Московский ордена Ленина, ордена Октябрьской Революции

и ордена Трудового Красного Знамени

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ

                                                                                
                                                                     Выполнена:

студентом 313 группы

Якушик Михаил

МОСКВА

2016 г.

Оглавление.

Скарны……………………………………………………………………………………...2

Основные понятия и определения....……………..………….………………………………....2

Физико-химические условия образования.....................................................................
............9

Гипотезы образования………………...............................................................
.........................10

Классификация гидротермальных месторождений…………………………...….……….11

Плутоногенные гранитоидные месторождения…………………………..……………………...16

Высокотемпературные месторождения…....................………..…………………………......16

Среднетемпературные  месторождения………………..…………………………………......16

Низкотемпературные месторождения………………...…..…………………………………..16

Тектонические зоны геосинклиналей……………………..……………………………….....26

Рудно-магматические системы  гидротермальных месторождений.……...…..……....19

Список литературы…………………………………………………………………………...23

..

СКАРНЫ

 Основные понятия и определения.

Ученые до сих пор не могут дать однозначного определения – что такое скарны и как они образуются. Данное название появилось в середине двадцатого века и объединяет группу разнообразных месторождений. Рассмотрим основные определения, понятия и теории образования, характерные для таких месторождений.

Само слово «скарн» произошло от шведского scarn/skarn, что в переводе означает «грязь» или «отбросы», так как изначально при поисках полезных ископаемых так называли пустые породы, сопровождающие рудные тела. Обычно скарнами называют известково-силикатные породы, образовавшиеся метасоматическим путем на контакте магматических пород гранитоидного состава с вмещающими породами карбонатного состава (рис.14). Если же вмещающие породы не карбонатные – то такие образования обычно называются скарноидами.

Рис.14. Схема геологического залегания скарнов, показана точками.

Скарновые месторождения представляют генетически четкую группу месторождений, имеющую важное промышленное значение.

Известны промышленные скарновые месторождения железа, меди, кобальта, вольфрама, молибдена, олова, свинца, цинка, золота, бора, бериллия, флогопита и некоторых других полезных ископаемых. Среди них в настоящее время наиболее существенны скарновые месторожде­ния вольфрама, свинца и цинка, флогопита и железа. Характеристика удельного веса запасов, добычи и масштабов некоторых скарновых месторождений приведена на рис.15.

Рис.15. Запасы промышленных скарновых месторождений.

Для их образования необходимо соблюдение следующих условий:

1.        Несогласный контакт гранитоидной интрузии с вмещающими породами

2.        Вмещающие породы должны быть трещиноватыми

3.        Контакты должны быть секущие

Следует подчеркнуть, что скарны — это породы, сложенные не любыми известково-магнезиальио-железистыми силикатами, а только теми, которые образуются в высокотемпературных условиях и не мета­морфическим путем, а в результате контактово-реакционного метасома­тоза. К скарнам не следует относить породы, возникшие в результате средне- и низкотемпературного изменения скарнов-—такие породы удобно называть апоскарновыми. Скарны, как реакционно-метасомати- ческие образования, следует отличать от известково-силикатных рогови­ков, возникающих в процессе контактового метаморфизма и т. д.

Среди скарнов следует различать две группы — магнезиальные я известковые скарны.

К магнезиальным скарнам относятся метасоматические породы, сложенные высокотемпературными магнезиальными минера­лами (из которых типоморфны форстерит, диопсид, шпинель, флого­пит), возникшие в зоне высокотемпературного контактового ореола интрузий в результате реакционного взаимодействия доломитов (и дру­гих магнезиальных карбонатных пород) с магмой или алюмосиликат­ными породами при посредстве магматогенных растворов.

К известковым скарнам относятся метасоматические по­роды, сложенные высокотемпературными известково-магнезиально-железистыми силикатами и алюмосиликатами (из которых типоморфны пироксены ряда диопсид — геденбергит и гранаты ряда гроссуляр — андрадит), возникшие в зоне высокотемпературного контактового ореола интрузий в результате реакционного взаимодействия карбонат­ных и интрузивных или других алюмосиликатиых пород при посредстве постмагматических растворов.

Среди известковых и магнезиальных скарнов по механизму обра­зования следует различать диффузионный и инфильтранионный типы скарнов.

