Оно представлено подводными отложениями

а) близ черных курильщиков:

- сульфидов (пирит, халькопирит, сфалерит),

- оксидов (гетита, псиломелана);

б) близ белых курильщиков:

- сульфатов (барита, гипса).

Ископаемые месторождения встречаются

1) в фундаментах древних платформ и

2) в фанерозойских складчатых областях (Урал).

В обоих случаях они находятся в зеленокаменных (офиолитовых) поясах протяженностью в n100км, шириной n10км

Поскольку рудоносные формации горных пород приурочены к границам тектонических плит, они протягиваются вдоль них на большие расстояния, образуя узкие пояса длиной несколько тысяч километров при ширине в десятки километров (пояс колчеданных месторождений Урала). Внутри этих поясов выделяются рудные узлы, приуроченные к центрам палеовулканизма.

Строение месторождений.

Рудные тела

Вулканогенно-осадочные

породы (туфы, лавы …)

Тела полезных ископаемых

- пласто- и л инзообразные среди вулканогенно-глинистых пород над жерлами вулканов

- штокверки и жилы в жерлах вулканов

Состав полезных ископаемых определяется условиями отложения и составом рудоносных вулканических пород.

Классификация месторождений вулканогенно-осадочной группы

Впервые деление колчеданных месторождений по палеотектоническим условиям их образования предложил Ф.Соукинс (1976). Он разделил месторождения на четыре типа: 1) тип Куроко, связанный с кислыми вулканическими толщами островных дуг; 2) кипрский тип, связанный с базальтовыми вулканитами спрединговых хребтов; 3) тип Бесси, связанный с кластическими осадками и не имеющий четкой тектонической позиции, который может быть сопоставлен с металлоносными осадками Красного моря; 4) тип Салливан, связанный с мощными толщами наземных осадков, но не имеющий стратиграфической связи с вулканизмом.

По форме залегания В.И.Смирнов (1989) среди колчеданных месторождений выделяет гидротермально-метасоматические, представленные зонами прожилково-вкрапленных руд среди субвулканических пород, гидротермально-осадочные, представленные часто многоэтажными пласто- и линзообразными залежами, и комбинированные.

Оксидный подкласс обычно бывает представлен комплексными железными и марганцевыми рудами. Наиболее крупными и детально изученными являются месторождения Атасуйского рудного поля в Центральном Казахстане. Там в основании разреза залегают вулканогенные породы кислого и щелочного состава нижнего-среднего девона, перекрывающиеся пачкой терригенных, затем карбонатных кремнистых пород на них залегает рудная толща, представленная переслаиванием пластов вначале гематитовых, затем магнетитовых руд, а затем гематит- пиролюзитовых руд. В верхней части рудной пачки располагаются баритизированные железные руды а еще выше в карбонатных породах отмечается полиметаллическое оруденение. Таким образом, вверх по разрезу железные руды сменяются марганцевыми, а затем барит-полиметаллическими.

Некоторые исследователи с продуктами субщелочного базальтоидного вулканизма связывают накопление фосфоритов, помещенных в оксидный подкласс.

Соляной подкласс представлен соляными рассолами и отложениями рифтовой зоны Красного моря и континентальными озерными осадками жарких пустынь. Последние связаны с наземными вулканитами калиево-щелочной и андезитовой серий и образуются на участках разгрузки бороносных и соленосных гидротерм. Они являются важнейшими источниками борного сырья. Месторождения представлены пластами и линзами боратов среди глинистых отложений (Кырка в Турции) или среди солей (оз. Серлз в США).

Генезис вулканогенно-осадочных месторождений. В геологической истории рудных полей отчетливо выделяется

1) эффузивно-магматический этап, который, например, для колчеданных месторождений уральского типа начинается с излияния лав основного состава и заканчивается лавами кислого состава, которому на смену приходит

2) вулканогенно-осадочный этап, включающий гидротермально-метасоматическую и гидротермально-осадочную стадии.

Первоначально в 20 – 30-х годах ХХ века существовала гидротермально-магматическая гипотеза образования месторождений и они помещались в гидротермальную группу. (Е. Захаров и др. в России, А. Бэтман в США). Согласно этой гипотезе образование колчеданных месторождений связывалось с гидротермальными растворами, источником которых являлись залегающие среди вулканогенных пород более поздние интрузии гранитов. Это нашло свое отражение в генетической классификации месторождений П.М. Татаринова (табл.), рассматривавшего колчеданные месторождения внутри среднетемпературных гидротермальных месторождений.

70-е годы гидротермально- рециклинговая модель. Согласно этой гипотезе (M.Solomon, 1976; Дж.М.Франклин и др., 1984) рудообразование совершается в подводно-морских условиях из восходящих минерализованных растворов. Движение растворов обусловлено конвективной циркуляцией морских вод сквозь толщу эффузивных пород. Причиной конвекции является локальный прогрев толщи эффузивов по действием тепла магматической камеры. Температура минералообразования могла колебаться в интервале 450 - 150^оС, а давление отвечать давлению вышележащей толщи морской воды.

Морская вода

Оксидные Колчеданы Оксидные

руды руды

Лавы подуше

чные

Комплекс

параллель

ных даек Габбро

Лекция 10

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭКЗОГЕННОЙ СЕРИИ