Шпоры по металлогении.

Шпоры по металлогении, 57 страниц, разбиты по вопросам. Качаем и балдеем.

Шпоры есть не на все вопросы, но опять же как и в случае с "Учением о фация Земли", экзамен будет проводится в той же форме, т.е. спишите все под чистую - посмотрит на вас, посмотрит на работу поставит 5-7 баллов и свободны. Напишите своими словами - поставит минимум 8. Шпоры очень объемные, делались наспех, вопросы идут не по порядку - поэтому качайте и редактируйте их под себя. В нашей группе все сдавали с этими - никаких проблем не возникло!

Все шпоры так же можно посмотреть прямо с сайта, просто копировал - вставил из Word, соответственно форматирование текста может быть корявым (уж извините)...

 

2.Металлогения Тихого океана 

 Минерагенический потенциал Тихого океана самый крупный и разнообразный - в его пределах сосредоточено 78 % железомарганцевых образований. Сульфиды пред­ставлены крупными залежами массивных и вкрапленных руд, многочисленными по­стройками вдоль рифтов на дивергентных границах СОХ и в задуговых районах Запад­но-Тихоокеанской транзитали. Крупные фосфоритоносные провинции выявлены на шельфе и континентальном склоне по окраинам, на подводных горах и гайотах внутри океана.

Железомарганцевые образования

Сообщество железомарганцевых образований океана распадается по условиям зале­гания и морфометрическим особенностям на две большие группы: собственно железомарганцевые конкреции (ЖМК) и кобальтмарганцевые корки (КМК). ЖМК обычно фор­мируются в абиссальных котловинах и залегают на слабосвязанных донных осадках. Корки преимущественно развиты на подводных горах и гайотах. Они растут на скальных выходах различных пород и их глыбах. Учитывая сказанное, ЖМК и КМК можно подраз­делить на два существенно разных класса рудных железомарганцевых образований: поля и площади абиссальных котловин, в которых преобладают ЖМК; и поля и площади под­водных гор и поднятий, в которых преимущественно распространены КМК.

Выше уже отмечалось, что, несмотря на кажущуюся внешнюю однородность железо­марганцевых образований, соотношения главных рудных элементов в их составе варьи­руют так, что в итоге приходится сталкиваться с «популяциями» ЖМК различного рудно­го типа. Их геохимическая, а затем и рудная специализация обусловлена действием вертикальной геохимической зональности водной толщи океана, отчасти корректируемой близостью СОХ и, следовательно, возрастом океанского дна. Основные характеристики типов и подтипов железомарганцевых руд приведены в табл. 4.

В Тихом океане выделяется семь полей (Кларион-Клиппертон, Центрально-Тихоокеанское, Калифорнийское, Пенрин, Южно-Тихоокеанское, Перуанское и Менар-да) и семь площадей распространения конкреций (Бейли, гор Музыкантов, Кларион, Гватемальская, Токелау, Тики, Бауэра). Каждое поле и большинство площадей сложены ЖМК, представляющими определенный тип железомарганцевых руд. На карте приняты следующие индексы для обозначения типов и подтипов руд ЖМК:

Ni - Cu(Mn) - богатые и рядовые никель-медные руды (тип Кларион-Клиппертон);

Ni - Cu(Co) - бедные никель-медные руды (Центрально-Тихоокеанский тип);

Mn(Ni) - руды, обогащенные марганцем и никелем (Перуанский тип);

Мп - богатые марганцем руды (Гватемальский тип);

Со - бедные кобальтовые руды (Южно-Тихоокеанский тип);

Со(Мп) – кобальт богатые, обогащенные марганцем руды (Гавайский тип)

.

 

 

 

 

              18.МЕТАЛЛОГЕНИЯ АТЛАНТИЧЕСКОГО ОКЕАНА

Железомарганцевые образования

Масштабы железомарганцевого рудогенеза и его продуктов в Атлантике несоизме­римы с Тихим океаном. Объем железомарганцевой рудной массы составляет в этом океа­не не более 8 % от общего ее объема. Весьма ограниченно разнообразие геохимических и рудных типов железомарганцевых образований. Практически не встречаются в Атлантике два из них: богатый никель-медный (Кларион-Клиппертон) и никелевый (Перуанский) геохимические типы. Однако законы распределения железомарганцевых конкреций и ко­рок, как и в Тихом океане, определяются вертикальной геохимической зональностью водной толщи океана. Корки формируются в слое кислородного минимума, в достаточно широком батиметрическом интервале (от 500-600 до 3000-3500 м). Выше и ниже крити­ческой глубины карбонатонакопления (КГК) отлагаются преимущественно бедные ни­кель-медные конкреции [Ni-Cu(Co)]. Для возникновения богатых никель-медных желе­зомарганцевых руд в Атлантическом океане, вероятно, недостаточно высока эндогенная поставка мафических химических элементов вследствие низкой скорости спрединга: сла­бая гидрогеохимическая выраженность КГК и отсутствие в экваториальной зоне призна­ков пояса радиоляриевых донных осадков. В какой-то степени ограничительную роль иг­рает также высокий темп океанского осадконакопления и значительная мощность осадочного чехла океана в целом.

В Атлантическом океане установлено два поля: Северо-Американское поле абиссаль­ных ЖМК и поле плато Блэйк, в пределах которого отлагались своеобразные конкреции, корки и мостовые, характерные для аваншельфов. Все остальные скопления выделены в ранге площадей. Среди них: пять площадей распространения абиссальных конкреций (Бер­мудская, Бразильская, Дампир, Кайская и Скоша), девять площадей представлены гидро­генными кобальтмарганцевыми корками (горы Новой Англии, поднятие Угловое, гора Жо­зефин, поднятие Сьерра-Леоне, район САХ вблизи разлома Зеленого Мыса и, к югу от него, разлом Романш, горы Гвинейского залива, фланг САХ- 12° ю. ш., Китовый хребет); одна площадь - корки, конкреции и мостовые аваншельфов (Пернамбуку); четыре площади гид­ротермальных корок (55-56° с. ш. САХ, гора Метеор, САХ в районе разлома Зеленого Мы­са, ЮАХ - 30° ю. ш.). Химический состав железомарганцевых образований Атлантического океана приведен в табл. 14, его ресурсный фонд - в табл. 15

Самое крупное в Атлантике Северо-Американское поле ЖМК располагается в одно­именной котловине, в пределах поздней океанской плиты. Дно выстлано красными глу­боководными глинами, рельеф сильно пересеченный. КГК прослеживается нечетко на глубинах 4800-5100 м. Конкреции залегают выше и ниже этого уровня. Их весовая плот­ность 5-7 кг/м2. Согласно геохимической классификации, в составе поля должны ожи­даться бедные никель-медные и бедные кобальтовые стяжения. Реально в пределах поля встречены и те и другие, но последний геохимический тип распространен шире (табл. 11).