Диффузионные скарны возникают в результате встречной диффузии виртуальных компонентов в контакте химически неравно­весных карбонатных и алюмосиликатиых пород. Подчеркивая контакта- во-реакционный характер, этот тип скарнов принято называть биметасоматическим,

Инфильтрационные скарны возникают в результате одно­стороннего переноса виртуальных компонентов растворами. Преобла­дающее распространение имеет контактово-реакционный тип инфильтрационных скарнов, образование которого связано с инфильтрационным реакционным взаимодействием в контакте с карбонатными породами. Эти скарны принято именовать контактово-инфильтр а ц и о и н ы м и.

Встречаются также своеобразные скарновые породы, образовав­шиеся без контактово-реакционного взаимодействия с карбонатными породами, но в результате кальциевого метасоматоза ультрабазитов, щелочных ультрабазитов и габброидов. Формально эти породы, можетбыть, и не следовало бы включать в скарны, ограничив скарны реак­ционными образованиями в контактах с карбонатными породами. Однако сходство состава и парагенезисов, известное генетическое род­ство и однотипность оруденения с другими контактово-инфильтрацион- нымн скарнами делает целесообразным отнесение рассматриваемых пород к скарнам. Их можно выделить в особый тип автореакционных скарнов (Жариков, 1960).

К автореакционным скарнам, таким образом, относятся скарновые породы, образовавшиеся путем кальциевого метасоматоза ультрабазитов, щелочных ультрабазитов и габброидов вследствие повышения активности кальция и особенностей эволюции растворов в усло­виях основной среды базитов и гипербазитов (рис.16).

Рис.16. Типы скарнов.

Известковые скарны самые распространенные в природе (~80%). Формируются в гипабиссальных и мезоабиссальных условиях глубин (от 1 до 15-16 км) в контакте известковых и алюмосиликатных пород под воздействием растворов ранней щелочной стадии послемагматического этапа минералообразования в диапазоне температур от 1000 до 400^оС (Петрографический словарь, М. "Недра", 1981). Сложены высокотемпературными известково-магнезиально-железистыми силикатами и алюмосиликатами. Наиболее типоморфный парагенезис пироксенами ряда диопсид - геденбергит и гранатами ряда гроссуляр – андрадит. Кроме того, широко распространены кальцит, везувиан, волластонит, скаполит, амфиболы, эпидот, датолит, родонит, магнетит, галенит, сфалерит, халькопирит, молибденит, шеелит и многое другое. Для эндоскарна наиболее характерны будут гранаты, для экзо – пироксены (рис.17).

Рис. 17. Датолит-волластонитовый скарн. Приморье. Геологический музей имени А.А.Штукенберга.

Если рассматривать обобщенную модель залежей известковых скарнов, то они обладают следующей зональностью:

1.                    Неизмененные гранитоиды

2.                    Осветленные мусковитизированные гранитоиды

3.                    Эндоскарны гранатового состава с эпидотом и плагиоклазом

4.                    Экзоскарны пироксен-гранатовые

5.                    Скарны гранатовые

6.                    Скарны пироксеновые

7.                    Известняки мраморизованные

8.                    Неизмененные известняки

Для скарновых пород характерны пятнистые, полосчатые или массивные текстуры и гранобластовые, порфиробластовые или волокнистые структуры.

С известковыми скарнами связаны месторождения железа, меди, вольфрама, молибдена, свинца, цинка, бора. Месторождения железа скарнового типа характеризуются обычно не очень большими запасами (хотя есть исключения, такие как г. Магнитная на Урале) и высоким качеством руды, сложенной магнетитом или гематитом.

 Магнезиальные скарны менее распространены и возникают при воздействии высокотемпературных флюидов или растворов в зоне взаимодействия алюмосиликатных магм с магнезитами и доломитами либо с магматическими породами ультраосновного состава (дунитами, гарцбургитами). Существует мнение, что такие скарны являются завершающим этапом магматического процесса. Наиболее характерны диопсид, флогопит, форстерит, кальцит. Кроме того встречаются шпинель, серпентинит, гуммит, брусит, монтичеллит,  парагасит, людвигит, апатит, роговая обманка, магнетит, турмалин и многое другое.

Рис. 18.Апатит, Слюдянка, Падь Улунтуй. Фото взято с geo.web.ru

С магнезиальными скарнами связаны различные крупные месторождения, в том числе флогопита (например Слюдянка в южном Прибайкалье) и магнетита (Тёйское в Горной Шории).

