Слайд 2
Современное представление связаны с трудами В.И. Вернадского, В.
Гольдшмидта, А.А. Маракушева, Д.В. Рундквиста, А.И. Тугаринова, И. Костова
и др.
Идею Д. Меррэя (1910) о концентрически-зональном строении земной коры развил В.И. Вернадский (1934). Особую роль он отводил земной коре, которая «…обладает в известной мере автаркией, представляет замкнутую, автономную систему».
Слайд 3
Все металлы В.Гольшмитом были разделены на пять
групп - литофильные, халькофильные, сидерофильные, атмофильные и биофильные.
Литофильные включают
щелочные и щелочно - земельные металлы; кремний, алюминий, бор. Они обладают высоким химическим сродством к кислороду и низкой плотностью; входят в состав силикатов. Область распространения - верхняя оболочка Земли.
Халькофильные : железо, медь, цинк, свинец, кадмий, мышьяк, сурьма, висмут и др., более плотные, чем литофильные и обладают повышенным химическим сродством к сере; широко развиты в сульфидной форме; распространены в промежуточных геосферах.
Сидерофильные металлы - железо, никель, кобальт, молибден, платиноиды и др. развиты в глубинных геосферах и ядре. Это наиболее плотные элементы, часто находящиеся в самородном состоянии; отмечаются во внешних и промежуточных геосферах, но в рассеянном состоянии.
Слайд 5
Д.В. Рундквист обосновал выделение глобальной рудосферы Земли, которая
представлена верхней частью земной коры, в пределах которой происходит
рудообразование.
Мощность рудосферы в геологической истории колебалась в пределах 3-30 км в зависимости от теплового режима и контролировалась изотермой 600-700ºС.
Слайд 6
В процессе формирования земной коры происходила ступенчатая миграция
породообразующих элементов
1) Первичная не деплетированная мантия; образуются протобазальты;
2) Из
мантии выносятся: Mg, Ca, Fe и привносится Na; формируются вулканогенно- осадочные комплексы;
Слайд 7
3) Продолжается вынос Mg, Ca, Fe и привнос
Na, K, Si, Al - образуется метадиоритовая формации серных
гнейсов и ранних архейских железных руд.
4) Дальнейшая ступень завершается появлением гранито-гнейсового слоя, расширением масштабов железонакопления и возникновением осадочного чехла. Основной процесс→ сиалитизация и демафитизация протокоры.
В позднем протерозое и фанерозое завершается становление вулканогенного - осадочного чехла нашей планеты.
Слайд 8
По И.Костову –мантийное фракционирование элементов
Протоматерия из элементов, слагающих
перидотиты и эклогиты (главные минералы: оливин, пироксен и гранат).
При кристаллизации в их структурную решетку входят элементы с близкими ионными радиусами и электроотрицательностью (Mg, Fe, Al и др.)- они совместимые. Все остальные элементы относятся к категории несовместимых.
Слайд 9
Кристаллизационная дифференциация породообразующих элементов наиболее четко описана классической
схемой Боуэна: оливин → пироксен→ амфибол→ биотит.
В этом
ряду происходит последовательное увеличение ионного радиуса элементов и возрастает количество H2O.
Синхронно возрастает степень вхождения несовместимых элементов в структуру минералов. В итоге наиболее обогащены ими амфибол и биотит.
Слайд 10
В связи с различными магмами намечено три группы
рудных элементов:
Основные и ультраосновные магмы:
а) Cr, Ni,
Pt, (Os, Ir)- в гипербазитах;
б) Fe, Ti, V → в габброидах;
в) Cu, Ni, Pt, Pd→ базит - гипербазитовых комплексах;
г) Fe, Cu, Au, Hg, Zn→ в сумбаринных базальтоидных формациях.
Слайд 11
Кислые магмы: a) Cu, Zn, Pb, Ag
характерны для колчеданно-полиметаллических серий;
б) Sn, Pd, Cu, Zn,
As, B – типичные для сульфидно- оловянных рудных формаций;
в) Sn, W, Mo, Bi, Be, B, Ta, Nb присущи кварц-касситеритовым парагенезисам плутоногенных гидротермальных месторождений;
г) Zr, Hf, Th ассоциируют с пегматитами.
Щелочные магмы: а) Cl, Th – встречаются в монацитовых пегматитах; б) Nb, Ta, Ti, Cl, Sn, Be- пирохлоровых пегматитах; в) Ti, Fe, Zr, Nb, Ta – в карбонатитах и г) P, Fe, Ti, TR тяготеют к апатитам.
Слайд 12
Латераль - секреционные геохимические системы.
Сначала происходит первичное накопление
рудного вещества в различных осадочных толщах.
В нижнем протерозое формируются
осадочные образования. Возникают уникальные местор-ния урана и с ними Au c Pt, Fe.
Образуются карбонатные серии со Pb и Zn.
Мощные толщи железистых кварцитов. Появился свободный кислород, произошел перевод двухвалентного Fe2+ в трехвалентное Fe3+ и вместо растворимых бикарбонатов возникли слаборастворимые гидроокислы.
Слайд 13
Появлениена рубеже 2,3 млрд.л. карбонатных толщ с обилием
органики стимулировало накопление сингенетичных свинца и цинка.
Для Sn и
W предполагается для данной концепции более сложный путь. Сначала накопление их в продуктивных горизонтах терригено-осадочным способом, а затем внедрение гранитоидов, ремобилизовавших древнюю минерализацию. Предполагается, что рудная зональность геосинклиналей отражает береговые очертания первоначального бассейна, а не формирует ореолы вокруг интрузий.
