Синяков В.И. Основы теории рудогенеза
Подождите немного. Документ загружается.
нами,
внешними
и
внутренними
синеклизами,
грабенами
и
другими
отрица
тельными
структурами,
прошедшими
длительное
тектоническое
развитие
.
Месторождения
имеют
только
морской
генезис
и
образуются
в
солеродных
бассеАнах
всех
типов,
исключая лагунный
.
Наибольшее
распространение
они
получили
в
бассейнах
внутриконтинентального
типа.
Залежи
калийных
солеА
появляются
в
заключительную
стадию
развития
бассейна.
Площади
распространения
залежей
калийных
солей
всегда
располагаются
в
контуре
.
более
значительных
границ
соленосного
бассейиа
и
окружены
отложениями
каменной
соли
.
Соотношения
между
этими
площадями
различные
:
в
Верхне·
камском
месторождении
площадь
калийных
солей
составляет
около
35
- 40%
площади,
занятой
каменной
солью
,
в
Предкарпатском
- 24%,
в
Рейнско
м
грабене
- 5%.
Калиеносные
горнзонты,
пачки
и
пласты
калийных
солей
стратиграфи
чески
располагаются
в
верхней
части
соляной
толщи
,
занимая
по
отнщuению
к ее
мощности
подчиненное
положение
.
Есть
месторождения
,
содержащие
только
один
пласт
калийных
солей
мощностью
15
-
25
м
(СтасФурт
с
кое)
.
Значительно
большее
распространение
имеют
месторождения
с
двумя-че
тырьмя
пластами
(Эльзасское,
Гаурдахское
и
др.)
.
В
некоторых
месторож
дениях
калиеносный
горизонт
содержит
от
8
до
25
пластов
при
колебании
мощности
каждого
из
них
от
0,5
до
20
м
и
более
(Верхнекамское,
Старобин
ское
и
др
.
)
.
Многоцикличный
характер
разреза
свидетельствует
о
много
к
'
ратной
смене
периодов
кристаллизации
калий
н
ых
солей
и
отлож
е
ния
ка
менной
соли
или
соленосных
пород
.
Среди
калийных
минералов
наиболее
ра
с
пространенным
является
силь·
вин
.
Он
установлен
в
80%
месторождений
и в
половине
случаев
использу
ется
промышленностью
.
Второе
место
занимает
карналлит
,
который
присут
ствует
в
65%
месторождений
,
·
но
промышленностью
используется
лишь
из
пяти-шести
месторождений
.
По
распространенности
к
карналлиту
близок
полигалит,
но
нигде
его
залежи
пока
не
поставляют
промышленное
сырье.
Остальные
минералы
(кизерит,
каинит
,
лангбейнит
и
др.)
имеют
подчиненное
значение
.
Для
обра
з
ования
месторождений
ка
л
и й
ных
солей
требуются
специфи
ческие
условия:
определенная
ландшафтно-тектоническая
обстановка
и
глубокое
конседиментационное
прогибание
участка
,
на
котором
формиру
ются
залежи
калийных
солей;
соответствующие
климатические
условия
и
режим
водного
питания
бассейна.
Калийные
соляные
отложения
представ
ляют
собой
завершение
комплекса
галогенного
осадконакопления
.
Модель
«сухого
озера»
М.
Г.
8аляшко
/1962
г.).
Согласно
этой
модели
в
солеродных
бассейнах
к
началу
садки
калийных
солей
остается
очень
мало
рапы,
так
что
она
почти
полностью
скрывае
т
ся
в
пористом
слое
вы
·
павших
солей
.
На
этой
стадии
бассейн
переходит
в
т
эк
называемое
«сухо
е
соленое
озеро
»,
его
развитие
резко
замед
л
яется
и
калийные
соли
могу
т
выделяться
то
л
ько
в
ограниченном
количестве
в
виде
бедных
вкраплени
й
среди
ранее
выпавшего
галита
.
для
возникновения
крупного
месторождения
калийных
солей,
по
М.
Г
.
Ва
·
ляшко,
необходимы
два условия
:
1)
«прогр
е
ссирующее
испарение
больших
,
непрерывно
пополняющихся
масс
океанической
во
д
ы
с
изоляцией
главно
й
части
образующихся
при
этом
маточных
рассолов
от
общей
массы
океан
и
-
170
ческой воды;
2)
образование
достаТОЧI:IОГО
слоя
насыщенных
калиевыми
солями
рассолов
с
открытой
поверхностью
и
его
пополнение
в
течение
всего
периода
дальнейшего
испарения
и
образования
отложений калийных
солей»
.
.
Накопление
поверхностной
рапы
происходит
в
участках
соляного
бас
сейна,
которые
прогибаются
значительно
интенсивнее
остальной
площади
и
превращаются
в
локальную
солеродную
впадину.
В
нее
стекаются
меж
кристалльные
рассолы,
которые
здесь
интенсивно
испаряются
и
при
доста
точной
мощности
слоя
поверхностной
рапы
образуют
отложения
калийных
солей.
По
мере
испарения
во
впадину
из
окружающ
их
соляных
'
отложеннй
поступают
новые
порции
рас-солов.
Модель
М.
Г.
Валяшко
у
одних
геологов
получила
признание
(Н.
М.
Страхов)
и
встретнла
критику
у
других
(А.
А
.
Иванов).
Глава
12
МЕТДМОРФОГЕННЫЕ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
к
группе
метаморфогенных
относятся
такие
эндогенные
месторождения,
образование
которых
по
времени,
месту
и
причина
м
полностью
обуслов
лено
метаморфизмом,
ультраметаморфизмом
.
и
сопровождающнми
их
мета
соматическими
и
гидротермальными
процессами
.
В
группу
метаморфоген
ных
включаются
не
только
глубокометаморфизованные
первично-осадоч
ные
и
вулканогенно-осадочные
месторождения,
но
и
вновь
образованные
в
условиях
ме
'
таморфизма
вследствие
перемещения
и
конце
.
нтрации
рассе
янных
рудогенных
элементов
метаморфизуемых
пород
.
Наибольшее
значение
для
формирования
метаморфогенных
месторож
дений
нмеет
региональный
динамотермальный
метаморфизм,
охватывающий
крупные
блоки
земной
коры
и
генетически
связанный
с
формированием
геосинклинальных
подвижных
поясов.
Установлена
также
важная
роль
в
метаморфогенном
рудообразовании
ультра
метаморфизма
и
метаморфоген
но-гидротермальных
процессов
.
Метаморфизм
может
оказывать
и
отрица
тельное
воздействие
на
ранее
образованные
месторождения,
приводя
к
частичному
или
полному
изменению
состава
и
концентрации
полезны
х
минералов,
значительно
ухудшая
качество
руды
или
даже
полностью
уничтожая
месторождение
.
.
Принадлежность
месторождений
к
группе
метаморфогенных
опреде
ляется
следующими
признаками:
1)
месторождения
располагаются
сред
и
метаморфических
пород
щитов
и
древних
платформ
и
характеризуютс
я
тесной
временной
сопряженностью
процессов
рудообразования
и
метамор
физма
;
2)
для
месторождений
типична
изофациальность
минеральног
о
состав.а
руд
и
вмещающих
их
метаморфических
пород,
т:
е.
развити
е
оруденения
и
метаморфизма
протекало
в
условиях
одних
и
тех
же
р-Т-па
раметров;
3)
для
месторождений
характерна
независимость
их
образова
ния
от
интрузивных
массивов
в
пространстве
и
во
времени.
17
1
Метаморфогенные
месторождения
имеют
важное
практическое
значе
ние.
К
ним
относятся
крупнейшие
месторождения
железных
.
руд
типа
железистых
кварцитов
на
Украинском,
Канадском,
Бразильском,
Австра
лийском,
Индийском
и
других щитах,
на
долю
которых
приходится
53%
мировой
добычи
[Б
елевцев
Я
.
Н
.
и
д
р
.
,
1984
г.],
а
также
месторождения
·
МУСКОВИТОВ\>IХ
и
редкометалльных
пегматитов,
флогопита,
графита,
глино
земистого
сырья
(кианита,
андалузита)
.
Представителями
этой
группы
месторождений
являются
золоторудные
и
ураноносные
конгломераты
;
метаморфизованные
марганцевые
,
'
свинцово
-
цинковые
(типа
Брокен-Хилл
в
Австралии
и
Хо
л о
д
нинского
в
Северном
Приб
айкалье)
;
серно-
и
медно
колчеданные
(Карелия),
железо-урановые,
связанные
с
натровыми
мета
соматитами;
месторождения
золотосульфидных
руд,
метаосадочных
ме
дистых
песчаников
(Африка),
а
также
амфибол-асбеста,
апатита
,
мр'амор
а
,
яшмы,
нефрита
и
жадеита,
гранулированного
кварца
и
д
р.
Н
есмотря
на то
что
понятие
о
метаморфизме было
введено
давн
о
[Лайе
лл
ь
Ч
.,
1833
г.
]
,
к
метаморфогенным
месторождениям
долгое врем
я
относили
лишь
месторождения
мрамора
,
кровельных
сланцев,
графита
,
кианитовых
и
гранатовых
сланцев
.
Только
начиная
с
60-х
годов
ХХ
век
а
метаморфогенное
рудообразование
стало
рассматриваться
как
один
из
важ
нейших
процессов
в
формировании
раз
ли
чных
месторождений
в
районах
,
сложенных
метаморфическими
породами.
Значительные
исследования
по
проблеме
мета~орфогенного
рудообразования
выполнили
Я
.
Н
.