Другое заметное поле конкреционных образований: ЖМК, корок и конкреционных мостовых оконтурено на аваншельфе плато Блэйк. Это специфический объект, выпадаю­щий из ряда формирующихся по общей схеме для железомарганцевых образований пела­гических районов океана. Объект заинтересовал морских геологов в начале 60-х годов своей близостью к суше. Здесь были проведены детальные работы и в 1968 г. предприня­та попытка опытной добычи ЖМК. Однако из-за низких содержаний металлов в руде (табл. 14) и ограниченных ресурсов (табл. 15) дальнейшее изучение было прекращено.

Кобальтмарганцевые корки

Из девяти площадей, сложенных гидрогенными кобальтмарганцевыми корками, инте­рес представляют поднятия Угловое и Сьерра-Леоне, Гвинейские подводные горы, восточ­ный фланг ЮАХ - 12° ю. ш., хребет Китовый; отчасти гора Жозефин и Атлантис-Кейн. Ни один из названных объектов не изучался на корки систематично. Данные отрывочные, но свидетельствуют о возможности обнаружения в Атлантике скоплений КМК, соизмеримых по содержанию Со и Мп с тихоокеанскими корками. Учитывая близость к мировым про­мышленным центрам, не стоит исключать эти объекты из числа потенциально значимых.

 Глубоководные сульфиды и другие гидротермальные и гидротермально-осадочные образования

В геоблоковой структуре Атлантики отчетливо просматривается сегментарная рас­члененность по системам демаркационных и крупных трансформных разломов. Они фор­мируют бисимметричные ансамбли геоблоков, межблоковой пограничной структурой ко­торых является георифтогеналь срединно-океанского хребта. Таких сдвоенных сегментов геоблоков в Атлантическом океане выделяется восемь (с севера на юг): Рейкъянес (между Шпицбергенским разломом и Р1сландским порогом), Южно-Исландский (Исландский по­рог-разлом Чарли-Гиббса), Иберийско-Ньюфаундлендский (разлом Чарли-Гиббса-разлом Океанограф),  Багамо-Канарский  (разлом  Океанограф-разлом Зеленого  Мыса),  Афро-Гвианский (разлом Зеленого Мыса-разлом Романш), Анголо-Бразильский (разлом Ро-манш-разлом Мартин-Вас), Канско-Аргентинский (разлом Мартин-Вас-разлом Фолк­лендский), Южно-Атлантический (разлом Фолклендский-разлом Мозамбикскии). Из восьми перечисленных сегментов продуктивен только один - Багамо-Канарский, между разломами Океанограф и Зеленого Мыса с захватом южных окраин Иберийско-Ньюфаундлендского и северных окраин Афро-Гвианского смежных сегментов.

Такая избирательность в распределении сульфидов остается пока больше эмпириче­ским фактором, чем научно понятым геологическим явлением. Районы проявления мас­сивных сульфидов и современной гидротермальной деятельности на поверхности дна по­казаны на рис. 2. Часть из них имеет собственные названия (с севера на юг): Менез и Гвен, Лаки Страйк, Рейнбоу, Брокен Спур, ТАГ, Снейк ПИТ, Пюи-де-Фоль, Логачев.

Ниже приводится краткое описание отдельных объектов ГПС Атлантики.

Рудное поле Рона расположено в поле ТАГ (26°08р с. ш.; 44°49' з. д.). Глубина океана 3650 м. Размеры в плане 220x230 м, высота 30 м. Залегает в нижней части восточного скло­на рифтовой долины. Постройка активная. Состав руд активных участков постройки (%): Си - 9,25, Zn - 5,24; неактивных участков - Си - 8,69, Zn - 5,01. Ресурсы - 4 млн т руды.

Неактивные гидротермальные постройки Мир и Алвин, входящие в поле ТАГ, распола­гаются к востоку от постройки Рона на продолжении субширотной разломной зоны. Глуби­на океана 2500-3000 м. Ширина оруденелой площади до 1 км. Объект образован крупными гидротермальными постройками высотой 25 м. Состав руд (%): Си - 8,69, Zn - 5,01. В рудах присутствует золото (2,8-4,2 г/т) и серебро (66-112 г/т). Ресурсы - 10 млн т руды.

Брокен Спур (29° 10' с. ш.; 43° 10' з. д.). Рудопроявление приурочено к осевому грабе­ну, осложняющему узкий хребет, вытянутый вдоль днища рифтовой долины. Глубина 3070-3116 м. Более 10 гидротермальных построек выявлено на отрезке осевого хребта длиной 1,2 км. Часть из них активна. Руды имеют цинково-медную специализацию: Zn -6,02 %, Си - 4,82 %, РЬ - 470 г/т. Ресурсы оцениваются в 0,1 млн т рудной массы.

Снейк-Пит (Марк) (23°10' с. ш.; 45°57' з. д.) - рудное поле, расположенное в осевом неовулканическом хребте, пересеченном поперечным разломом. Глубина океана 3465 м. Гидротермальные постройки активные и неактивные, имеют высоту в несколько десятков метров. В рудах содержится (%): Си - 9-10 и Zn - 4,5-4,7. Ресурсы - 1,2-3,2 млн т руды.