Силикатные скарны наиболее редкие, они обычно  формируются по гранитоидам, порфирам и их туфам, траппам, аркозовым песчаникам, алевролитам и другим кварцевым породам. Обычно встречаются вместе с метаморфогенными пегматитами. Типоморфным минералом для этого типа скарнов является скаполит.

Образование скарнов происходит с раннего докембрия. Их структуры определяются поверхностью контакта интрузий, напластованием вмещающих пород, складчатыми и разрывными нарушениями. Скарновые образования могут быть связаны с любыми фазами интрузивного процесса и  характерны для:

1.      Докембрийских массивов

2.      Средних орогенных стадий развития геосинклиналей (мобильных поясов и областей тектоно-магматической активизации)

3.      Гранодиоитов батолитов и гранитоидов малых интрузий

Важную роль в месторождениях данного типа играют дайки. В областях развития скарнов выделяются следующие типы:

1.      Доскарновые (представлены комагматичными – гранодиорит-порфиры, гранит-порфиры и т.д. и некомагматичными – спессартиты, порфириты, диабазы).

2.      Интраскарновые (сначала кислого, затем основного состава).

3.      Постскарновые/послерудные (диабазы, лампрофиры).

Физико-химические условия образования

В образовании скарнов важную ролю играют тепло внедряющихся интрузий и горячие минерализованные газово-жидкие растворы. Можно выделить два наиболее важных процесса, протекающих при их образовании:

1.        Термальный изохимический метасоматоз. Он характерен для всех интрузий на любой глубине и под любым давлением. Образуются контактовые роговики, изменяются вмещающие породы.

2.        Аллохимический метасоматоз. Он происходит под воздействием флюидов, освобождающихся из остывающей интрузии. Характерен для небольших гипабиссальных глубин (0,5-2,5 км), где флюидное давление способно преодолеть литостатическую нагрузку. Происходит собственно образование скарнов. Этот процесс захватывает примерно одну десятую часть периметра.

Возможный температурный режим восстанавливается благодаря минералам-индикаторам, для которых были экспериментально синтезированы в присутствии легкорастворимых солей в обстановке высокого потенциала кальция, и сводным диаграммам Вилен Андреевича Жарикова, которые были построены по экспериментальным данным с учетом параметров плавления силикатных пород, температур дегидратации карбонатов, полей равновесия и реакций образования скарнообразующих минералов.

Таким образом было выделено четыре температурные фазы:

1.        Волластонит-плагиоклазовая 900-750^oC

2.        Пироксен-гранатовая 800-500^oC

3.        Гранат-эпидотовая 500-450^oC

4.        Пироксен-эпидотовая ~400^oC

Начальная температура скарнообразования отвечает ~900^oC, конечная, при остывании ~50^oC.

Фациальная смена обусловлена возрастанием кислотности процесса при падении температуры, что регулирует химические потенциалы кальция, магния и железа. Таким образом, происходит последовательное вытеснение минералов кальция минералами магния, затем – железа. Смена минералов происходит в следующей последовательности: волластонит – диопсид – салит – геденбергит – андрадит.

   Гипотезы образования

Происхождение скарнов до сих пор является спорным вопросом. Рассмотрим три наиболее развитые гипотезы.

Дмитрий Сергеевич Коржинский.

Во время второй мировой Д.С. Коржинский работал на туринских рудниках (Урал) и отметил, что внедрение гранодиоритов приводит к тому, что сейчас принято называть скарнами. То есть – на разогретом контакте между гранодиоритовой магмой и карбонатными породами возникает неравновесная, стремящаяся к равновесию система, начинается отток компонентов из пересыщенных частей (при этом вмещающие породы обогащены кальцием, а внедряющиеся – кремнием и алюминием). В результате их взаимодействия и остывания магмы возникает флюидный поток, перерабатывающий все встречающиеся на своем пути породы. Так как скорость и подвижность элементов падает при удалении от источника, то возникает зональность – так называемая метасоматическая колонка, характеризующаяся определенным набором минеральных парагенезисов. Возникающие парагенезисы зависят от подвижности элементов, которые подразделяются следующим образом:

Инертные – Ca, Si, Al

Индифферентные – Ti, P

Высокоподвижные – H₂O, CO₂, K, Na, O, Mg, Fe

Данный способ месторождений подходит только для железа. При высоких температурах оно выносится в экзоконтакт, в эндоконтакте вместо салита образуется волластонит. Гранаты изменяются от гроссуляра к андрадиту в направлении от внутренних    границ к внешним, накапливается магнетит. При понижении температуры железо постепенно теряет свою подвидность и начинает скапливаться в зоне экзоконтакта. В это время другие элементы (например, сера) остаются подвижными и железо вовлекается в метасоматический процесс, связываясь в пирит, халькопирит и так далее.