Белевцев
,
Д
.
А
.
Великославинский,
В
.
С.
Домарев,
В
.
А
.
Буряк,
Н.
Л.
Добрецов,
Г.
И
.
Вертушков
,
Ю
.
П
.
Мельник,
Д
.
А
.
Михайлов,
Ю.
М
.
Соколов,
Н.
Г
.
Су
довнков,
П.
Я
.
Ярош
и
д
р
. ,
а
за
рубежом
А
.
Банер
д
жи
,
В
.
Мармо,
Д.
Вилья
мс,
К.
Сулли
ван
и
др
.
Среди метаморфогенных
месторождений
выделяют
три
класса
(Я.
Н
.
Бе
левцев,
Н
.
Л
.
Добрецов,
Ю
.
М.
Соколов
и
др.):
1)
метаморфизованные
(прометаморфические
,
по
Н
.
Л
.
Добрецову
[1974
г
.
],
Ю
.
М
.
Соколову
и
др.
[1975
г
.
])
;
2)
метаморфические
(синметаморфи
.
ческие,
по
Н
.
Л
.
Доб
рецову;
ортометаморфические,
по
Ю
.
М.
Соколову
и
др
.
);
3)
метамор
фогенно-гидi>отермальные
(ультраметаморфические,
по
Я
.
Н
.
Белевцев
у
и
др
.
[1976
г
.
]
;
реоморфические,
по
Н
.
Л
.
Добрецову).
Внутри
каждог
о
класса
месторождения
могут
быть
подразде
ле
ны
по
термодинамически
м
усл
овиям
образования
путем
.
выделения
ру
д
ных
формаций,
связанных
с
раз
личными
фациями
метаморфизма.
В
пос
лед
ние
го
д
ы
наметилось
выде
л
ение
f!0BOrO
класса
метаморфогенных
месторожд
е
ний
-
месторождени
й
уд
арliОГО
метаморфизма,
возникших
IlрИ
падении
на
Землю
крупны
х
ме
теоритов
с
образованием
метеоритных
кратеров
.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ
УСЛОВИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ
МЕТАМОРФОГЕННЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Месторождения
распространены
главным
образом
на
щитах
древних
платформ,
где
они
связаны
с
глубокометаморфизованными
породам
и
архея
и
протерозоя,
но
встречаются
также
среди
палеозойских
и
даже
мезозойских
метаморфизованных
толщ
.
В
региональном
плане
размещени
е
месторождений
контролируется
крупными
тектоно
-ме
таморфогенными
струк
-
172
турами
:
гранито-гнейсовыми
куполами,
зеленослан
цевы ми
поясами
и
зонами
см ятия
.
Локальный
контроль
осуществляется
складчатыми
и
трещинно
складчатыми
структурами,
скрытыми
глубинными
зонами
повышенной
про
ницаемости.
В
локализации
оруденения
большую
роль
играют
литолого
стратиграфический
контроль,
избират~льная
приуроченность
к
определенным
зонам
и
фациям
метаморфизма,
тесная
зависимость
минерального
и
хи
ми
че
скрtо
состава,
а
также
технологических
свойств
полезного
ископае
мого
от
степени
метаморфизма
и
состава
вмещающих
пород
.
Большинство
месторождений
на
щитах
размещаются
среди
метаморфических
пород
зеленосланцевой
и
реже
амфиболитовой
фаций
метаморфизма
.
Значительно
мен~ше
их
встречается
среди
пород
гранулитовой
фации
метаморфизма
и
полей
ра
звития
мигматитов
.
Метаморфогенные
месторождения
формировались
на
значительных
глу
бинах
в
обстановке
высоких
температур
и
давлений,
где
преобладали
пластические
формы
деформации
вещества
.
Наибольшие
глубины
(до
15
-
25
км)
вероятны
у
метаморфизованных
месторождений
гранулитовой
и
амфиболитовой
фациЙ.
На
меНЫDИХ
глубинах
(3- 6
км)
образовались
метаморфические
и
метаморфогенно-гидротермальные
месторождения,
свя
занные
с
регрессивным
этапом
метаморфизма
и с
диафторезом.
В
ерrикальная
протяженность
оруденения
в
метаморфогенных
место
рождениях
измеряется
несколькими
километрами
.
Так,
по
Я.
Н.
Белев
цеву,
столбообразныe
залежи
богатых
магнетитовых
руд
в
Северном
Криворожье,
образовавшиеся
в
процессе
железистого
метасоматоза
в
прогрессивный
этап
метаморфизма
,
прослеживаются
на
глубину
до
2,5
км
.
Рудные
тела
золоторудного
месторождения
Колар
в
Индии
имеют
верти
кальную
протяженность
свыше
3,5
км.