Район 24°30' с. ш.; 46°00' з. д. располагается в восточном борту рифтовой долины. Точное положение объекта неизвестно. Сульфидные руды обнаружены в ходе дражных работ. Их состав (%): Си - 18,14, Zn - 4,33.

Пюи-де-Фоль (20°30'с.ш.; 45°40'з.д.) - небольшое рудопроявление на вершине под­водной горы. Глубина океана 1900-1950 м. Представлено тремя неактивными сульфид­ными скоплениями. Подводный вулкан занимает в структуре срединного хребта цен­тральное положение, прерывая осевой рифт. Данных о составе руд нет.

Рудное поле ТАГ (постройки Рона, Мир, Алвин), Брокен Спур, Снейк Пит (Марк), 24°30' с. ш., Пюи-де-Фоль - образуют единое сообщество сульфидных рудопроявлений, объединяемых в рудную зону ГМКМ.

Другая группа сближенных рудопроявлений тяготеет к Азорскому плюму. Это Лаки Страйк, Рейнбоу и Менез Гвен.

Рудное поле Лаки Страйк (37°17' с. ш.; 32°17' з. д.) приурочено к лавовому озеру ме­жду тремя вулканическими конусами в восточном борту осевого грабена. Глубина океана 1645-1730 м. Рудные образования формируют плащеобразный покров площадью около 1км2. Толщина его до 10 м. Руды сложены массивными сульфидами железа и меди. В районе отмечается активная гидротермальная деятельность, с которой связаны отлолсе-ния ангидрита, барита, аморфного кремнезема, гидрооксидов железа и марганца. Состав руд неизвестен.

 

5. МЕТАЛЛОГЕНИЯ ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА

ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Площадь третьего суперкрупного - Индийского океана составляет 14,4 % от поверх­ности Земли и около 20 % от поверхности Мирового океана. Средняя глубина 3736 м. Объем водной массы 0,29x1018 т - 21 % от массы вод всего Мирового океана.

Структура Индийского океана отражает его промежуточное положение между двумя гетерогенными сегментами Земли, развивающимися в разных геодинамических режимах: Индо-Атлантического и Тихоокеанского. Эта особенность наиболее четко выражена в кинетике и конфигурации звеньев СОХ. Все три звена: Индо-Атлантическое - с предель­но низкой скоростью спрединга, Яндо-Тихоокеанское - самое «быстрое», и промежуточ­ное по величине скорости раздвижения - Индо-Красноморское - сходятся в центре Ин­дийского океана в точке тройного сочленения Родригес. Вероятно, еще 10 млн лет назад звенья между собой не соприкасались. По крайней мере это точно относится к Западно-Индийскому и Центрально-Индийскому срединным хребтам.

Железомарганцевые образования

В Индийском океане выделяется пять полей (Центрально-Индоокеанское, Западно-Австралийское, Горы Экватор, Мадагаскарское, Диамантина) и шесть площадей (плато Скотта, Крозе, Южно-Австралийское, Агульяс, Атозамбикская, плато Натуралистов) ЖМКиКМК.

Если исключить из числа перечисленных объектов специфические скопления Fe-Mn образований аваншельфов: плато Агульяс, плато Скотта и плато Натуралистов, то осталь­ные, в зависимости от состава руд, четко делятся на две группы. Первая - обладает ясно выраженной кобальтовой специализацией (Со-Mn и Со) и тяготеет к западной половине Индийского океана; вторая представлена Ni-Cu рудами (богатыми, рядовыми и бедными) и сосредоточена в восточной половине океана (табл. 12). Занимающая пограничное поло­жение, площадь Крозе сложена рудами двух типов: Со и Ni-Cu(Co). Самым крупным по­лем ЖМК в Индийском океане является Центрально-Индоокеанское. Оно расположено к востоку от СОХ в Центральной котловине в пределах Центрально-Индийского геоблока. Глубина океана 5000-5400 м. КГК располагается на уровне 5000-5200 м. Рельеф дна рез­ко пересеченный. Значительная его часть залегает выше КГК. Глинистые илы, высти­лающие абиссальное дно, перемежаются с радиоляриевыми отложениями, благодаря чему конкреции существенно обогащаются Mn, Ni и Си. В Центрально-Индоокеанском поле встречены богатые, рядовые [Ni-Cu(Mn)] и бедные [Ni-Cu(Co)J руды. Плотность их зале­гания невыдержанная, в среднем равна 7 кг/м2. В северо-западной части поля располага­ется Участок, заявленный Индией в качестве месторождения ЖМК. Средний состав ЖМК в Центрально-Индийском поле (%): Ni - 0,94; Си - 0,88; Со - 0,15; Мп - 23,46. Прогноз­ные ресурсы оцениваются по категории установленных в 1,05 млрд т сухой рудной мас­сы; по категории установленных и прогнозируемых - в 1,27 млрд т. Среди корковых объ­ектов перспективным является район горы Экватор в Сомалийской котловине в пределах одноименного геоблока. Средний состав КМК (%): Со- 0,62, Мп - 16,0; толщина корок 3 см и более.

Химический состав ЖМК и КМК приведен для полей и площадей Индийского океана в табл. 17, ресурсы - в табл. 18.

Общие ресурсы железомарганцевых образований Индийского океана - 13,02 млрд т сухой рудной массы, в том числе 7,83 млрд т установленных. Ресурсы ЖМК (млрд т): установленные - 5,34; предполагаемые - 4,50. Ресурсы КМК (млрд т): установленные -2,24; предполагаемые - 4,67. Аваншельф (млрд т): установленные ресурсы - 0,25; предполагаемые - 0,35.

Гидротермально-осадочные образования

В открытых районах Индийского океана массивных сульфидных руд не обнаружено. Вкрапленная сульфидная минерализация встречена в хр. Карлсберг (5°24'ю. ш.; 68°35' в. д.) (Рона, 1986), металлоносные осадки известны в районе тройного сочленения Родригес. Здесь же появились свидетельства о наличии сульфидной вкрапленности. Ос­новным рудным объектом Индийского океана является Красное море. Вдоль осевого Красноморского рифта развита экзотическая форма рудных образований в виде линз ру­доносных илов и рассолов, выполняющих глубоководные впадины. Таких впадин в Крас­ном море - 15.

