные и силикатные руды.

К химическим осадочным образованиям из коллоидных растворов относятся осадочные месторождения алюминия, железа и марганца.

Осадочные месторождения алюминия

По условиям образования среди осадочных месторождений алюминия выделяют морские месторождения бокситов и озерные месторождения бокситов.

Морские месторождения бокситов геосинклинального типа обычно залегают среди карбонатных пород и имеют пластовую и пластообразную форму рудных тел. Геосинклинальные месторождения бокситов образовались в мелководных условиях в прибрежной части морей в период перерыва осадконакопления. К осадочным месторождениям бокситов морского происхождения относятся месторождения Красная шапочка, Кальинское и Черемуховское на Северном Урале, Боксонское месторождение в Восточном Саяне, а также бокситовые месторождения Средиземноморской провинции. Платформенные месторождения бокситов образовались в небольших континентальных озерах. Бокситы залегают среди песчано-глинистых отложений и бокситовые залежи имеют линзовидную, гнездообразную и неправильную форму. Примером таких бокситовых месторождений являются Амангельдинская группа месторождений (Аркалыкское, Верхне-Ашутское, Нижне-Ашутское, Уштобинское) в Торгайском прогибе, Тихвинские и Северо-Онежские группы месторождений в Московской синеклизе.

Месторождения бокситов имеют различный возраст и в геологической истории формирования бокситовых месторождений выделяют следующие эпохи бокситообразования: позднепротерозой-кембрийская, силуро-девонская, каменноугольная, мезозойская, палеогеновая, неоген-четвертичная.

Бокситы состоят из диаспора, бемита и гиббсита (гидраргиллита), а также содержат окислы и гидроокислы железа (гематит, гидрогематит, гетит, гидрогетит), окислы титана и глинистые минералы. По минеральному составу бокситы подразделяются на диаспоровые, бемит-диаспоровые и гиббситовые (гидраргиллитовые).

Осадочные месторождения железа

Осадочные месторождения железных руд по условиям образования могут быть аллювиальными, озерно-болотными и прибрежно-морскими.

Вмещающими породами рудных тел рассматриваемых месторождений являются морские и континентальные песчано-глинистые отложения.

Рудные тела представлены пластами, линзами, пластообразными залежами и гнездами. Рудные тела прослеживаются в длину на десятки и сотни километров при ширине в несколько километров и при мощности рудных тел в десятки метров.

По минеральному составу выделяют окисные, карбонатные и силикатные руды. Окисные руды (бурые железняки) состоят из лимонита, гидрогетита, гетита, гематита. Основным рудообразующим минералом карбонатных руд является сидерит. В состав силикатных руд входят железистые хлориты (шамозит, тюрингит). Кроме этих рудообразующих минералов, в составе железных руд присутствуют окислы и гидроокислы марганца, кварц, халцедон, кальцит, барит, гипс, глинистые минералы.

Осадочные месторождения железных руд формировались следующие геологические эпохи: докембрийскую, кембрийскую, ордовикскую, силурийскую, каменноугольную, юрскую, неогеновую, олигоцен-четвертичную.

Осадочные месторождения железных руд имеют широкое распространения и большое промышленное значение.

К морским осадочным месторождениям железа относятся Керченское месторождение в Крыму, Аятское месторождение в Северном Казахстане, Бакчарское и Нижне-Ангарское месторождения в Сибири.

Континентальные осадочные месторождения железных руд представлены озерно-болотными месторождениями в Тульском и Липецком районах на Русской платформе и аллювиальными месторождениями в Северном Казахстане (Лисаковское, Октябрьское, Шиелинское) и в Северном Приаралье (Талды-Эспе, Кок-Булак и др.).

Осадочные месторождения марганца

Осадочные месторождения марганцевых руд образуются в прибрежно-морских условиях, но по сравнению с железными рудами отлагаются в более глубоководных условиях шельфовой зоны морей. Это объясняется большей геохимической подвижностью марганца по сравнению с железом.

Марганцевые руды залегают среди песчано-глинистых, кремнистых и карбонатных пород.

Рудные тела имеют пластовую, пластообразную и линзовидную форму. Рудные тела прослеживаются по простиранию на несколько километров, при ширине сотни метров и мощности до 10-20 м.