ОСНОВНЫЕ
ПОЛОЖЕНИЯ
ТЕОРИИ
МЕТАМОРФОГЕННОГО
РУДООБРАЗОВАНИЯ
Формирование
метаморфогенных
месторождений
связано
с
региональным
динамотермальным
метаморфизмом,
проявляющимся
в
подвижных
гео
синклинальных
поясах
земной
коры
одновременно
с
образованием
склад
чатых
структур
по
д
влиянием
глубинного
потока
тепла
и
тектонических
напряжений
.
Подавляющее
большинство
месторождений
возникло
в
архее
и
протерозое
-
именно
в
те
эпохи
развития
Земли,
когда
на
значительной
террито
рии
в
течение
длительного
времени
(более
3
млрд
.
лет)
проявля
лись
метаморфические
процессы,
которые
по
интенсивности
несравнимы
ни
с
какими-либо
другими
более
поздними.
С
региональным
метаморфизмом
тесно
связан
ультра
метаморфизм
.
Он
захватывал
значительно
меньшие
пло
щади
земной
коры,
проявлялся
неравномерно
в
зонах
амфиболитовой
и
гранулитовой
фаций
метаморфизма
и
протекал
в
условиях
открытой
системы
.
Метаморфические
процессы,
являются
потребителями
большого
коли
чества
тепловой
энергии.
По
расчетам
Д.
Фер
хугена,
для
метаморфических
преобразований
средних
ступеней
метаморфизма
требуется
75
кал
на
1
г
породы,
а
для
частичного
плавления
~
125
кал/г.
~
Метаморфогенное
рудообразование
связано
как
с
прогрессивным,
так
и
с
регрессивным
·
этапами
метаморфизма
.
На
прогрессивном
этапе
фор-
173
мируется
класс
метаморфизованных
месторождений
.
Металлогеническа
я
специализация
их
определяется
прежде
всего
наличием
дометаморфи
ческих
накоплений
полезных
ископаемых,
уровнем
их
исходных
концентра
ций
и
физико-химическими условиями
прогрессивного
этапа
региональ
ного
метаморфизма.
Метасоматические
процессы
иа
прогрессивном
этап
е
регионального
метаморфизма
не
имели
большого
развития
.
Однако
син
метаморфические
тектонические
движения
пород,
выразившиеся
в
складко
образовании,
создавали
зоны
разуплотнения,
в
которых
метаморфическим
и
растворами
осуществлялся
вынос
одних
компонентов
и
отложение
дру
гих
с
образованием
в
метаморфизуемых
толщах
залежей
богатых
ру
д
метаморфического
класса
.
Таким
образом,
с
прогрессивным
этапом
мета
морфизма
связано
рудообразование
как
метаморфизованных,
так
и
мета
морфических
месторождений
на
основе
первичных
повышенных
кон
центраций
рудного
вещества
в
метаморфизуемых
породах
.
Регрессивный
метаморфизм
происходил
на
завершающем
этапе
ре
гионального
метаморфизма,
когда
осуществлялось
общее
понижени
е
и
выравнивание
температуры
и
давления,
в
результате
воздействия
н
а
породы
гидротермальных
растворов.
~инерализация
регрессивного
этап
а
распространяется
локально,
тяготея
к
зонам
ра
злом
ов
,
рассланцевани
я
,
трещиноватости.
С
этим
этаlJОМ
связано
образование
месторождени
й
метаморфогенно-гидротермального
класса
и
многих
метаморфогеНН
Q
метасоматических
месторождений
метаморфического
класса
(мусковитовы
х
и
мусковит-редкометалльных
пегматитов,
рудоносных
магнезиальных
скар
нов
и
др
.
)
.
Рудообразующая
роль
низкотемператур
\
fOГО
.
метаморфизма.
Рудообр
а
зование
в
условиях
метаморфизма
низки
х
температур
и
давлений
изучен
о
недостаточно
.
Многие
исследователи
отвергают
даже
саму
возможнос
т
ь
рудообразования
,
связанного
с
низкотемпературными
преобразованиям
и
.
Однако
имеющиеся
в
литературе
данны
е
свидетельствуют
о
том
.
,
что
и
з
менения
осадочных
и
ву
л
каногенных
пород
при
Эl1игенезе
и
катагене
з
е
в
условиях
больших
глубин
погружения
и
при
температуре
50
- 3000
С
были
значительными
и
сопровождались
перемещением
содержащихся
в
ни
х
рудогенных
элементов
.
Исследованиями
Я
.
Н
.
Белевцева
и
других
геолого
в
ус
тановлен
активный
вынос
поровыми
растворами
рудных
инеру
д
ны
х
элементов
из
осадочных
пород
при
температуре
100
- 3000
С
и
да
в
ле
ни
и
100
- 300
бар
с
образованием
прожилков
и
скоплений
рудных
минерало
в
как
в
секущих
,
так
и в
пос
лойных
трещинах
п
о
род
.