Коржинским были предложены следующие «ступени равновесия» (в порядке уменьшения температуры) - очень идеализированные, не учитывающие того, что скарновый процесс протекает в открытой системе и не изолирован от остальных процессов.

1.        Пироксен-гранатовая

2.        Пироксен-эпидотовая

3.        Актинолит-эпидотовая

4.        Хлорит-эпидотовая

5.        Пренитовая

6.        Пумпелеитовая

7.        Кальцит-эпидотовая

8.        Кальцит-кварц-серицит-хлоритовая

9.        Кальцит-кварц-серицит-доломитовая

10.    Цеолитовая

Со временем выяснилось, что скарны не обязательно связаны с интрузиями и что гранодиориты не могут содержать такого количества железа и редких элементов, которые обнаружены в скарнах. Тогда Д.С. Коржинский предложил считать скарн петрологическим процессом, не зависящим от образующегося месторождения и вывел новую гипотезу метасоматоза – инфильтрационно-диффузионную, смысл которой заключается в том, что при застывании интрузии остается остаточный расплав, от которого начинают отделяться летучие компоненты, образуются флюидные потоки, начинается процесс метасоматоза. Но данный вариант так же не объяснял, откуда в скарновых месторождениях такое разнообразие элементов.

Павел Прокопьевич Пилипенко

Разработал стадийную гипотезу на основании предположения о том, что главная масса вещества в скарнах привносится извне специфическими растворами, преобладают метасоматические процессы. В результате понижения температуры состав раствора меняется, образуется минеральная зональность (метасоматическая зональность). Пилипенко предложил шесть стадий развития скарнового процесса, которые можно разделить на две группы.

«Сухие стадии»:

1.        Кремневая (высокая температура, привнос кремния, образуются светлые диопсидовые роговики)

2.        Алюмосиликатная (привнос кремния и алюминия, образуются темные скарны; завершается формированием железистых гранатов и пироксенов)

3.        Галоидная (привнос хлора, фтора; характерно образование скаполита)

4.        Железистая (или железная) (привнос железа, которое выделяется в форме закисных и окисных соединений; накапливается гематит, магнетит, геденбергит, ильваит, гранаты)

Затем флюидный режим резко изменяется и далее следуют «мокрые стадии»:

5.        Флюидно-водная (привнос H₂O и CO₂; образуются породы, состоящие из роговой обманки, эпидота, иногда содержащие примесь кальцита и высокотемпературного шеелита)

6.        Сульфидная (привнос H₂O, H₂S и металлов; образуются сульфиды и сульфосоли; температура этой стадии 200-300^оС)

В настоящий момент модель скарнового процесса принято представлять в трехстадийном виде:

1.        Контактовый изохимический метаморфизм. Сопровождает внедрение магмы, протекает при температуре 900-650^оС. На глубине образуется мощный ореол бедных железом белых диопсидовых роговиков, светлых мраморов, волластонита. Это безрудная стадия

2.        Ранняя скарновая стадия – «сухая». Протекает при температурах в 650-400^оС, проявляется спорадически, занимает примерно одну десятую от периметра интрузии. Возникают безводные темные скарны, состоящие из геденбергита, скаполита, магнетита, гематита, железистых гранатов

3.        Поздняя скарновая стадия – флюидно-водная. Протекает при температуре 450-300^оС с участием H₂O, CO₂, H₂ и H₂S, а также хлоритов и комплексных соединений металлов. Образуются сульфиды и сульфосоли, роговая обманка, актинолит, кальцит, шеелит, эпидот.

Основные моменты этой гипотезы подтверждены практикой, но она также не объясняет, почему в результате скарнового процесса возникает столь большое разнообразие продуктов рудогенеза.

Ковалёв А.А.

«Стратиформная эксгаляционная гипотеза».

Суть данной гипотезы заключается в том, что интересующие нас месторождения сформировались десятки тысяч лет назад на дне океана. Затем в результате растяжения земной коры при наличие двух или более суб-параллельных разломов, смещенных друг относительно друга, формируется пул-апарт-бассейн (рис.19). Возникает сдвиговый магматический трог.