По минеральному составу среди осадочных марганцевых месторождений выделяют гидроокисные, окисные, карбонатные и силикатные руды.

Гидроокисные руды состоят из псиломелана и пиролюзита, в них присутствуют также лимонит, опал, глинистые минералы.

Основные рудообразующие минералы окисных руд пиролюзит и манганит.

Карбонатные руды состоят из родохрозита, манганокальцита, опала, глауконита, барита, в них встречаются также марказит и пирит.

Силикатные руды сложены родонитом и бустамитом, а также в них присутствуют карбонаты марганца, кварц.

Осадочные месторождения марганцевых руд расположены на платформах (Никопольское и Больше-Токмакское месторождения на Украине) и в геосинклинальных зонах (Чиатурское месторождение в Грузии, Мангышлакское месторождение в Казахстане).

В истории формирования осадочных месторождений марганцевых руд выделяют следующие эпохи рудообразования: докембрийскую, кембрийскую, ордовикскую, каменноугольную, юрскую, пермскую, палеогеновую.

В осадочных месторождениях заключено более 70% мировых запасов марганцевых руд.

Основная литература: 1 [234-238], 2 [248-266]

Контрольные вопросы

1. Как образуются осадочные месторождения железа, марганца и алюминия?

2. Какие формы переноса железа, марганца и алюминия в водных растворах?

3. Какая форма рудных тел характерна для осадочных месторождений железа, марганца и алюминия?

4. Какой минеральный состав бокситов?

5. Какие минералы входят в состав руд осадочных месторождений железа?

6. Какие минералы входят в состав руд осадочных месторождений марганца?

7. Какое промышленное значение имеют осадочные месторождения железа, марганца и алюминия?

Лекция 26. Биохимические осадочные месторождения

К биохимическим образованиям относятся месторождения фосфоритов, карбонатных и кремнистых пород, торфа, сапропеля, лигнита, каменного угля, горючих сланцев, нефти и газа. Эти месторождения являются основным источником энергии, обеспечивают сырьем химическую промышленность и производство фосфорных удобрений для сельского хозяйства.

Месторождения фосфоритов

Фосфориты представляют собой сложное химическое соединение фосфорнокислого, фтористого и углекислого кальция. Фосфоритами называются породы с экзогенными концентрациями скрыто или микрокристаллического апатита. В состав фосфоритов обычно входят кальцит и глауконит, иногда сидерит, хлорит, гетит и каолинит, а также органическое вещество в платформенных месторождениях.

Основным источником фосфора для образования фосфоритовых месторождений служит сравнительно легко растворимый апатит магматических пород. Апатит растворяется углекислыми поверхностными водами при химическом выветривании магматических пород и переносится реками в морские водоемы, где морские организмы усваивают его из воды. Концентрация фосфора в костях, тканях и крови морских организмов высокая. Содержание фосфорнокислого кальция в костях позвоночных животных достигает 60%, а в раковинах морской фауны 80-91,5%.

По мнению некоторых геологов, основным источником фосфора, растворенного в морской воде, являются подводные вулканические эксгаляции. Другие считают, что одной из причин глобальных эпох фосфоритообразования является эндогенное поступление фосфора из мантии во время рифтогенеза.

Отложение фосфатных химических соединений на дне моря могло происходить биогенно-осадочным и биохимическим путем. Согласно биогенно-осадочной гипотезы фосфор накапливается в морских организмах и в результате отмирания этих организмов и скопления их на дне моря происходит химическое разложение органического вещества с образованием фосфоритов. Причины массовой гибели организмов могут быть трансгрессия и регрессия моря, изменение температуры воды, повышение солености морской воды в результате интенсивного испарения и др.

Биохимическая гипотеза формирования фосфоритовых месторождений разработана А.В. Казаковым. Она основана на результатах изучения концентрации фосфора в колонне вод современных морей и океанов. Эти исследования позволяют выделить четыре горизонта вод с различным содержанием фосфора. Первый, верхний горизонт глубиной до 50 м относится к зоне фотосинтеза, характеризуется поглощением фосфора фитопланктоном и низким содержанием Р₂О₅ 10-50 мг/м³ в морской воде. Второй горизонт глубиной от 50 до 300-400 м представляет собой зону прохождения отмерших организмов и характеризуется также низким, но постепенно возрастающим содержанием фосфора. В третьем горизонте от 300-400 м до 1000-1500 м происходит массовое разложение отмерших организмов, выделение из них фосфора и содержание Р₂О₅ здесь составляет 200-300 мг/м³ воды и более. В четвертом, самом глубоком горизонте, содержание фосфора в воде низкое.