В
настоящее
время
можно
утверждать,
что
в
образовании
многи
х
стратиформных
месторождений
свинца
и
цинка
(США,
По
ль
ша,
СССР)
,
по л
иметаллических
руд
(Нагольный
кряж,
Донбасс),
ртутных
месторо
ж
дений
(Никитовское,
Донбасс),
медистых
песчаников
(Джезказган)
,
самородной
меди
в
эффузивах
(Верхнее
озеро
в
США
,
Тайметское
в
Гор
ной
Шории)
и
других
наряд
у
с
первичной
(седиментационной)
концентр
а
цией
рудного
вещества
з
начите
л
ьную
ро
л
ь
играли
процессы
глубинног
о
эпигенеза,
соответствующие
наиболее
низкотемпературной
субфации
зел
е
носланцевой
фации
метаморфизма
.
Рудообразование,
вызванное
ультраметаморфизмом.
Рудообразующ
ую
роль
ультра
метаморфизма
подчеркивают
многие
исследователи
(Я.
Н.
Б
е
-
174
левцев,
Н.
Г.
Судовиков,
Д.
Рейнольдс
и
др
.
);
некоторые
из
них
даже
выделяют
9собый
класс
ультраметаморфических
месторождений.
Ультра
метам
орфизм
осуществляется
в
условиях
открытых
систем
и
сопровожда
ется
значительным
привносом
и
выносом
вещества
метаморфогенными
флюидами.
Среди
породообразующих
элементов
повсеместно
отмечается
вынос
железа,
магния,
кальция
и
при
внос
кремния,
алюминия
и
щелочей
.
Рудные
элементы,
не
входящие
в
состав
новообразованных
силикатов
мигматит
ов,
также
выносятся
метаморфогенными
растворами.
Наиболее
инте
нсивная
миграция
свойственна
сидерофильным
и
хаЛЬКОф!fЛЬНЫМ
элементам
.
По
'
пути
растворы
обогаща~тся
новыми
элементами
и
в
бла
го
приятных
складчато-трещинных
или
разломных
структурах
сбрасывают
полезный
груз.
Особенно
характерны
для
ультраметаморфизма
проявле
ни
я
железо-магнезиального,
щелочного
и
кальциево-углекислого
метасо
м
атозов
.
Метасоматические
процессы
развивались
по
зонам
глубинных
раз
л
омов
и
нередко
их
проявления имели
значительные
размеры
.
В
настоящее
время
в
число
месторождений,
для
которых
доказыва
е
тся
их
связь
с
процессами
ультраметаморфизма
,
входят
кварц-полево
шпатовые
тела
с
тантал-ниобиевым
оруденением,
слюдоносные
пегматиты
,
д
иопсид-флогопитовые
жилы,
урановое
оруденение
в
щелочн
'
ых
метасома
т
итах
и
др.
Ультраметаморфические
месторождения
распространены
среди
п
ород
высоких
фаций
метаморфизма
(амфиболитовой
игранулитовой)
.
С
возможным
переотложением
рудных
компонентов
при
ультраметамор
физме
ря
д
исследователей
(Я
.
Н
.
Белевцев,
Н
.
Г.
Судовиков,
Г
.
Шнейдерхен)
с
вязывают
образование
некоторых
гидротермальных
месторождений
.
Метаморфогенная
рудообразующая
система_
Метаморфогенными
рудо
о
бразующими
называются
системы
в
зонах
регионального
метаморфизма,
дл
я
которых
источником
энергии
является
глубинный
тепловой
поток,
порождающий
регионально-метаморфические
преобразования,
а
источником
растворов
и
рудного
вещества
- '
породы
метаморфических
комплексов
.
ПР'lllессы
рудообразования
определяются
р
-
Т
-
условиями
метаморфизма.
а
J
lOкализация
р
уд
-
благоприятной
литологической
средой
и
структурно
тектонической
обстановкой.
Метаморфогенные
рудообразующие
системы
о
тносятся
к
эндогенному
типу
,
но
отличаются
от
других
эндогенных
систем
исто
чником
энергии,
рудоносных
растворов
и
вещества.
Рудогенерирую
щая
способность
метаморфогенных
систем
определяется
огромными
ресур
са
ми
многих
металлов,
а
также
хлоридных
растворов
,
способных
пере
носить
эти
металлы
.
Метаморфогенным
рудообразующим
системам
обычно
с
войственны
большие
размеры.
Их
протяженность
в
плане
составляет
с
отни
(иногда
тысячи)
километров
,
на
глубину
~
десятки
километров
(
рис
.
36) .
Развитие
метаморфогенной
рудообразующей
системы
и
формирс>вание
различных
месторождений
определяются
многими
факторами
:
исходным
со
ставом
метаморфизуемых
пород
,
их
первичным
строением,
проницаемостью,
с
одержанием
различных
металлов
и
формой
их
нахождения,
режимом
т
емпературы
и
давления,
активностью
компонентов
при
метаморфизме.