Рис.19. Схема возникновения пул-апарт-бассейна. О.П. Полянский

Осадочные толщи подвергаются воздействию возникающих флюидных потоков, продолжается концентрация рудных элементов и образование месторождений. Затем эта область подвергается складкообразованию, месторождения регенерируются и выносятся ближе к поверхности.

Эта гипотеза находит подтверждение в крупнейших шеелитовых и касситерит-пирротиновых месторождениях (Ренисон, Кливленд и т.д.).

Классификация гидротермальных месторождений по температуре и глубине формирования

Реферат по главе «Обзор представлений о глубинах формирования эндогенных рудных месторождений» книги «Глубины образования эндогенных рудных месторождений» И.П. Кушнарева.

Гидротермальные месторождения – это промышленные минеральные скопления, созданные циркулирующими под поверхностью Земли горячими, обогащенными полезными компонентами газово-жидкими растворами, проникающими по трещинам, порам и т.д.

До девятнадцатого века не существовало сколько-либо научных классификаций, все месторождения делились на пластовые (горизонтальные, субгоризонтальные) и жильные (вертикально, субвертикально залегающие рудные тела). На сегодняшний день наибольшей популярностью пользуется классификация, основанная на разделении по глубине и температуре образования. Она основана на предложенной в 1928 году В. Лингреном систематике, которая выделяет следующие классы месторождений:

1.      Гипотермальный, для которого характерны большие глубины, высокие давления и температуры (500-300^оС)

2.      Мезотермальный – промежуточный, температуры 300-200^оС

3.      Эпитермальный – приповерхностный, температуры 200-50^оС

Данная классификация подверглась разнообразной критике, предлагались многочисленные варианты. Например, в СССР очень популярна была классификация П.М. Татаринова и И.Г. Макакьяна, которые выделили два класса месторождений (умеренных и больших глубин >1 км и приповерхностных <1 км), которые делились на три категории: высокотемпературные, среднетемпературные и низкотемпературные. Подробнее о различных классификациях можно прочитать в прилагаемом реферате.

Но систематика Лингрена все равно оставалась наиболее популярной, её использовали и дополняли. В пятидесятые годы двадцатого века американские геологи прибавили еще три класса:

4.      Лептотермальный – средние глубины и низкие температуры

5.      Телетермальный – малые глубины, низкие температуры

6.      Ксенотермальный – малые глубины, высокие температуры.

У всех этих классификаций есть один общий недостаток – в их основу заложен достаточно спорные и не всегда возможные для определения термодинамические условия обстановок формирования. Поэтому уже во второй половине прошлого века появились новые критерии распределения месторождений:

1.      Связь с магматическими формациями

2.      Состав руд

3.      Термодинамические и физико-химические условия образования

4.      Геолого-геохимические параметры

Впервые такая систематика была изложена в трудах В.И. Смирнова, в переработанном и дополненном виде в ней выделяются следующие классы гидротермальных месторождений:

1.      Плутоногенный гранитоидный

2.      Вулканогенный андезитоидный

3.      Вулканогенно-осадочный базальтоидный (характерно для дна океана)

Рассмотри подробнее эти три класса.

Плутоногенные гранитоидные месторождения

По Лингрену соответствуют гипогенным месторождениям, но имеют широкий температурный разброс – от самых высокотемпературных до самых низкотемпературных и не обязательно относятся к большим глубинам. Они всегда генетически связаны с гранитоидными интрузиями и тесно, по условиям образования, с альбититами, грейзенами и скарнами. Эти месторождения продолжают магматогенную серию и формировались с архея до неогена в различных геодинамических обстановках на коре континентального типа. В их образовании участвуют коровые и мантийные расплавы, внедрявшиеся в низы континентальной коры. Основная масса относится к жильным и штокверковым образованиям, на ряде месторождений развиты метасоматические руды. В качестве источников рудных элементов можно рассматривать ассимилированные вмещающие породы.

Существующее деление по температуре не очень хорошо подходит для классификации, так как теряется вещественный состав. Поэтому необходимо учитывать комплекс различных факторов. Рассмотрим гидротермальные месторождения.

Высокотемпературные месторождения

Для них характерно присутствие кварца в жильной массе, глубины формирования в 1-5 км, температуры образования 500-300^оС.

