Пегматитові родовища презентация

ПЕГМАТИТОВІ РОДОВИЩА ЗАГАЛЬНІ ВІДОМОСТІ ГЕНЕТИЧНІ МОДЕЛІ ТА ФІЗИКО-ХІМІЧНІ УМОВИ УТВОРЕННЯ ГЕОЛОГІЧНІ УМОВИ УТВОРЕННЯ

За О. Ферсманом, виділяють три види гранітних пегматитів: За О. Ферсманом, виділяють три види гранітних пегматитів: пегматити “чистої лінії,” що залягають серед гранітів або порід подібного складу і тому не ускладнені чужорідними мінералами; це типові для гранітоїдів утворення – калієвий польовий шпат, кварц, плагіоклаз (альбіт, олігоклаз), біотит, як другорядні – мусковіт, деякі фемічні та акцесорні – турмалін, топаз, берил, апатит та ін.; пегматити “лінії схрещування” (або гібридні), які залягають серед порід іншого (негранітоїдного) складу і частково асимілюють уламки високоглиноземистих бічних порід (базити, гіпербазити, глинисті сланці та ін.). З цим пов’язані іноді суттєві ускладнення мінерального складу, не зовсім типового для “чистого” гранітного пегматиту: з’являються високоглиноземисті мінерали – силіманіт, дистен, андалузит, зростає частка амфіболів, піроксенів, іноді карбонатів – Mg, Fe, Ca, скаполіту; пегматити “лінії десиліфікації”, які теж є похідними гранітоїдної магми, проте в разі її розкристалізації серед порід, суттєво недосичених кремнеземом (ультраосновних, карбонатних та ін.), утворюють породи, що лише віддалено, здебільшого, за умовами залягання та текстурою подібні до пегматитів. Унаслідок дифузійної міграції кремнезему в бік цих порід розплав стає ним суттєво недосиченим і порівняно збагачений глиноземом. Унаслідок цього виникають своєрідні суттєво польовошпатові породи – плагіоклазити – від альбітитів до анортозитів; некомпенсована частина Al2O3 мінерально реалізується в складі корундових плагіоклазитів.

Характерні риси пегматитів Пегматити просторово та генетично дуже щільно пов’язані з великими масивами інтрузивних порід; За мінеральним складом вони дуже подібні до порід материнського інтрузиву, однак суттєво відрізняються порівняно малими розмірами тіл, формою (гнізда, дайки, жили) та зональним, характером будови; Пегматити вирізняються переважно крупнозернистою будовою кварц-польовошпатових агрегатів, нерідко з поодинокими кристалами гігантами: кристал амазоніту (Урал), кристали кварцу 2-7,5 м (Пвд. Казахстан), сподумену 2-14 м (Етта, США), моріону масою до 10 тон (Волинь); Специфічним є набір так званих пегматитових структур мінеральних агрегатів; передусім – евтектоїдної або графічної; характерні також пегматоїдна (грубозерниста) структура зон поширення польового шпату та друзова; Особливо характерним для пегматитів є поширення мінералів з наявністю летких (B, Cl, F, P) та рідкісноземельних (TR) компонентів; у породах спорідненого інтрузиву їх нема або трапляються дуже зрідка; Показовою є повна відсутність зон навколопегматитової зміни бічних порід і навпаки – чітко виражені ознаки винятково внутрішньо-пегматитового метасоматозу, що був тільки в межах самих пегматитів, зумовлюючи їхню зональну будову.

Текстурно-парагенетичні типи пегматитів, за К. Власовим: І – рівномірно зернистий (письмовий або графічний) на керамічну сировину, ІІ – блоковий (пегматоїдний) - кристали мусковіту, ІІІ – повнодиференційований, IV – рідкіснометалевозаміщений -прояв процесів накладеного розвитку танталіт-колумбітового або олов’яно-вольфрамового зруденіння, V – альбіт-сподуменовий – джерело літію; 1 – граніт; 2 – крупнозернистий граніт; 3 – мікроклін; 4 – кварц; 5 – контактове облямування мусковіт-кварц-польовошпатового складу; 6 – пегматит письмової структу­ри; 7 – мономінеральна мікроклінова зона; 8 – кварц-сподуменова зона; 9 – зона заміщен­ня: альбіт, кварц, мусковіт, релікти мікрокліну, рідкіснометалеві – лепідоліт, сподумен, берил, полуцит, колумбіт, танталіт, поліхромний турмалін та ін.