Фосфоритовые месторождения могут образоваться, когда глубинные холодные воды, насыщенные СО₂ и Р₂О₅, вследствие восходящих течений поднимались в область материкового шельфа морей. Здесь происходило уменьшение парциального давления СО₂. Этому способствовали уменьшение гидростатического давления, нагрев восходящих вод, диффузия избытка СО₂ в обедненные углекислотой поверхностные зоны фитопланктона. Вследствие уменьшения парциального давления СО₂ вода становится пересыщенной фосфатом и происходит химическое осаждение его в верхней и средней частях шельфовой зоны морей.

Среди фосфоритовых месторождений выделяются платформенные и геосинклинальные.

Платформенные месторождения фосфоритов известны на Русской и Сибирской платформах. Примером могут служить Вятско-Камское, Егорьевское и другие месторождения в Подмосковье.

Примерами фосфоритовых месторождений геосинклинального типа являются месторождения фосфоритов в Южном Казахстане (Аксай, Кокжон, Жанатас), месторождения фосфоритов в Алжире, Марокко, Тунисе, США.

Залежи фосфоритов имеют пластовую и пластообразную форму. По особенностям строения выделяются желваковые и массивные фосфориты. Желваковые фосфориты характерны для платформенных месторождений, а массивные – для геосинклинальных.

Фосфориты характеризуются повышенным содержанием урана и редких элементов.

Геологический возраст фосфоритовых месторождений венд-кембрийский, ордовикский, пермский, поздний мел – палеогеновый и неогеновый.

Основная литература: 1 [247-251], 2 [278-289].

Контрольные вопросы

1. Какие существуют гипотезы формирования фосфоритовых месторождений?

2. Как образуются фосфориты по биогенно-осадочной гипотезе?

3. Как образуются фосфориты по биохимической гипотезе?

4. Какие могут быть источники фосфора для образования фосфоритовых месторождений?

Лекция 27. Месторождения углей и горючих сланцев

Месторождения твердых горючих ископаемых (торф, бурый и каменный уголь, горючие сланцы) являются биохимическими осадочными месторождениями. Они сходны по своему составу, состоят из углеродистого органического вещества и имеют биогенное осадочное происхождение.

Месторождения угля

Первичное органическое вещество для углеобразования может быть гумусовым и сапропелевым.

Гумусовые осадки возникали при накоплении на дне водоемов высших растений. Гумусовое вещество может быть автохтонным, образовавшимся на месте роста растений или аллохтонным, представленным переотложенными остатками растений. Если накопление растительной массы происходило в озерно-болотных условиях, то возникали лимнические месторождения угля, а если в прибрежных зонах морей, тогда формировались паралические месторождения угля. Для первых характерна ассоциация углей и угленосных терригенных континентальных отложений, для вторых – ассоциация углей с угленосными карбонатными и песчано-глинистыми приобрежно-морскими отложениями. В прибрежных зонах водоемов и болотах происходило первичное разложение растительной массы с образованием торфа. Торфообразование протекает в болотах при ограниченном доступе кислорода. Торф представляет собой смесь неразложившихся остатков растений, продуктов их разложения и образовавшихся органических кислот. Торф является исходным органическим осадком для образования гумусовых углей, имеющих наибольшее практическое значение.

Сапропелевые осадки формировались при накоплении на дне водоемов остатков низших растений, главным образом планктонных водорослей. При отмирании и осаждении на дно водоемов они смешиваются с неорганическими илом и образуют осадок, называемый сапропелем. Разложение органического вещества сапропеля под слоем воды приводит к битуминизации. Степень разложения органического вещества зависит от продолжительности и интенсивности биохимического процесса. Сапропелевые осадки служили исходным материалом для образования сапропелевых углей, а также для других видов горючих полезных ископаемых – горючих сланцев и нефти.