Ведущие рудные формации

·         Кварц-халькопиритовая (Казахстан)

·         Кварц-арсенопирит-золоторудная (Качкарь, Урал)

·         Кварц-золотая (Березовское, Урал)

·         Кварц-турмалин-золотая (Забайкалье)

·         Кварц-касситеритовая (Забайкалье)

·         Кварц-молибденитовая (Клаймакс, США)

·         Кварц-энергитовая (Бьютт, США)

·         Кварц-висмутитовая (Адрасман, Средняя Азия)

К этому классу относится важный промышленный тип месторождений – медно-молибден-порфировые. Эти месторождения формировались преимущественно в кайнозойскую эпоху, продуктивность которой по молибдену и меди превышает остальные эпохи в двадцать-тридцать раз. Выделяется три периода рудообразования: палеоценовый, эоцен-олигоценовый, миоцен-плиоценовый.

Рудоносные системы генетически ассоциируют с монцонитовыми, диоритовыми и гранитными комплексами. Они расположены в апикальных частях интрузий, в эндо и экзоконтактах, и представлены вкрапленными и прожилково-вкрапленными халькопирит-молибденитовыми рудами. Крупные месторождения ассоциируют с мелкими интрузиями, в крупных полифазных – приурочены к наиболее поздним и кислым фациям.

В петрохимическом плане они делятся на три группы:

1.      Островодужная

2.      Магматических дуг

3.      Областей активизации

Гидротермально-метасоматические изменения образованы магматическими флюидами и метеорными водами, создавшими зональное концентрическое строение ореолов, в центральной части которых располагается безрудное кварцевое ядро с калишпатом и биотитом, далее следует зона фелитизации с серицитом, кварцем и пиритом, которую сменяет зона аргиллизации с алунитом, каолином  и пиритом. Обрамляют это пропилитизированные породы. Все эта рассекают многочисленные системы кварцевых жил, а оруденение приурочено к границам кварцевого ядра.

Сейчас существует три генетические модели:

·         Монцонитовая – месторождения локализованы в малых интрузиях и поздних фациях полифазных массивов вулкано-плутонических дуг зон субдукции. Это медно-молибденовые месторождения.

·         Диоритовая – в островодужных системах японского типа. Это обогащенные золотом медно-молибден-порфировые месторождения.

·         Гранитоидная – ассоциирует с высококремнеземистыми, богатыми щелочами интрузиями риолитового состава, которые образовались в пределах активизированных областей кратонов. Это медно-молибден-золоторудные месторождения.

Среднетемпературные месторождения

Для них характерен сульфидный парагенезис. Это жильные тела, образовавшиеся при температурах 350-200^оС.

Основные рудоносные формации:

·         Полиметаллическая (галенит-сфалерит-халькопиритовая – Садон, галенит-сфалерит-баритовая – Салаир, галенит-сфалеритовая – Кадая) – формировались в обстановках растяжения.

·         Сурьмяно-мышьяковистая ( арсениды и сульфоарсениды кобальта, никеля, железа; арсенопиритовая; золото-антимонотивая).

·         Редкометалльная (касситерит-галенит-сфалериовая, касситерит-хлорит-пирротиновая).

·         Урановая (сульфидно-настурановая, галенит-сфалерит-молибденитовая с урановой смолкой, пятиэлементная – кобальт, никель, висмут, серебро, уран – наиболее важный промышленный тип).

Руды генетически связаны с внедряющимися анатектическими плюмазитовыми гранитными интрузиями, которые затем подверглись тектономагматической активизации и эмбриональной грейзеновой минерализации, образовались вкрапленники уранинита. Затем по этой интрузии начала развиваться кора выветривания, образовалась среднетемпературная гидротермальная система и промышленно выгодные месторождения урана.

Низкотемпературные месторождения

Располагаются настолько далеко от интрузий, что возникает вопрос, есть ли между ними связь. Образуются при температурах 200-50^оС. Многие исследователи относят эту группу месторождений к осадочным, многие – к гидротермальным, некоторые – к инфильтрационным.