Красноморская рифтовая структура заложилась на границе олигоцена и миоцена, т. е. в момент, согласующийся с началом формирования талассид. Первоначально замк­нутый морской бассейн явился местом отложения мощных эвапоритовых толщ. Вероят­но, геологически совсем недавно (50-100 тыс. лет назад), вдоль осевого разлома Крас­ного моря сформировалась цепочка глубоководных впадин и началась активная гидротермальная деятельность. В результате дно большинства из них было выполнено рудоносными осадками и рассолами, которые и составляют сегодня объекты научного и практического изучения. Экономический интерес представляет только одна впадина -Атлантис-Н.

Эта впадина располагается в центральной части Красного мо­ря. Она представляет собой удлиненную депрессию 14x5 км. Максимальная глубина 2170 м (Бутузова, 1999). Гидротермаль­ные источники сосредоточены в юго-западной части впадины. Время их действия - последние 11 тыс. лет. Рудоносная толща залегает вдоль оси впадины не­посредственно на молодых ба­зальтах. Ее мощность, вместе с перекрывающими высоко минерализованными термальными рассолами, составляет не менее 250 м. Залежь хорошо структу­рирована, в разрезе выделяются (сверху вниз): уровень обычной морской воды; слои рассольной толщи, отличающиеся друг от друга соленостью, температу­рой, значениями рН и содержа­нием кислорода (мощность их 170 м); верхний слой рудонос­ных осадков - аморфно-силикат­ная зона; два слоя сульфидизированных донных отложений, разделенных оксидной зоной; детритно-оксидно-пиритный слосамый нижний в составе рудоносной толщи осадков.

Осадки налегают на молодые базальты, среди которых располагаются источники гидротермальной деятельности. Температура нижнего рассольного слоя 65 °С, соле­ность 320 %о, рН 5,5-5,6. От нормальной морской воды рудоносные рассолы отлича­ются высоким содержанием CI, Na, Ca, Si, Ba, Br, Sr и резко повышенными концен­трациями рудных: Fe, Mn, Zn, Си, РЬ. Накопление рассольной линзы во впадине Атлантис-И происходит и в настоящее время, судя по тому, что от года к году наблю­дается увеличение ее объема и температуры. Режим гидротермальной деятельности пульсирующий. Образование сульфидных и аморфно-кремнистых слоев связывается с возрастанием, а обломочно-пиритного слоя - со снижением интенсивности гидротер­мального процесса. Содержание рудных элементов в осадках впадины Атлантис-И (%): Zn - от 0,9 до 17; Си - от 0,3 до 2,5; РЬ - до 0,2. Вариации концентраций меня­ются в широких интервалах, что в итоге приводит к невысоким средним значениям. Содержание (г/т): Аи - 0,9-1,4; Ag - 80-100; РЗЭ - от 5 до 18, в фосфатных отложе­ниях -до 1026 (Бутузова, 1999).

Научной проблемой Красноморских рудоносных илов и рассолов является природа исходного вещества и механизмы его вовлечения в рудогенный осадочный процесс. В последние годы наметилось смещение взглядов в область признания ведущей роли магматогенно-флюидной поставки рудного материала, хотя определенный вклад со сто­роны вмещающих эвапоритовых толщ, в ходе их выщелачивания гидротермальными рас­творами, не исключается.

Ресурсный потенциал впадины Атлантис-П составляет: Fe - 30 млн т; Zn - 2 млн т; Си - 4 млн т; Ag - 6 тыс. т (Гюльмисаров, 1986). Разработан Международный проект до­бычи этих металлов со дна Красного моря с участием Саудовской Аравии, Судана и Гер­мании. Его реализация в настоящее время сдерживается возможными экологическими на­рушениями окружающей среды.

 

19. МЕТАЛЛОГЕНИЯ МИРОВОГО ОКЕАНА

Степень изученности минерагении Мирового океана позволяет представить почти полный ряд таксонов от локального через региональные к планетарным для: железо-марганцевых образований океана (конкреций и корок); 2) глубоководных сульфидов, ру­доносных илов и рассолов, металлоносных осадков, гидротермальных источников и гид­ротермальных корок и баритов; 3) фосфоритов. Степень изученности газогидратов еще недостаточна для построения иерархического ряда их скоплений. В табл. 6 перечислены разноранговые таксоны вышеупомянутых видов полезных ископаемых океана.

Для газогидратов используются простейшие формы обозначения их скоплений: еди­ничные находки (локальный уровень), перспективные газогидратные площади (регио­нальный уровень).

На ГМКМ по генетическому признаку, учитывающему исходную принадлежность рудообразующего вещества и рудоконтролирующую роль среды, полезные ископаемые океана подразделяются на: 1) коромантийные (глубоководные сульфиды); 2) коро-нептунические (рудоносные илы и рассолы, металлоносные осадки, гидротермальные корки); 3) нептунические - железомарганцевые конкреции (ЖМК) и кобальтоносные марганце­вые корки (КМК); 4) седиментогенные (биоседиментогенные) с участием нептунических факторов - фосфориты, газогидраты.

Железомарганцевые образования представлены конкрециями и корками, залегающи­ми на поверхности дна: первые в районах распространения донных осадков в абиссаль­ных котловинах; вторые - на поверхностях скальных выходов и глыб базальтов, гравели­тов, кремней, известняков на подводных горах и гайотах. Широко известны, начиная с позднего мела, погребенные конкреции и микроконкреции в осадочной толще океана.