Процесс накопления исходного органического осадка углей происходил в основном при торфообразовании и сапропелеобразовании. В природе может быть и промежуточный процесс накопления смешанного осадка, состоящего из продуктов разложения водорослей и наземных растений. По составу осадки, состоящие из гумусовых и сапропелевых веществ, можно выделить как гумусо-сапропелевые.

Захоронение органической массы под перекрывающими осадками, диагенез и последующий метаморфизм приводили к углефикации и образованию ископаемых углей. В процессе углефикации органическая масса осадка (торф, сапропель) изменяется с последовательным превращением в бурый уголь, каменный уголь, антрацит, шунгит и графит. При этом увеличивается содержание углерода и изменяются физические и химико-технологические свойства углей.

Угленосные формации подразделяют на платформенные, геосинклинальные и промежуточные.

Платформенные угленосные формации находятся в чехле древних и молодых платформ. К этой угленосной формации принадлежат месторождения Подмосковского, Канско-Ачинского, Иркутского, Тунгусского и других угольных бассейнов. Для них характерны относительно небольшая мощность угленосных толщ, достигающая нескольких сотен метров в чехле древних платформ и первых тысяч метров в молодых платформах; небольшое количество угольных пластов; большая мощность угольных пластов; субгоризонтальное залегание пластов и слабый метаморфизм углей.

Геосинклинальные угленосные толщи представлены в Донецком, Карагандинском, Кузбасском, Печорском и других угольных бассейнах. Для них характерны значительная мощность угленосных толщ, достигающая десятков километров; большое число угольных пластов; небольшая мощность пластов; интенсивная складчатость и нарушенность разломами; высокая степень метаморфизма углей.

Промежуточные угленосные формации находятся в посторогенных прогибах и внутри крупных депрессий. Они находятся в Экибастузском, Минусинском, Буреинском, Челябинском и других угольных бассейнах. Для таких угленосных формаций характерны средняя мощность угленосных толщ, не превышающая нескольких километров; небольшое количество угольных пластов различной мощности; незначительная тектоническая нарушенность угленосных толщ и невысокая степень метаморфизма углей.

Месторождения угля известны в разновозрастных осадочных толщах, начиная с силурийского периода. Выделяют три главные эпохи углеобразования: поздний карбон – раняя пермь, поздняя юра – ранний мел и поздний мел – миоцен.

Месторождения горючих сланцев

Горючие сланцы состоят из глинистых, песчанистых и известковистых пород, содержащих органическое вещество в количестве 15-40%. Они являются низкокалорийным топливом и ценным химическим сырьем. Горючие сланцы отличаются от углей большей зольностью и меньшей теплотой сгорания. По происхождению органических веществ горючие сланцы могут быть гумусовыми, сапропелевыми и смешанными. Промышленное значение имеют сапропелевые сланцы.

Органическое вещество горючих сланцев в отличие от углей и угленосных пород накапливалось на дне озерных и морских бассейнов. Горючие сланцы обычно рассматриваются в качестве нефтематеринских пород. Они способны при пиролизе давать смолу («сланцевую нефть»).

Месторождения горючих сланцев известны в Казахстане (Кендерлык, Сагындык и др.), Китае, России, Эстонии и др.

Горючие сланцы являются не только энергетическим топливом, Из продуктов пиролиза получают горючий газ, мазут и др. Кроме того, с горючими сланцами связаны повышенные концентрации рудных элементов (молибден, уран, селен, висмут, кадмий, серебро и др.).

Основная литература: 1 [252-257], 2 [302-306].

Контрольные вопросы

1. Как образуются месторождения угля?

2. Что является первичным органическим веществом для углеобразования?

3. Что происходит в процессе углефикации?

4. Что представляют собой горючие сланцы?

5. Как образуются горючие сланцы?

6. Какое промышленное значение имеют месторождения угля и горючих сланцев?

Лекция 28. Метаморфогенные месторождения

Метаморфогенные месторождения формировались в процессе метаморфизма на значительных глубинах и в обстановке высоких температур и давлений.

Процессы метаморфизма заключаются в преобразовании горных пород и руд под воздействием температуры, давления, газовых и жидких растворов. При процессах метаморфизма изменяется минеральный и химический состав горных пород и руд, условия залегания, морфология и строение рудных тел.