Наиболее известные формации:

·         Сидеритовая (Бокал, Урал)

·         Родохрозит-родонитовая (Бьютт, США)

·         Магнезитовая (Сатка, Урал)

·         Баритовая и виттеритовая (Салаир, Россия)

 «Рудно-магматические системы  гидротермальных месторождений»

Высокотемпературные гидротермальные месторождения молибдена, вольфрама и олова с сопутствующими медью, свинцом и цинком, золотом, серебром, висмутом и другими металлами формировались в условиях подвижной земной коры континен¬тального типа, распространены в складчатых поясах и связаны с периодами эпигеосинклинальной и эпипалтформенной орогении. Лишь мало концентрированное оруденение молибдена в медных месторождениях с сопутсвтующими золотом , серебром, титаном и железом проявилось в период островных дуг , в связи с началом преобразования океанической коры в континентальную

2. Достаточно четко обозначилась в земной коре пространственная разобщенность молибденового и оловянного оруденения. При этом молибденоносными являются блоки земной коры сложенные преимущественно магматогенным материалом, в то время как для оловорудных  провинциях преобладающую роль играют терригенные и карбонат-терригенные осадочные образования. Эти различия менее заметны для вольфрамового оруденения которо находится как в тех так и в других провинциях. 

3.Месторождения молибдена вольфрама и олова связаны с гранитоидным магматизмом, в котором ведущую роль играет коровый анатексис. По источникам исходных магм их можно разделить на следующие три группы: 
диориты, кварцевые диориты и гранодиориты островных дуг с которыми ассоциируют месторождения меди с сопутствующим золотом, серебром, молибденом, а также титаном и железом --- результат дифференциации мантийных выплавок или выплавок из коры океанического типа; 
лейкократовые и биотитовые граниты, несущие вольфрам- молибденовое и вольфрам-оловянное оруденение, кристаллизовались из магмы, источником которых была сиалическая часть континентальной коры; 
умеренно кислые гранитоиды и гибридные породы от диоритов и монцонитов до амфибол-биотитовых и других более кислых типов гранитов, сопровождающиеся молибденовыми, медно-молибденовыми, полиметально-оловяными и вольфрамовыми месторождениями, имеют в своей основе смешанный источник мантийного и континентальио-корового происхождения. 
При этом все гранитоиды. формировавшиеся в условиях континентальной коры, четко разделяются по особенностям химизма на две линии: одна линия - это гранитоиды. для которых в субстрате выплавок преобладающей частью были кристаллические породы магматического или метаморфического происхождения, без повышенной роли в них летучих и калия; другая линия - это гранитоиды, для которых "преобладающую долю в субстрате выплавок составляют метапелиты, обеспечивая важную роль бора, фтора, лития и калия в исходных для них расплавах. 
С гранитами первой линии связаны месторождения основой которых является молибден. с гранитами второй линии связанны месторождения олова. Отсюда становиться понятной территориальная разобщенность месторождений олова и молибдена. Следует также признать существование гранитов промежуточного типа с замтено повышенной ролью фтора с которыми ассоциирует месторождения комплексных руд вольфрама и молибдена 

4. Устойчиво повторяющиеся и независящие от места и времени проявления отличия вещественного (рудно-геохимиче­ского) наполнения месторождений в связи с изменением гео­тектонической и магматической обстановки рудообразования свидетельствуют о глубоких причинных связях между ними, что является основой для выделения рудномагматнчсских комплексов.

5. Оруденение связано с апикальными частями рудоносных шов, располагаясь в их экзо- и эндоконтактовых зонах.но вертикальный размах оруденения в экзоконтактовой зоне может достигать 1000, реже до 1200, возможно, 1500 м; мощ¬ность орудснелой эндоконтактовой зоны колеблется от 200-300 до 600-1000 м (от кровли до нормали к ней в глубь плутона). Несколько иная картина наблюдается на месторождениях поли- метально-оловянной формации, где сосредоточена большая часть промышленных запасов олова. Месторождения этой формации значительно дальше отстоят от апикальных частей рудопро¬дуцирующих плутонов. На многих из них граниты вообще оп¬ределяются только по геофизическим данным на глубинах в 2,0-2,5 км

6.Морфологические типы оруденения представлены штокверковым, жильным, пласто- и линзообразным и брекчиевым, которые нередко сочетаются в пределах одного и того же месторождениях. Обращает на себя внимание преимущественное распространение штокверкового оруденения на молибденовых месторождениях и жильного на оловорудных, что обусловлено заметными различиями в условиях рудоотложения. 
Для первых наиболее характерно рудоотложение в кристаллических породах в условиях вздымания блоков земной коры и преобладания в них усилий одностороннего или всестороннего растяжения. В большей части вторых, т.е. оловянных, рудоотложение происходило в слоистых терригенно-осадочных породах в условиях одностороннего (или с переменой направления) давления, что и обусловило преимущественное развитие здесь жильного оруденения.