По
температурам
образования
рудных
парагенезисов
месторождения
подразделяются
Я.
Н
.
Белевцевым
на
три
группы
:
1)
относительно
низких
т
емператур
(100-
4500
С),
отвечающих
дозеленосланцевой
и
зеленослан-
175
--J
о>
О
10
20
•
J
OK
,
11
•
'
~
~
'
~
~1~2~·:·~3~f~5~8~7~8~9~Ю-n~U~~О
Р
ис.
36.
О
бщая
модель
'
метаморфогенной
рудообразующей
системы.
Метаморфические
породы
разных
фацнА
:
1 -
зеленосланцевой.
2' -
ЭПНАот
-
амфнбо.l1ИТОВОЙ,
3 -
амфнбо'n
НТОВОЙ
,
4 -
ГР3НУЛНТО80Й;
метаморфогенные
месторождении
;
5 -
\4етаМОРФltзоваНllые
в
УСЛО81tях
зеленосланцсвон фаuнн.
6 -
метаморфнзованные
в
условиях
амфнболитооой
фацнн.
7 -
метаморфические
(графнтоносны('
гнейсы
н
АР
.
)
ам
фнБО
ЛНТОВОЙ
фацнн.
8 -
слюдоносные
и
кера",нческне
пегматнты;
9 -
область
ультраметаморфнзма
(мнгматнты.
гранито-гнейсы)
;
10
-
глубин
ныА
тепловой
1l0ТОК;
J 1 -
Itаправленн
е
движен
ия
метаморфогенно-гндротермаnьных
'
растворов:
.
12
-
теКТQннческн
ослабленные
зоны
-
зоны
развития
метаморфо
-
генно-гидротермальных
снстем;
13 -
метаМОРфО~НIfО
-
ГН.Аротермальные
месторож
д
ения
.
ц
евой
фациям
(В
5
-
В.,
по
В
.
С.
С060rЛеву)
;
2)
средних
температур
(400-
6
50
0
С),
соответствующих
эпидот-амфи60ЛИТОВОЙ
фации
(В
з
);
3)
высоких
те
мператур
(600
-
8000
С),
отвечающих
амфи60ЛИТОВОЙ
игранулитовой
ф
ациям
(В2
-
В
I
).
Формирование
метаморфизованных
и
метаморфических
месторождений
п
рогрессивного
этапа
метаморфизма
происходило
в
процессе
повышения
те
мпературы
и
при
тех
же
ее
значениях,
что
и
формирование
пород,
среди
к
оторых
они
залегают
.
Метаморфогенно-ги
д
ротермальные
месторожден
ия
и
метасоматические
месторождения
регрессивного
этапа
метаморфизма
фор
м
ировались
в
условиях
падения
температуры
и
вне
зависимости
от
темпе
р
атуры
06разований
пород
,
среди
которых
они
размещаются
.
Метамор
ф
огенное
рудо06разование
происходило
очень
длительно
(десятки
и
сотни
м
иллионов
лет)
при
медленном
изменении
температуры
(почти
в
изотерми
ч
еских
условиях)
как
во
времени, так
и
в
пространстве
и
при
очень
малом
в
ертикальном
градиенте
те
м
ператур.
данных
о
дав
л
ении
при
метаморфогенном
ру
д
о06разовании
в
литера
т
уре
мало
.
Наи60лее
высокое
д
авление
у
станов
л
ено
для метаморфизо
в
анных
месторождений
гранулитовой
фации
метаморфизма
- 5- 8
к6ар;
06разование
метаморфог
е
нных
месторождений
мусковитовых
пегматитов
происходило
при
давлении
от
5- 7
до
3,9- 2,6
к6ар
[Шмакин
Б
.
М
.,
1972
r.
J;
м
етаморфогенное
золотое
оруденение,
по
В
.
А.
Буряку
[1982]
,-
от
0,5
д
о
2,5
к6ар
.
давление
при
метаморфизме
не
всегда
является
функцией
г
лу6инности.
Различа
.
ют
два
типа
давления:
давление
нагрузки
(всесто
роннее
ги
д
ростатическое)
и
тектонич
ес
кое
(одностороннее)
.
Они
оказывают
р.азное
влияние
на
рудо06разующие
процессы.
Метаморфогенный
рудоносный
раствор.
Под
метаморфогенным
раство
ром
понимается
термальный
во
д
ный
раствор,
формирующийся
в
микро
пористом
пространстве
метаморфизуемых
пород
в
процес
се
дегидрата ции
и
синтеза
I
воды
при
уплотнении
и
минеральных
пре06разованиях
этих
пород.
Метаморфогенный
раствор
-
это
та
среда,
в
которой
идут
мета
м
орфические
реакции
и
осуществляется
метаморфогенное
рудо06разование
.