Генетичні моделі та фізико-хімічні умови утворення Найважливіша особливість пегматитів та пов’язаного з ними зруденіння полягає в тому, що загалом вони є високобарними утвореннями і формувалися переважно на значних глибинах (3–10 км) абісальної зони. За О. Гінзбургом, виділяють три глибинно-фаціальні групи пегматитів: власне глибинні (нижче 6–7 км від синрудної палеоповерхні), з якими пов’язані родовища лише керамічної сировини та мусковітів; порівняно середньоглибинні (4–6 км), які супроводжуються розвитком промислових концентрацій переважно рідкісних елементів (Li, Be, Cs, Ta, Nb, Sn, W та ін.); порівняно малоглибинні, з якими пов’язана більшість родовищ п’єзооптичної та ювелірної сировини.

Схема утворення мінералів в пегматитах: ранній стільниковий незабарвлений кварц (600–500 ºС), моріон, топаз (або флюорит), берил (550–350 ºС), димчастий кварц та аметист (350–150 ºС) і насамкінець – халцедоноподібний кварц і гірський кришталь із сингенетичними мікровключеннями каситериту, гетиту та ін (200–50 ºС) Схема утворення мінералів в пегматитах: ранній стільниковий незабарвлений кварц (600–500 ºС), моріон, топаз (або флюорит), берил (550–350 ºС), димчастий кварц та аметист (350–150 ºС) і насамкінець – халцедоноподібний кварц і гірський кришталь із сингенетичними мікровключеннями каситериту, гетиту та ін (200–50 ºС)

Магматично-метасоматичну гіпотезу особливо наполегли­во пропагують геологи американської школи – Р. Джонсон, Е. Камерон, К. Ландес, Ф. Хес, В. Шеллер та ін. Саме вони вперше звернули увагу, що нерідко в пегматитах можна спостерігати закономірний різноструктурно-віковий розподіл профільних комплексів мінеральних асоціацій. Пегматити розглядають як наслідок двох послідовних етапів розвитку – магматичного, а потім гідротермально-метасоматичного. Магматично-метасоматичну гіпотезу особливо наполегли­во пропагують геологи американської школи – Р. Джонсон, Е. Камерон, К. Ландес, Ф. Хес, В. Шеллер та ін. Саме вони вперше звернули увагу, що нерідко в пегматитах можна спостерігати закономірний різноструктурно-віковий розподіл профільних комплексів мінеральних асоціацій. Пегматити розглядають як наслідок двох послідовних етапів розвитку – магматичного, а потім гідротермально-метасоматичного. Магматичний етап пов’язаний з процесом проникнення та розкристалізації найпізніших порцій залишкового силікатного розплаву з кількістю летких сполук, відповідно до експериментів Р. Горансона, близько 7–10 %. Зі зниженням температури, подібно до попередньої гіпотези, відбувається фракційна кристалізація звичайних силікатів та кварцу; утворюються порівняно слабко зональні (одна–дві зони) пегматитові тіла простого кварц-польовошпатового типу. На відміну від попередньої гіпотези, у цей час передбачено напіввідкритий характер фізико-хімічної системи з періодичною втратою теплової енергії та відокремленням (у верхні горизонти) найбільш летких продуктів мінералоутворювального процесу. Метасоматичний етап супроводжується повним розкрит­тям пегматитоутворювальної систе­ми внаслідок чергового пожвавлення тектонічної активності регіону з утворенням системи розломів досить глибокого закладання. Саме вони сприяли проникненню в пегматити надкритичних парогазових розчинів глибинного походження, що фізико-хімічно різко нерівноважні з силікатами магматичного етапу Виникали складні диференційовані пегматитові тіла з розвитком специфічного зруденіння у вигляді промислових концентрацій технічного мусковіту, альбіт-сподуменових або рідкіснометалевих руд (танталіт-колумбітові, каситерит-вольфрамітові).

Геологічні умови утворення Пегматити повязані винятково з глибинними формаціями магматичних порід і не трапляються в приповерхневих зонах (2-3 км) розвитку вулканічних і субвулканічних фацій.