7. На примере молибденового оруденения статистически установлено, что форма кровли магматической камеры в той или иной мере выполняла роль концентратора рудоносного потока, поскольку имеется прямая зависимость концентрации рудного вещества от морфологии плутонов. Наиболее крупные рудные штокверки с высоким содержанием полезных компонентов,обычно имеют изометричную форму в первом приближении форму (Гсидсрсон. Клаимакс и др.) и располагаются над куполо- или конусообразными апикальным частями. I материнских интрузивов. Рудные штокверки в форме линейных зон, нередко тоже достигают крупных размеров, но уже xapaктеризуются менее высокой концентрацией рудных компонентов и располагаются они над хребтообразными выступами гранитов. Штокверки более сложной формы, распадающиеся на несколько часто не связанных друг с другом и сравнительно небольших участков, характеризуются еще менее концентрированным оруденением и располагаются над уплощенной верхней поверхностью плутонов, осложненной несколькими мало выразительными небольшими куполами. Образование крупного месторождения может обеспечить достаточно крупный по объему магматический резервуар, способный обеспечить выделение необходимого для этой массы рудоносного потока Обычно это плутоны крупных и средних размеров с вертикальным размахом в центральной части 5-10. иногда до 15 км. 
Как показали геологические наблюдения и математическое моделирование, концентрация оруденения, его вертикальный размах, и позиции относительно рудопродуцирующего плутона во многом определяются размерами и строением температур поля, зависящими как от интенсивности рудоносного потока, так и от морфологии апикальной части плутона и дополнительных внедрений магматического расплава. 

10.Экспериментальные работы показали переноса молибдена кремнеземсодержащими щелочными растворами. Отделение молибдена происходит вместе с выделением паровой фазы без прямого влияния на этот процесс Cl, F, S, а его осаждении- при участии реакционноспособной серы. Вольфрам олово и бериллий транспортируется растворами галоидного состава. Факторами, способствующими переходу металлов во флюид, является более высокое содержание Cl  и высокая кислотность флюида

11.Летучие компоненты, концентрируясь в апикальных частях магматических  камер, действовали как флюсующие добавки, т.е. понижали температуру кристаллизации магматического расплава, а следовательно и отделение от него рудоносных растворов. Очевидно, поэтому температура растворов продуктивных стадий оловорудных, вольфрамовых и бериллиевых месторождений существенно (примерно на 80-100С) ниже, чем молибденовых.

12. Причиной рудоотложения является понижение температуры растворов при движении в термоградиентном поле, а также изменения их pH и Eh, падение давления, замедление движениз взаимодействие с окружающими породами. Строение термогра диентного поля плутона во многом определяется морфологией последнего и в сочетании с особенностями физико-химических свойств пород и их трещиноватости обусловливает характер распределения оруденения в интрузиве и в его экзоконтактовых зонах.

13. В рамках предложенной модели гидротермального плутоногенного рудообразования объединены представления о различной природе гидротермальных растворов (с участием а высокотемпературных - преимущественно магматической воды, а средне-низкотемпературных - метеорной) и разных способах мобилизации рудного вещества. Высокотемпературное рудооб- разование связано с выделением тепла и летучим магматический расплавом, поэтому наиболее реально предположение об эманационно-бародиффузионном механизме движения рудоносных флюидов

Список используемой литературы

1. Жариков В. А. Скарновые месторождения, в кн.: Генезис эндогенных рудных месторождений, М., 1968.

2. Коржинский Д. С. - Физико-химические основы анализа парагенезиса минералов. М., 1957

3. Коржинский Д. С. Очерк метасоматических процессов, в кн.: 0сновные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях, 2 изд., М., 1955;

4. Кушнарев И.П. Глубины образования эндогенных рудных месторождений. М.: Недра, 1969

5. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. М., Недра, 1982.

6. Старостин В.И., Игнатов П.А. Геология полезных ископаемых. М., МГУ, 1997.

7. Покалов В.Т., Рудно-магматические системы  гидротермальных месторождений. М., Недра 1987г.

Также был использован курс лекций по Геологии Полезных ископаемых, читаемый В.И. Старостиным в весеннем семестре 2015-2016 учебного года.