Главными видами метаморфизма являются региональный, контактовый, динамометаморфизм и гидротермальный метаморфизм.

Формирование метаморфогенных месторождений связано в основном с региональным метаморфизмом. Процессы метаморфизма выражаются в изменении и преобразовании геологических тел и месторождений.

При метаморфизме происходит перекристаллизация руд, изменяется минеральный состав, структуры и текстуры руд, образуются альпийские жилы и прожилки.

В процессе метаморфизма минералы, содержащие воду, обезвоживаются. Гидроокислы железа (гидрогетит, гидрогематит) преобразуются в гематит и магнетит, гидроокислы марганца (псиломелан, манганит) переходят в браунит и гаусманит, боксит - в корунд, фосфорит - в апатит, углистое вещество - в графит. Образующиеся в процессе метаморфизма минералы (магнетит, гематит, браунит, гаусманит, корунд гранат, графит и др.) устойчивы в новых физико-химических условиях. При метаморфизме изменяется форма, внутреннее строение и состав рудных тел.

Метаморфогенные месторождения обычно приурочены к древним щитам и платформам, сложенным метаморфическими комплексами пород архея и протерозоя, но встречаются также среди метаморфизованных пород палеозоя и мезозоя.

Структурно-геологическое положение метаморфогенных месторождений контролируется тектоно-метаморфогенными структурами.

Литолого-стратиграфический контроль оруденения проявляется в приуроченности метаморфогенных месторождений к определенным зонам и фациям метаморфизма, в зависимости минерального и химического состава руд от степени метаморфизма и состава вмещающих пород. Метаморфогенные месторождения связаны с определенными фациями метаморфизма.

Характерные признаки метаморфогенных месторождений:

1) метаморфогенные месторождения обычно находятся метаморфических комплексах пород протерозоя и архея, но встречаются также среди метаморфизованных пород палеозоя и мезозоя;

2) структурное положение месторождений в докембрийских метаморфических комплексах пород определяется гранито-гнейсовыми куполами, зонами смятия и динамометаморфизма, складчато-разрывными и складчато-трещинными структурами;

3) месторождения связаны с определенными фациями метаморфизма, большинство месторождений размещается среди метаморфических пород зеленосланцевой фации;

4) минеральный состав руд аналогичен составу рудной минерализации вмещающих пород, руды содержат те же химические элементы, что и вмещающие породы;

5) метаморфогенно-гидротермальные месторождения не имеют пространственной связи с магматическими комплексами и образуются при перераспределении рудной минерализации среди вмещающих метаморфических пород;

6) руды метаморфогенных месторождений характеризуются полосчатыми, сланцеватыми, плойчатыми, брекчиевыми текстурами, а также гранобластовыми, гетеробластовыми, порфиробластовыми и ленидобластовыми структурами, свойственными метаморфическими породами.

Основная литература: 1 [261-285], 2 [371-382]

Контрольные вопросы

1. В каких физико-химических условиях образуются метаморфогенные месторождения?

2. Какие характерные признаки метаморфизованных месторождений?

3. Какие текстуры и структуры руд характерны для метаморфогенных месторождений?

Лекция 29. Метаморфизованные и метаморфические месторождения

Метаморфогенные месторождения разделяются на метаморфизованные и метаморфические.

Метаморфизованные месторождения формируются в результате регионального и контактового термального метаморфизма ранее образованных месторождений.

Метаморфизованные месторождения возникают при метаморфизме первичных осадочных и вулканогенно-осадочных месторождений железа, марганца, меди, свинца, цинка, а также эндогенных месторождений черных и цветных металлов и некоторых неметаллических полезных ископаемых. Метаморфизованные месторождения часто образуются за счет метаморфизма осадочных месторождений и могут сохранять признаки их первичного происхождения. В зависимости от степени метаморфизма руды могут быть изменены в различной мере и сохранить некоторые признаки первичных руд.

В процессе прогрессивного метаморфизма при превращении гидроокислов в окислы содержание ценных компонентов в рудах, как правило, увеличивается, а вредных примесей (фосфор, сера, мышьяк и др.) уменьшается. При этом качество железных и марганцевых руд обычно значительно повышается.