Пегматитові пояси в геосинліналях. Наймасштабніші: Північноамериканські пегматитові пояси в Кордільєрах (до 4000 км), Апалаччах (до 2000 км). Дві рудноформаційні групи. 1. Пегматитові родовища гранітних формацій, зокрема: а) рідкісноземельні (монцонітовий мінеральний тип, полуцит-ортито­вий, колумбітовий, уранінітів); б) мусковітоносні; в) рідкіснометалеві (берил-танталітовий тип, споду­меновий, лепідолітовий, кераміч­ний); г) кришталеносні (моріоновий тип, топаз-бериловий, флюоритовий). 2. Пегматитові родовища нефелін-сієнітової формації, що представлені д) танталіт-колумбітовим та е) циркононосним типами утворень. Вік. З давніми пегматитами докембрійських циклів пов’язана більшість родовищ технічного мусковіту та керамічної сировини. Пегматити каледонського, частково герцинського циклів супроводжуються переважно рідкісноземельним (Ta, Ni, La, Ce) або рідкіснометалевим (Li, Be, Sn, W) зруденінням. Переважна більшість пегматитів герцинського, менше – кіммерійсько-альпійського циклів є важливим джерелом видобутку п’єзооптичної сировини та дорогоцінного каміння (моріону, флюориту, берилу, топазу тощо).

Генетична класифікація родовищ І. Клас простих пегматитів, що представлені тілами кварц-польовошпатового складу з чітко вираженою структурою письмового граніту – для них характерно те, що зовсім нема ознак перекристалізації мінеральних агрегатів та їхнього метасоматичного заміщення; тіла, зазвичай, не зональні, належать до “графічного” типу, за К. Власовим (1952). З такими пегматитами переважно пов’язані родовища керамічної сировини зі співвідношенням кварцу до польового шпату 1:3, що важливо для одержання екстра-сортів порцеляни (“севр”) та фаянсу (“опак”)

ІІ. Клас перекристалізованих пегматитів, що є кварц-мусковіт-польовошпатовими і вирізняються варіаціями розміру мінеральних агрегатів від крупно- до гігантозернистого (рис.), часто крупноблокового (“блоковий” тип, за К. Власовим). Формуються такі пегматити за участю хімічно рівноважного (до гранітів) надкритичного парогазового флюїду, що в умовах лише частково привідкритої системи міг накопичуватися в процесі фракційної дистиляції магматичного розплаву. ІІ. Клас перекристалізованих пегматитів, що є кварц-мусковіт-польовошпатовими і вирізняються варіаціями розміру мінеральних агрегатів від крупно- до гігантозернистого (рис.), часто крупноблокового (“блоковий” тип, за К. Власовим). Формуються такі пегматити за участю хімічно рівноважного (до гранітів) надкритичного парогазового флюїду, що в умовах лише частково привідкритої системи міг накопичуватися в процесі фракційної дистиляції магматичного розплаву. До пегматитів цього класу зазвичай належать родовища мусковіту з кристалами площею до 4–5 м2 (слюдоносні провінції Індії, Бразилії, Карелії, Мамсько-Вітимська у Росії); керамічної сировини, інколи з майже монокристалічними блоками польового шпату розміром з кар’єр, вогнетривкої, абразивної, кварцової сировини для скляного виробництва.