Форма железомарганцевых конкреций (ЖМК) разнообразна: сфероидальная, грозде­видная, эллипсоидальная, дискоидальная, плитчатая (Аникеева и др., 1985, 1990). Мор­фология ЖМК тесно связана с их составом. Размер стяжений от 2 до 10-12 см. Корки мо­гут быть однослойные и многослойные. Их толщина варьирует от нескольких до 20-24 см. Количественной мерой продуктивности распространения ЖМК и корок является плотность их залегания на 1 м . Для конкреций этот параметр может варьировать в продук­тивных районах от 5 до 30 кг/м2, в основном составляет 10-20 кг/м2. Для корок эта вели­чина измеряется от 50-60 до 100-120 кг/м2, иногда достигает 300 кг/м2. Глыбы пород в районах распространения корок могут быть ими покрыты со всех сторон. Верхняя поверхность обрастает наиболее мощными их образованиями. Боковые поверхности, и осо­бенно низ глыб, покрываются тонкими железомарганцевыми слоями.

Сообщество железомарганцевых образований океана - природный феномен, свойст­венный только этой суперструктуре. Их аналогов на суше в геологическом прошлом не установлено.

Три группы факторов регламентируют океанский железомарганцевый рудогенез.

1. Эндогенная (включает первичный состав почти на 80 %, свойственную только океану геохимическую матрицу железомарганцевых образований).

2.    Экзогенная (энергетический потенциал, обеспечивающий отложение гидроксидов Fe и Мп в форме конкреций и корок на дне, исходный состав на 20 %).

3.    Нептуническая (условия локализации скоплений, их геохимическая специализация, минеральная форма нахождения оксидов и гидроксидов Fe и Мп и ассоциирующих с ни­ми металлов Си, Ni, Co идр., концентрирование отдельных элементов до уровня форми­рования железомарганцевых руд).

Под термином «первичный состав» имеется в виду эндогенная поставка в океанскую толщу Fe, Мп, Си, Ni, Co и других элементов в ходе спрединга, внутриплитного вулка­низма и флюидной разгрузки - ареального тепломассопереноса вещества. Смысл сочета­ния слов «геохимическая матрица железомарганцевых образований» состоит в том, что только в океане оксиды и гидроксиды Fe и Мп сопровождаются практически интересны­ми концентрациями Си, Ni, Co и других элементов. Энергетический потенциал, необхо­димый для образования железомарганцевых конкреций и корок, обеспечивается за счет внешней солнечной радиации, превосходящей в 1000 раз энергию, поступающую из недр Земли. Областью с устойчивым положительным энергетическим балансом является суб­широтная полоса океана от 40° с. ш. до 40° ю. ш., в которой сосредоточено более 95 % железомарганцевой рудной массы океана.

Водная толща океана - строго гидрогеохимически структурированное геологическое тело. Основными элементами ее структуры являются два геохимических барьера: слой кислородного минимума (верхняя кромка 600-1000 м) и уровень критического карбонатонакопления (4300-4900 м) - глубина, на которой содержание СаСОз в осадках равно 10 %. Этот уровень отвечает балансу между количеством поступающего и растворяющегося карбоната кальция. Слой кислородного минимума и уровень критического карбона-тонакопления контролируют продуктивные интервалы массового конкрецие- и коркообразования в океане и определяют геохимическую специализацию формирующихся руд­ных залежей железомарганцевых образований.

Какова бы ни была первичная поставка рудных компонентов - эндогенная или экзо­генная, они накапливаются в океанской водной толще и затем, в благоприятных условиях, вовлекаются в процесс отложения в виде железомарганцевых конкреций и корок. Меха­низм выделения из водной толщи рудных компонентов и переход в аутигенные железо-марганцевые образования может быть: 1) гидрогенный (из ионной и коллоидной формы нахождения в воде); 2) седиментационный (поставка рудных компонентов осаждающи­мися минеральными частицами и органическими остатками); 3) диагенетический (ремо-билизация рудных компонентов в ходе раннедиагенетических преобразований поверхно­стных слоев донных осадков); 4) гидротермальный (отложение Fe-Mn образований непосредственно из гидротермальных растворов).

В разрезе водной толщи океана существуют четыре продуктивных горизонта. Пер­вый располагается в пределах слоя кислородного минимума, в интервале 600-2500 м. Здесь формируются кобальтбогатые платиноносные корки, обогащенные Со, Mn, Ni, Mo, РЗЭ и Pt. Второй продуктивный горизонт располагается непосредственно выше уровня критического карбонатонакопления. Его ширина 450-500 м. Здесь откладыва­ются ЖМК, в которых Мп - 20-22 %, а сумма Ni + Си < 1,7 %. Третий продуктивный горизонт залегает непосредственно ниже уровня критического карбонатонакопления. Его ширина 350-400 м. В этом продуктивном горизонте формируются наиболее бога­тые рудные ЖМК, в которых Мп - 27-30 %, Ni + Си > 1,7, обычно 2,0 % и более. Вбли­зи СОХ (Перуанская котловина) в указанном интервале могут образовываться конкре­ции с высоким содержанием Мп (35-40 %) и Ni (1,4 %). Четвертый продуктивный интервал залегает много ниже (на 500 м и более) уровня критического карбонатонакоп­ления. В его пределах отлагаются конкреции с устойчивым содержанием Со - 0,3-0,4 %. В каждом продуктивном горизонте идет образование конкреций и корок своей геохимической специализации и, как следствие, формируются железомарганцевые руды различного типа. Их характеристика приведена в табл. 7.

Таксономический ряд железомарганцевых образований океана разработан наиболее полно и представлен всеми ранжированными по масштабу распространения таксономиче­скими подразделениями (Андреев и др., 1994): 1 - мегапояс (на карте не отмечается); 2 -пояса (Северный приэкваториальный, Экваториальный и Южный приэкваториальный -все входят в мегапояс; Субантарктический пояс); 3 - поля распространения ЖМК и корок (скопления не менее 30 отдельных находок конкреций и корок при расстоянии между точками в первом случае 100-150 км, во втором - 50-100 км); 4 - площади распростране­ния ЖА4К и корок (гидрогенных и гидротермальных) - скопления находок ЖМК и корок (от 10 до 30); 5 - отдельные проявления ЖМК и корок (указываются параметры продук­тивности: для ЖМК плотность залегания менее и более 10 кг/м2; для корок - толщина ме­нее и более 6 см).