Метаморфогенные
растворы
могут
генерироваться
на
различных
стадиях
метамо
рфизма
:
от
ранних
дозеленосланцевых
изменений
осадочных
и
вул
каногенных
пород
до
конечных
этапов
метаморфизма
-
гранитизации.
В
формировании
метаморфогенных
растворов
участвуют
две
главные
формы
воды
:
вода
nqpoBblx
пространств
метаморфизуемых
пород
и
вода,
связан
ная
в
минералах.
Содержание
поровой
(капиллярной,
пленочной)
воды
в
различных
породах
JlepaBHOMepHoe
и
может
достигать
,40%
от
06щего
06ъема породы
.
Из
пород
она
выделяется
в
основном
при
возрастании
дав
л
ения
и
при
нагревании
до
2000
С.
Основным
источником
термальных
метаморфогенных
вод
является
вода,
с
вязанная
в
минераЛ
'
ах
в
виде
кристаллизационной
воды
или
в
форме
г
идроксила.
Она
длительное
время
удерживается
в
породах
и
не
удаляется
простым
выжиманием
или
незначительным
нагреванием
в
начальные
стадии
м
етаморфизма.
Связанная
вода
покидает
метаморфизуемые
породы
лишь
при
температурах
выше
3500
С.
.
Основными
водосодержащими
минера
л
ами
являются
различные
гидроокислы
и
кристаллогидраты,
а
главное,
минералы,
содержащие
в
своей
структуре
группу
(ОН)
- :
глинистые
ми-
12
Заказ
2610
177
нералы
(каолинит,
монтмориллонит
и
др.),
гидрослюды,
хлориты,
слюд
ы
,
амфиболы,
эпидоты
и
др
.
Содержание
связанной
воды
в
минералах
дост
и
-
гает
13
- 20% . .
С
повышением
температуры
и
с
увеличением
давления
в
ходе
мета
морфизма
водосодержащие
минералы
теряют
устойчивость,
выделяют
во
ду
и
превращаются
в
безводные
минералы
.
Д
л
я
I,'идрослюд
это
наблюдаетс
я
при
температуре
выше
3000
С,
дЛЯ
каол
-
инита
-
при
400-
5250
С,
дл
я
хлоритов
-
выше
5000
С.
Наибольшее
I\оличество
растворов,
возникающи
х
при
метаморфизме,
генерируется
на
уровне
эпидот-амфиболитовой
фации
,
когда
разрушаются
наиболее богатые
водой
гидроксилсодержащие
мине
ралы
(разрушение
хлорита
приводит
к
выделению
~
13%
воды).
При
до
стижении
амфиболитовой
фации
количество
генерируемых
растворов
сокра
щается
;
оно
становится
минимальным
в
гранулитовой
фации.
В
метаморфогенном
рудообразовании
участвуют
также
флюиды
,
перемещенные
из
зон
более
высокого
метаморфизма
и
даже
из
подкоровых
глубин.
Они
являются
основными
носителями
тепла,
содержат
значительные
массы
щелочных
металлов
(натрия),
являющихся
химическими
агентами
ультра
метаморфизма
.
Существенным
источником
рудоносных
растворов
,
особенно
при
формировании
метаморфизованных
месторождений
низко
.
Й
ступени
метаморфизма
(дозеленосланцевых
фаций),
могли
быть
вадозные
воды
и
воды,
генерируемые
осадочными
породами
при
эпигенетических
пр
еобразованиях
.
.
В
разные
периоды
метаморфизма
рудообразующие
системы
питались
различными
растворами.
На
низких
ступенях
метаморфизма
главными
составляющими
метаморфогенного
рудоносного
раствора
были
захо
ро
нен
ные
реликтовые
воды;
на
средних
и
высоких
ступенях
(при
формировании
метаморфизованных
и
метаморфических
месторождений)
-
воды,
связан
-
.
ные
с
дегидратацией
и
дегидроксилизациеЙ.
При
формировании
.
мета
морфогенно-гидротермальных
месторождений
в
рудообразовании
несомнен
но
участвовали
воды,
перемещающиеся
по
глубинным
разломам
из
зон
высоких
ступеней
метаморфизма,
а
также
ювенильные
растворы.
Главные
компоненты
метаморфог'енных
рас'Гворов
-
вода
и
углекислота
(при
явном
преобладании
воды
Д
J
IЯ
некарбонатных
пород).
Из
других
компонентов
присутствуют
окись
углерода
,
метан,
хлор,
фтор,
сероводоро
д,
азот,
водород
:
Соотношение
между
водой
и
углекислотой
в
метаморфо
генных
растворах
может
меняться,
вследствие
чего
состав
флюида
яв
ляется
фактором,
контролирующим
метаморфогенное
рудообразование
.