ІІІ. Клас метасоматично заміщених пегматитів, які є найрізноманітнішими за мінеральним складом та структурно-текстурною будовою і мають чітку зональну будову; за К. Власовим, відповідають типу “повнодиференційованих”, “рідкісноземельних”, “рідкіснометалевих” та “альбіт-сподуменових” (рис.). Особливо характерною рисою є масштабність накладених процесів – спочатку натрового (альбітизація мікрокліну), а потім калієвого (грейзенізація) метасоматозу. Подібну ситуацію знаходить пояснення з позицій магматично-метасоматичної й особливо власне метасоматичної та метаморфічно-метасоматичної гіпотез: саме вони визначають як частково привідкритий характер системи на першому етапі збіркової перекристалізації кварц-польовошпатових утворень (за участю спорідненого хімічно рівноважного до них флюїду), так і повністю відкритий на другому, коли й відбувалися основні метасоматичні та спряжені рудогенерувальні перетворення за участю фізико-хімічно нерівноважних флюїдів, імовірно, глибинного походження. ІІІ. Клас метасоматично заміщених пегматитів, які є найрізноманітнішими за мінеральним складом та структурно-текстурною будовою і мають чітку зональну будову; за К. Власовим, відповідають типу “повнодиференційованих”, “рідкісноземельних”, “рідкіснометалевих” та “альбіт-сподуменових” (рис.). Особливо характерною рисою є масштабність накладених процесів – спочатку натрового (альбітизація мікрокліну), а потім калієвого (грейзенізація) метасоматозу. Подібну ситуацію знаходить пояснення з позицій магматично-метасоматичної й особливо власне метасоматичної та метаморфічно-метасоматичної гіпотез: саме вони визначають як частково привідкритий характер системи на першому етапі збіркової перекристалізації кварц-польовошпатових утворень (за участю спорідненого хімічно рівноважного до них флюїду), так і повністю відкритий на другому, коли й відбувалися основні метасоматичні та спряжені рудогенерувальні перетворення за участю фізико-хімічно нерівноважних флюїдів, імовірно, глибинного походження. як найважливіше джерело п’єзооптичної сировини (димчастий кварц, моріон) та дорогоцінного каміння (смарагд, гелеодор, аквамарин, топаз, аметист, турмалін), що поширені в Бразилії, Колумбії, Індії, країнах Південної Африки та в Україні (Володарськ-Волинське родовище), та дуже своєрідні і мало поширені родовища оптичного флюориту у Казахстані (Кент, Акжайляу). Серед рудних відомі родовища рідкіснометалевих (Li, Be, Sn, W) та рідкісноземельних (Ta, Nb, Zr, La, Cs, Rb тощо) пегматитів, інколи ураноносних (U, Th). Перші представлені переважно гранітними пегматитами з альбіт-сподуменовим або лепідолітовим типом зруденіння (велике родовище Ля Корн у Канаді, Етта і Тін-Маунтін у США, Карібібе в Африці, Пілбара у Західній Австралії), важливі також берил-танталітові та вольфраміт-каситеритові пегматити Східного Казахстану (Калбинський хребет).

IV. Клас десиліфікованих пегматитів, що представлені власне польовошпатовими (від андезину до анортиту) тілами плагіоклазитів, троктолітів та марундитів (дайки, штоки) серед масивів ультраосновних порід (перидотитів, піроксенітів, горнблендитів, серпентинітів), інколи у серпентинізованих доломітах. Специфічність цих утворень зумовлена процесами міграції значної частини кремнезему за участю надкритичної парогазової фази у бік недосичених ним рудовмісних порід. Відтак, у відкритій системі пегматитоутворення виникає суттєвий надлишок насамперед глинозему, що може реалізуватися тільки у вигляді самостійної мінеральної фази – корунду; кількість його в достатньо десиліфікованому пегматиті може сягати 15–20 %, у типових корундових плагіоклазитах або корундитах – навіть 60–70 %. IV. Клас десиліфікованих пегматитів, що представлені власне польовошпатовими (від андезину до анортиту) тілами плагіоклазитів, троктолітів та марундитів (дайки, штоки) серед масивів ультраосновних порід (перидотитів, піроксенітів, горнблендитів, серпентинітів), інколи у серпентинізованих доломітах. Специфічність цих утворень зумовлена процесами міграції значної частини кремнезему за участю надкритичної парогазової фази у бік недосичених ним рудовмісних порід. Відтак, у відкритій системі пегматитоутворення виникає суттєвий надлишок насамперед глинозему, що може реалізуватися тільки у вигляді самостійної мінеральної фази – корунду; кількість його в достатньо десиліфікованому пегматиті може сягати 15–20 %, у типових корундових плагіоклазитах або корундитах – навіть 60–70 %. Бічні ультраосновні породи під дією парогазових еманацій нерідко перетворюються у своєрідні біотитіти з гніздоподібними скупченнями кристалів смарагду, олександриту, фенакіту. Родовища цього генетичного типу розробляють на дорогоцінне каміння у США (Північна Кароліна, Пенсильванія), Південній Африці (район Сомерсет), Єгипті, Індії; вони відомі в Австралії, на півдні Уральського хребта в Росії (Карабаш, Борзовське).