Для полей и площадей индексами отмечен тип железомарганцевых руд (табл. 7). Внутри хорошо изученных полей выделяются месторождения (ЖМК) и потенциальные месторождения (корки). Полный перечень полей с указанием типов руд приведен ниже:

Тихий океан: Кларион-Клиппертон - Ni-Cu(Mn); Центрально-Тихоокеанское - Ni-Cu(Co); Калифорнийское - Ni-Cu(Mn); Магеллановы горы - Со-Mn; Уэйк - Со-Mn; Мидпа-сифик - Со-Mn; Гавайское - Со-Mn; Лайн - Со-Mn; Пенрин - Со; Южно-Тихоокеанское -Со; Перуанское - Mn(Ni); Туамоту - Со-Mn; Менарда - Ni-Cu(Co).

Индийский океан: Центрально-Индоокеанское - Ni-Cu(Mn); Западно-Австралий­ское - Ni-Cu(Co); Экватор - Со-Mn; Мадагаскарское - Со; Диамантина - Ni-Cu(Co).

Атлантический океан: Северо-Американское - Со; плато Блэйк - Со.

Кроме 20 перечисленных полей, выделяется 26 площадей распространения ЖМК, КМК и гидротермальных корок. Контуры полей и площадей включают достоверно установленные и прогнозируемые продуктивные участки дна. С учетом этой особенно­сти производилась оценка прогнозных ресурсов. Общая их величина для Мирового океана составляет 102,4 млрд т, в том числе 85,1 - установленные и 17,3- прогнози­руемые (Андреев и др., 1999).

В пределах хорошо изученных полей ЖМК: Кларион-Клиппертон, Перуанское поле и Центрально-Индоокеанское отмечены месторождения ЖМК. Их в океане восемь. В пределах полей, представленных кобальтоносными корками, выделено пять потенци­альных месторождений: в поле Магеллановы горы, в полях Уэйк, Маршалловы острова, Лайн и Туамоту. Они либо уже заявлены, либо рассматриваются как объекты будущих Заявок в Международный Орган по Морскому Дну ООН от различных стран Мира.

Глубоководные сульфиды и другие гидротермальные и гидротермально-осадочные образования распространены в океане в двух структурно-тектонических обстановках: вдоль дивергентных границ, где нарождается, согласно спрединговому механизму, новая океанская кора; и в задуговых обстановках, по окраинам океанов, уже в пределах актив­ных транзиталей.

 

16. ГЕОЛОГИЯ И МЕТАЛЛОГЕНИЯ КРУПНЕЙШИХ ИМПАКТНЫХ СТРУКТУР

Планетологические исследования, осуществленные в последней трети минувшего ве­ка, показали, что все без исключения твердые космические тела Солнечной системы об­ладают поверхностями, на которых запечатлены многочисленные следы их соударений между собой или же с мелкими осколками этих тел, а иногда и с кометными телами. Та­кие следы длительного и многократного импактного воздействия особенно выразительны на поверхностях безатмосферных планет - Луны, Марса, Меркурия, где эндогенная ак­тивность на протяжении значительной части их истории проявлялась незначительно. Сле­ды космических соударений идентифицированы и на поверхности Земли, где в силу ин­тенсивной эрозии и осадконакопления они сохраняются значительно хуже (Grieve, Pesonen, 1992). Тем не менее такие импактные структуры обнаружены на всех континен­тах, а также установлены и на шельфе Мирового океана. Эти импактные структуры в не­давнее время явились объектами детального изучения, что позволило выявить многие особенности их строения, состава развитых в них пород и условий образования.

Планетологические данные и материалы, полученные при изучении земных импактных структур, позволяют рассматривать импактное кратерообразование как один из фун­даментальных геологических процессов наряду с процессами седиментации, магматизма, метаморфизма и некоторыми другими. Импактное кратерообразование имеет следствием не только образование специфических круговых морфоструктур - воронок, окруженных валами выбросов, но также широкого спектра преобразованных пород места удара. В последние годы было выяснено, что, как и другие упомянутые геологические процессы, импактное кратерообразование может иметь следствием возникновение скоплений раз­личных видов минерального сырья (Масайтис, 1989; Grieve, Masaitis,.1994).

Характеристике импактных кратеров и их модифицированных эрозией, осадконакоплением или другими процессами аналогов - астроблем - посвящена обширная литература (Геология астроблем, 1980; Grieve, Pesonen, 1992; и др.). Они существенно отличаются от различных других круговых геологических образований - куполов, вулкано-тектонических структур, кольцевых и конических интрузий, различных депрессий и т. д., возникновение которых связано с тектоническими, магматическими, эрозионными и другими процессами. Эти отличия заключаются не только в способе образования в результате теплового взрыва при соударении с поверхностью Земли быстро летящих малых космических тел - астерои­дов, крупных метеоритов или комет. Импактные кратеры и их ископаемые или модифици­рованные аналоги - астроблемы (те и другие описываются ниже как импактные структуры в целом) заключают породы и минералы, несущие признаки преобразований при давлениях и температурах, превышающих таковые в коре и верхней мантии.

Эти породы и минералы, подвергшиеся ударному метаморфизму, т. е. ударному сжа­тию с амплитудой от 2-5 до 45-50 ГПа и неупругим преобразованиям их вещества, харак­теризуются рядом специфических свойств, меняющихся с увеличением испытанной ими нагрузки (Deutsch, Langenhorst, 1998). Кристаллы породообразующих минералов (кварца, полевых шпатов, слюд, пироксенов и др.), помимо трещиноватости, изменения плотно­сти, светопреломления и некоторых других свойств, отличаются возникновением определенным образом ориентированных планарных деформационных элементов, ударных двойников, полос смятия и т. д. или же переходом некоторых из этих минералов в диаплектовое стекло. Некоторые минералы испытывают полиморфные превращения с образо­ванием гипербарических фаз - коэсита и стишовита за счет кварца и алмаза за счет гра­фита или углистого вещества. При более высокой ударной нагрузке (60-100 ГПа) минералы и горные породы подвергаются расплавлению после ее снятия, а образовав­шийся расплав затем может подвергнуться закалке или кристаллизации.