При
переходе
от
зеленосланцевой
к
гранулитовой
фации
в
метаморфогенном
растворе
уменьшается
содержание
воды
и
хлора
и
возрастает
количество
углекислоты,
окиси
углерода,
метана
,
водорода;
флюид
приобретает
вс
е
более
восстановительный
характ
е р
(Ф
.
А.
Летников,
В.
С
.
Соболев
и
др
.
)
.
Источники
рудного
вещества.
Реальными
источниками
рудообразующи
х
веществ
для
формиро~ания
метаморфогенных
месторождений
являются
осадочные
и
вулканогенные
толщи,
подвергающиеся
метаморфизму
.
для
метаморфизованных
месторождений,
возникших
в
результате
перекристал
лизации
ранее
созданных
скоплений
минерального
вещества
без
привнос
а
или
выноса
рудных
элементов,
источник
рудных
компонентов
был
несом
ненно
местный,
т.
е
.
был
заключен
в
тех
осадочных
или
вулканогенны
х
178
породах
(или
первичных
рудах),
которые
подверглись
последующему
'
метаморфизму.
для
метаморфических
месторождений
установить
с
достаточным
основа
нием
при
роду
рудного
вещества
можно
не
всегда.
В
таких
месторожде
ниях,
как
графитоносные
гнейсы
,
андалузитовые
и
дистеновые
руды
(гли
ноземное
сырье),
источником
полезных
компонентов
были
сами
первичные
породы.
Несколько
сложнее
в
отношении
метасоматических
залежей
в
ме
таморфических
толщах.
Для
таких
месторождений,
как
богатые
магне
титовые
руды
в
амфиболовых
сланцах
и
амфибол-магнетитовых
кварцитах
Северного
Криворожья,
богатые
медные
руды
среди
медистых
песчаников,
с
копления
богатых
галенит-сфалеритовых
руд
среди
пород
с
относительно
повышенным
содержанием
свинца
и
цинка,
большинство
исследователей,
отмечая
значительные
перемещения
рудного
вещества,
все
же
по
многим
геохимическим
и
изотопным
признакам
считают
источником
рудных
ком
понентов
породы,
среди
которых
залегают
богатые
руды
.
для
метаморфогенно-гидротермальных
месторождений
происхождение
ру
д
ного
вещества
было
смешанным.
Большая
его
часть
была
мобилизована
растворами
из
пород
в
процессе
их
метаморфизма
и
перемещена
на
зна
чительные
расстояния
(щелочные
металлы,
железо,
золото
,
уран
и
др
.
).
Однако
значительная
протяженность
рудоносных
метасоматитов,
связь
их
с
глубинными
разломами,
однотипность
парагенезисов
минералов
на
боль
ших
расстояниях
позволяют
предполагать,
чтq
в
формировании
мета
морфогенно-гидротермальных
рудных
залежей
участвовали
также
ювениль-
ные
источники
вещества
.
\
Про
цесс
ы
метам
орфо
ге
нно
го
р
удо
о б
р
аз
о
ва
нн
я.
Метаморфогенное
рудо
образование
характеризуется
малыми
скоростями
реакций
и,
следователь
но,
длительным
развитием
во
времени.
В
рудообразовании
участвуют
четыре
типа
процессов:
1)
перекристаллизация,
2)
метасоматическое
.
замещение,
3)
отложение
минералов
в
трещинах
и
порах,
4)
растворение
и
вынос
безрудных
компонентов.
Перекристаллизация
-
это
широко
распространенный
при
метамор
физме
процесс
преобразования
пород
(руд),
выражающийся
в
изменении
структуры,
текстуры
и
минеральных
форм
вещества,
но
без
изменения
его
химического
состава
.
Рудообразующая
роль
перекристаллизации
про
является:
а)
в
преобразовании
осадочной
породы
в
полезное
ископаемое
(известняк
в
мрамор,
глинистый
сланец
в
кианитовую
руду
и
т.
д.);
б)
в
п
'
о
явлении
минеральных
агрегатов
с
новыми
технологическими
свойствами;
в)
в
самоочистке
минералов
от
примесеЙ
.
Метасоматические
замещения,
заключающиеся
в
реакциях
между
поро
дой
и
раствором,
сопровождаются
формированием
в
железомагнезиаль
ных
метасоматитах
богатых
магнет
'
итовых
руд,
флогопнта,
апатита,
ла
зурита
и
других
полезных
ископаемых
.
С
щелочным
метасоматозом
связано
образование
месторождений урановых
и
редкометаЛЛЬНО-УJJановых
руд,
тан
тала
и
ниобия,
крокидолит
-
асбеста
.
Отложение
минералов
в
трещинах
и
порах
наблюдается
в
метамор
фогенно-гидротермальных
месторож
д
ениях,
оно
не
типично
для
метамор
физованных
и
метаморфических
классов
.
В
метаморфических
залежах
встречаются
лишь
жилки
альпийского
ТИllа
(латераль-секреционные
обра-
12*
179