Метаморфизованные месторождения подразделяются на регионально-метаморфизованные и контактово-метаморфизованные.

К регионально-метаморфизованным месторождениям относятся месторождения железистых кварцитов (КМА в России, Кривой Рог на Украине, Костомукшское и Оленогорское в Карелии, Карасакпайское в Казахстане, Хинганское на Дальнем Востоке и др.), марганцеворудные месторождения (Жезды в Казахстане, Усинское в Западной Сибири и др.) месторождения меди (Удокан в Восточной Сибири), полиметаллическое месторождение Броккен-Хилл в Австралии, золоторудные и урановые месторождения (Витватерсранд в ЮАР, Блайнд-Ривер в Канаде, Жакобина в Бразилии).

Контактово-метаморфизованные месторождения возникают в контактовой зоне интрузий. Они представлены месторождениями графита Курейское в Восточной Сибири, Полтавское на Южном Урале), а также месторождениями корунда и наждака.

Метаморфические месторождения формируются в процессе метаморфизма горных пород, которые до метаморфических преобразований не представляли промышленной ценности. При этом минеральное вещество полезного ископаемого образуется вследствие перекристаллизации и перегруппировки рудных компонентов в метаморфизуемых горных породах.

К метаморфическим относятся главным образом месторождения неметаллических полезных ископаемых, образовавшиеся в основном в условиях регионального метаморфизма.

К метаморфическим месторождениям относятся месторождения кианита и силлиманита, графита, мраморов, кварцитов, амфибол-асбеста, граната, алмазов, золота, корунда и наждака.

Кианитовые и силлиманитовые месторождения известны в Карелии (Кейвское), в Забайкалье (Кяхтинское, Китойское), Якутии (Чайнытское). Эти месторождения образовались при региональном метаморфизме глинистых сланцев и обычно приурочены к докембрийским метаморфическим толщам, сложенным кристаллическими сланцами, гнейсами и амфиболитами.

Месторождения графита находятся среди древних метаморфических комплексов пород и образуются при метаморфизме глинистых пород, содержащих углистое вещество. Месторождения графита известны в Украине (Старокрымское, Завальевское), Урале и других районах.

К метаморфическим образованиям относятся месторождения мраморов, возникающие при метаморфизме известняков, месторождения кварцитов, образовавшиеся при метаморфизме песчаников, и месторождения кровельных сланцев, сформировавшихся при метаморфизме глинистых сланцев.

Амфибол-асбестовые месторождения располагаются в породах, претерпевших региональный метаморфизм зеленосланцевой фации.

Метаморфические гранатовые месторождения среди кристаллических сланцев находятся на Урале, в Карелии и других районах.

Месторождения алмазов образуются при высоком давлении и температуре, которые возникают при формировании метеоритных кратеров или астроблем.

К метаморфическим образованиям относятся некоторые золоторудные месторождения (Хоумстейк в США), приуроченные к древним метаморфическим толщам архея и протерозоя.

Метаморфические месторождения наждака известны среди древних метаморфических пород амфиболитовой фации Урала (Прииртышская группа месторождений).

К контактово-метаморфическим образованиям относятся месторождения корунда и наждака, возникшие на контакте интрузий с бокситами. Такие месторождения известны в Греции.

Основная литература: 1 [261-285], 2 [371-382]

Контрольные вопросы

1 Как образуются метаморфизованные месторождения?

2 Как образуются метаморфические месторождения?

3 В чем отличие метаморфизованных месторождений от метаморфических?

Лекция 30. Техногенные месторождения

Техногенные минеральные образования, которые по количественным, качественным, технологическим и технико-экономическим показателям обеспечивают возможность и экономическую целесообразность их промышленного освоения, относятся к техногенным месторождениям полезных ископаемых.

Техногенные минеральные образования представляют собой горнопромышленные отходы в горнодобывающей, металлургической, топливно-энергетической и химической промышленности. Они характеризуются сложным внутренним строением, различаются по плотности, крупности обломков, вещественному составу, содержанию полезных компонентов и технологическим свойствам минерального сырья. Основная масса горнопромышленных отходов в Казахстане образуется в горнодобывающих предприятиях (72,5%) при вскрышных и горнопроходческих работах, значительно меньше на обогатительных фабриках(25,7%) и металлургических заводах(1,8%).