Различные породы места удара, подвергшиеся ударному метаморфизму и дроблению, относят к импактным брекчиям (аутигенным или автохтонным и параавтохтонным при отсутствии существенных смещений материала) и аллохтонным в случае выброса и пере­отложения материала. Массивные продукты охлаждения импактного расплава (обычно в случае больших масс он значительно гомогенизирован) или же аллохтонные брекчии, со­держащие значительную примесь таких продуктов в виде бомб и частиц, представляют собой собственно импактиты. Те и другие являются по существу фациями ударно-метаморфических пород и встречаются как внутри импактных структур, так и за их пре­делами в виде покровов выбросов, обычно сильно эродированных. Признаки ударного метаморфизма пород и минералов являются необходимым и достаточным критерием для диагностики импактной структуры, хотя для их обнаружения, оконтуривания, выяснения внутреннего строения и т. д. используется и другая информация, в том числе полученная дистанционными методами. В целом импактные морфоструктуры диагностируются по комплексу признаков - наличию кругового геологического возмущения, отражающегося и в геофизических характеристиках (отрицательные гравитационные и магнитные анома­лии, уменьшение электрического сопротивления пород, потеря отражающих сейсмиче­ских площадок и пр.), наличию реликтов морфологических элементов кратера, присут­ствию брекчий и импактитов с петрографическими признаками ударного метаморфизма и геохимическими признаками контаминации веществом ударившего космического тела.

Образование импактного кратера, вызываемое соударением быстро летящего (со ско­ростью 15-70 км/с) малого космического тела с породами верхних горизонтов земной ко­ры (это могут быть осадочные, магматические, метаморфические породы или их сочета­ния), происходит в течение нескольких секунд, или, в случае гигантских ударных событий, в течение нескольких минут или десятков минут. При этом выделяется огромная энергия- 1020-1030эрг и более, что приводит не только к дроблению, плавлению и вы­бросу больших масс пород места удара, но и к испарению их части, поскольку темпера­тура в эпицентре достигает многих тысяч градусов. При этом происходит и испарение вещества ударившего тела, часть которого в результате конденсации пара входит в состав импактитов и брекчий и может быть выявлена геохимическими методами. Процесс кратерообразования обычно рассматривают в рамках следующих друг за другом и частично перекрывающихся во времени стадий: 1) стадии сжатия, во время которой космическое тело тормозится в толще горных пород места удара; 2) стадии экскавации (роста) и обра­зования переходного кратера; 3) стадии ранней модификации переходного кратера и за­полнения его обломками пород и импактным расплавом; в эту же стадию возникает цен­тральное или кольцевое поднятие дна кратера и происходит частичное обрушение его бортов (Melosh, 1989). Массы обломков и расплава, заполняющие воронку кратера, при постепенном охлаждении подвергаются литификации, раскристаллизации, а также раз­личным преобразованиям под воздействием нагретых вод. В земных условиях импактные кратеры подвергаются значительным преобразованиям вследствие эрозии, захоронения, тектонических воздействий и т. д., при этом они теряют характерные морфологические особенности, превращаясь в круговые структуры, несущие ряд специфических признаков импактного происхождения.

В настоящее время на поверхности Земли выявлено около 160 достоверно диагности­рованных импактных структур (Grieve, Pesonen, 1992), число таких опознанных объектов в результате целенаправленных исследований ежегодно увеличивается. Диаметр этих структур составляет от первых сотен метров до 100 км и более. Реконструкции показы­вают, что первоначальные доэрозионные диаметры отдельных гигантских структур могли достигать нескольких сот километров. Геологический возраст импактных структур, определяемый геологическими или изотопными методами, колеблется от первых тысяч или десятков тысяч лет до многих сотен миллионов и даже первых миллиардов лет. Импактные структуры установлены в регионах, имеющих различное геологическое строение - на щитах и плитах платформ, в складчато-глыбовых областях разного возраста и на конти­нентальном шельфе. Имеются указания на то, что отдельные крупные импактные струк­туры могут находиться на дне Мирового океана.

В число основных морфоструктурных элементов внутреннего строения импактного кратера входят внутренняя впадина (диаметр ее значительно превышает глубину, причем с увеличением диаметра отношение этих параметров резко возрастает), кольцевой вал деформированных и иногда опрокинутых пород места удара, как бы надстроенный на­сыпным валом. Простые кратеры диаметром до 3-4 км имеют чашеобразный поперечный профиль, в кратерах большего диаметра имеется центральное поднятие, образованное раздробленными породами основания. Отдельные крупные импактные структуры харак­теризуются наличием кольцевого поднятия или же сочетанием центрального и кольцевого поднятий. Деформированные осадочные, магматические и метаморфические породы цо­коля (или цокольного структурно-литологического комплекса импактнои структуры) на бортах и в основании кратера раздроблены, рассечены жилами брекчий, псевдотахилитов и застывшего импактного расплава. Ударный метаморфизм в породах цоколя постепенно затухает на глубину и по радиусам от центра структуры. Автохтонные или параавтохтонные литоидные брекчии пород цоколя перекрыты перемещенными образованиями - аллохтонными брекчиями и импактитами. Эти породы рассматриваются как коптогенный структурно-литологический комплекс импактных кратеров (Геология астроблем, 1980). Брекчии состоят из глыб и обломков пород цоколя, иногда с примесью обломков импакт­ных стекол, импактиты - полностью или частично из закаленных или раскристаллизованных продуктов импактного плавления местных пород. В их числе различаются тагамиты - массивные импактиты, обычно включающие класты ударно-метаморфизованных пород и минералов, испытавшие к тому же термальное воздействие расплава, а также зювиты, состоящие из обломков и бомб импактных стекол и различного количества литоидных обломков, также несущих признаки ударного метаморфизма. В ряде импактных структур сохраняются осадки кратерных озер или локальных бассейнов, возникшие при разрушении и перемыве материала на бортах и на дне кратера, они рассматриваются как образования заполняющего структурно-литологического комплекса. К этой же категории следует относить отложения возвратных волн цунами, возникающие при образовании им­пактного кратера в морских условиях. В этих случаях вверх по разрезу они могут посте­пенно сменяться вышележащими осадками, имеющими более широкое площадное рас­пространение. Регионально развитые толщи пород, под которыми погребен как кратер с его выбросами, так и осадки кратерного озера, относятся к перекрывающему структурно-литологическому комплексу.