Слайд 14
Уровни питания рудоносных систем
Установлены типы источников рудного вещества:
мантийные, коровые, коромантийные, внутрикоровые, космогенные и смешанные.
Уровни их
питания могут быть либо мантийными, либо внутрикоровыми, чаще всего смешанными.
Слайд 15
Мантийный. Уровень определен в результате изучения мантийных пород,
вынесенных кимберлитовой и базальтовой магмой.
Сделал вывод о том,
что рудное вещество поступало из глубин 50- 600 км. А. Д. Щеглов и И. Н. Говоров (1985) наметили вертикальную зональность рудносных систем (сверху вниз):
Слайд 16
1)гипербазиты, пироксениты- Ti, Nb, F, Sn, S, Se,
Te, Ag;
2) лерцолиты, пироксениты, эклогиты- Au, Ag, S,
Sn, Ni, Cu, Pt, Pd, Ir, Os;
3) гарцбургиты, дуниты, перидониты, верлиты → Cr;
4) Mg-Fe эклогиты, пероксениты→ P, F, Au, Ag, Zn, S, Te, Cu, Mn, Sb, As, U, Ni, Cr, Co, Pt, Pd, Be, B; 5) Гроспедиты, коэситовые и магнезиальные эклогиты, пероксениты (>470 км)- W, Mo, Re, Ta, Nb, Th, Ni, Os, Ir, Ru.
Слайд 17
Мантийные месторождения образовывались в древние эпохи и в
ранние стадии поздних циклов мобильных поясов в зонах глубинных
разломов. К мантийным относят:
а) базальтоидные субмаринные колчеданные месторождения;
б) оруденение архейских зеленокаменных поясов- Fe, Cr, Ni, Co, Cu, Pb, Zn, Au;
в) кимберлитовые месторождения алмазов и ряд других.
Слайд 18
Внутрикоровый уровень- четыре этапа(снизу вверх)
1)Нижний - прото -
и метабазальтовый. Здесь развиты габбро-плагиогранитовые, диоритовые и андезитовые формации
с Fe, Ti, Mn, Cr, Cu, Ni, P, Co, Pb, Au и др. элементами.
2)Средний - метадиоритовый- Cu, Pb, Zn, Mo, Sn, V, Au, As, Bi, Ag. Для него характерны гранитоидные магмы, ассоциирующие с вулканоплутоническими поясами континентов, и первыми терригенными сериями.
Слайд 19
3)Цокольный - метагранитный. Генерируются гранитоидные кислые и ультракислые
формации с Mo, Sn, W, Be, Ta, Nb, Li,
U, TR и др.
4)Верхний - вулканогенно-осадочный вмещает первичные и вторичные геологические формации. Развиты руды мантийного и корового уровней. Господствуют экзогенные источники оруденения.
В глобальном плане происходит нарастание рудной концентрации от второго этажа к четвертому за счет последовательной регенерации более древней минерализации.
Слайд 20
Рудные формации
Создателем учения о рудных формациях был Валерий
Алексеевич Кузнецов. Значительный вклад внесли А.А.Сидоров, В. Н. Козеренко, Д. И. Горжевский, Р. М. Константинов,
Ю. А. Билибин, А. Д. Щеглов и др.
Геологические формации – это естественные комплексы, парагенетически связанных во времени и пространстве горных пород и минеральных месторождений, исследуемых литологией, петрологией и тектоникой.
Слайд 21
Рудная формация -- естественное сообщество рудных образований, объединяемых
между собой сходными парагенетическими ассоциациями главнейших рудных минералов и
тектономагматическими условиями проявления, а также близкими особенностями развития рудного процесса.
Название формаций следует из состава ведущих минералов, рудных элементов и генезиса руд.
Слайд 22
Базовая формация -- это иерархическое начало рудноформационного ряда,
построенного в соответствии с общими принципами рудообразования: от сложных
комплексных месторождений к простым, предельно дифференцированным, до монометалльных включительно.
Парагенезис родственных рудных формаций, является рядом. Наборы или ряды рудных формаций обьединяются в серии, которые определяют металлогенический тип рудных районов и провинций.
Слайд 23
Генетический или парагенетический ряд эндогенных рудных формаций, связаны
с одной магматической формацией или ее частью (комплексом).
Генетическая серия
включает один или несколько рядов рудных формаций, объединенных по их связи с определенными типами магм и различными источниками рудного вещества.
Слайд 24
Вкрапленные сульфидные руды представляют -базовые рудные
формации и определяют минералого-геохимический состав рудноформационного ряда. Они малочисленны
( 10-12 в рудных провинциях до 1-3 в рудном районе).
Простой ряд, типа медно-порфирового, имеет близкие во времени парагенетическими связи рудных формаций с едиными источниками рудного вещества. Сложный ряд -- рудные формации связаны как генетически через регенерацию ранних образований, так и парагенетически.
Слайд 25
Гипертрофированны представления о преобладании подкоровых источниках рудного вещества.
Однородность рудообразования в планетарных вулканогенных поясах - как доказательство
мантийной природы рудного вещества.
Новые исследования утвердили представления о коровых источниках и их разнообразии. Однородности объяснены конвергентными проявлениями эпитермальных гидротермальных систем, связанными с родственными РТ-условиями вулканогенного рудогенеза.
Слайд 26
Гипертрофированны представления о преобладании подкоровых источниках рудного вещества.
Однородность рудообразования в планетарных вулканогенных поясах - как доказательство
мантийной природы рудного вещества.
Новые исследования утвердили представления о коровых источниках и их разнообразии. Однородности объяснены конвергентными проявлениями эпитермальных гидротермальных систем, связанными с родственными РТ-условиями вулканогенного рудогенеза.