Высокие темпы добычи и переработки минерального сырья привели к образованию большого количества горнопромышленных отходов. На предприятиях горнопромышленного производства Казахстана в отвалах и хвостохранилищах находится более 20 млрд. т техногенных минеральных образований. Ежегодно накапливается около 1 млрд. т и уровень использования техногенных минеральных образований в настоящее время является низким.

Горнопромышленные отходы обогатительных фабрик и металлургических заводов требуют специальных инженерных сооружений для хранения, а сами отходы содержат не только полезные, но и вредные компоненты, которые оказывают негативное влияние на окружающую природу. Техногенные минеральные образования занимают значительные площади земель сельского хозяйства, являются источником пыле - и газовыделений токсичных образований, загрязняют атмосферу, почву, поверхностные и подземные воды.

При разработке месторождений открытым и подземным способами в горнопромышленные отходы попадает значительная часть промышленного минерального сырья. При обогащении руд в концентраты извлекаются 75-85% основных и 50-80% сопутствующих компонентов, а остающаяся их часть теряется и складируется в отвалах (хвостах) обогащения. При металлургическом переделе извлечение основных компонентов составляет 80-95%, остальные теряются и складируются в отвалы металлургических шлаков.

В техногенных минеральных образованиях накапливается значительное количество неизвлеченных полезных компонентов.

Горнопромышленные отходы содержат неизвлеченные полезные компоненты и они рассматриваются как потенциальные техногенные месторождения.

В зарубежных странах расширяется использование техногенных минеральных образований и этому способствует комплексное использование техногенного минерального сырья.

Классификация техногенных минеральных объектов

Техногенные минеральные объекты по принадлежности к определенным отраслям промышленности, предприятиям горнопромышленного производства и способам формирования разделяются на пять типов:

1) техногенные минеральные объекты горнодобывающих предприятий, представленные отвалами вскрышных и рудовмещающих пород, забалансовых и некондиционных руд;

2) техногенные минеральные объекты обогатительных фабрик представляют собой отвалы (хвосты) обогащения;

3) техногенные минеральные объекты металлургических заводов, представленные металлургическими шлаками;

4) техногенные минеральные объекты химической промышленности представляют собой отходы химической переработки (шламы и др.);

5) техногенные минеральные объекты топливной энергетики представлены золошлаковыми отходами тепловых электростанций

Области применения техногенного минерального сырья

Техногенные минеральное сырье может использоваться для извлечения полезных компонентов, в качестве строительных материалов, минеральных удобрений и др.

Для промышленного освоения наибольший практический интерес представляют отходы обогащения металлургического производства, в которых содержится цветные, редкие и благородные металлы. Отходы обогащения руд, металлургические и шламы в основном применяют в качестве рудного сырья.

В качестве горнотехнического сырья используют хвосты обогащения, металлургические шлаки, золошлаковые отходы тепловых электростанций и отходы химической промышленности. Они применяются для доизвлечения ценных компонентов (баритов, асбеста, графита, флюорита, слюд, талька и др.) и производства флюсовых, формовочных и огнеупорных материалов.

В качестве агрохимического сырья техногенные минеральные образования используют для доизволечения ценных компонентов (апатита, фосфорита).

Техногенные минеральное сырье (шлаки, золошлаковые отходы, хвосты обогащения и др.) широко применяют в строительной индустрии для производства бетонов, цементов, строительных материалов.

Горнопромышленные отходы используют для засыпки карьеров, отсыпки дамб хвостохранилищ, в качестве закладочного материала при проходке подземных горных выработок, при дорожном строительстве.

Уровень использования горнопромышленных отходов в настоящее время является низким. Применение новых технологий комплексной переработки техногенного минерального сырья повышает возможности их промышленного освоения.

Основная литература: 2 [390-397] .

Дополнительная литература: 35[3-122] .

Контрольные вопросы

1. Что понимается под техногенными минеральными образованиями?

2. Какие техногенные минеральные образования относятся к техногенным месторождениям?

3. По каким признакам проводится классификация техногенных минеральных объектов?

4. Где применяется техногенное минеральное сырье?