Примерно в одной пятой части выявленных к настоящему времени импактных струк­тур установлены проявления и месторождения различного рудного и нерудного мине­рального сырья, горючих полезных ископаемых, подземных вод, причем отдельные ме­сторождения, располагающиеся в пределах этих структур, являются весьма крупными. Следует заметить, что многие из таких месторождений эксплуатировались уже в течение длительного времени, но лишь сравнительно недавно было надежно установлено, что за­ключающие их геологические структуры имеют импактное происхождение (Масайтис, 1989; Grieve, Masaitis, 1994).

Импактные круговые структуры вмещают скопления минерального сырья, как непо­средственно связанные с ударными преобразованиями местных пород (в том числе ранее содержавших те или иные виды полезных ископаемых), так и образовавшиеся в пределах этих морфоструктур после кратерообразующего события. В этом случае локализация в них различных полезных ископаемых контролируется морфологическими, структурными и литологическими неоднородностями, присущими рассматриваемым импактным объек­там. Интенсивными факторами минерагеническои продуктивности импактных структур являются, с одной стороны, энергия ударившего тела, а с другой - палеогеографические условия  места  удара  и  последующие  процессы  эрозии,  захоронения,  модификации.

 

16. МЕТАЛЛОГЕНИЯ АВСТРАЛИИ

Одним из мультиминерагенных геоблоков континента является Западно-Австра­лийский геоблок с эндогенными месторождениями золота, алмазов, никеля, полиме-талльных руд, тантала, лития, экзогенно-эндогенными и экзогенными месторождениями железа, экзогенными месторождениями бокситов, марганца, никеля, бурого угля. 61 % экономических ресурсов золота Австралии сосредоточено в пределах Западно-Австра­лийского геоблока при том, что Австралия обладает 9,5 % мировых экономических ре­сурсов золота (Lambert, Perkin, 1998). Главные золотодобывающие рудники сосредото­чены в архейском блоке Йилгарн и включают как хорошо известные месторождения (Калгурли, Норсмен, Южный Крест, Леонард), так и относительно недавно открытые (Боддингтон, Плутоник, Бронзевинг, Канова Белль и Йилгарн Стар). В этом же геобло­ке находятся и месторождения урана (Йилирри). В блоке Пилбара, в его восточной час­ти в протерозойских толщах ведущим является золоторудное месторождение Телфер. В Австралии сосредоточено около 25 % мировых ресурсов ювелирных и около 16 % индустриальных алмазов в многочисленных лампроитовых трубках и диатремах место­рождений Эллендейл, Аргайл и Бой-Ривер блока Пилбара, а также в аллювиальных от­ложениях Смоук Крик и Лаймстоун Крик, дренирующих район вблизи Аргайла. Лампроитовая трубка AK-I вблизи Аргайла вмещает практически все экономические ресурсы алмазов Австралии.

Австралия обладает примерно 30 % мировых ресурсов тантала, сосредоточенных в крупнейшем в мире сподуменовом месторождении Гринбуш на юго-западе блока Йил­гарн. В этом месторождении сосредоточено и около 8 % мировых ресурсов лития. Другим важным источником тантала Австралии является месторождение Маунт-Велл.

По запасам никелевых руд Австралия занимает третье место в мире после Кубы и России. Никельсодержащие сульфидные руды присутствуют в коматиитовых дунитах и перидотитах зеленокаменного блока Йилгарн в месторождениях Маунт-Кейт, Якабинда и Хонеймун Вэлл. Никелевые ресурсы сосредоточены также в перидотитах и сульфидсодержащих седиментогенно-туфогенных толщах рудных полей Камбалды и Лейстер.

Значительны перспективы полиметалльного (свинец, цинк) месторождения Блендевел и Скаддл в Западной Австралии; продолжается изучение свинцово-цинковых место­рождений региона Пилбара-Сульфур Спрингс, Салт Крик Адми. Значительны запасы ме­ди вблизи медного рудника Нифти в регионе Пилбара Западно-Австралийского геоблока.

В целом, характеризуя специфику эндогенного оруденения Западно-Австралийского геоблока,  следует подчеркнуть его существенно мантийный и в меньшей мере коромантийный источник, за исключением существенно корового источника рудного вещест­ва месторождения Гринбуш и Маунт-Велл (тантал, литий, ниобий).

К промежуточной группе экзогенно-эндогенных месторождений принадлежат железо­рудные месторождения бассейна Хаммерсли. Приблизительно 90 % экономических ресур­сов железа сосредоточено в регионе Пилбара и представлено рудами полосчатой железо­рудной формации, обогащенными в зоне выветривания: гематитовыми местрождениями Маунт-Вейлбак и Маунт-Том Прайс и гематит-гетитовыми месторождениями Марра-Мамба. Австралия по запасам железа занимает второе место в мире после России.

Экзогенные месторождения Западно-Австралийского геоблока представлены пре­имущественно гипергенными месторождениями латеритных кор выветривания (бокситы, марганец, никель), аллювиальными «минеральными песками», а также месторождениями бурого угля. В период с 1960 по 1980 г. Австралия стала мировым лидером в производ­стве и экспорте бокситов и алюминия. Австралия - хорошо известный регион широкого развития латеритов. В пределах Западно-Австралийского геоблока открытым способом разрабатывается месторождение Дарлинг Рэндж; известны, но не разрабатываются место­рождения Плато Митчелл и Бугенвилль на северо-западе геоблока. Австралийские бокси­ты - образования покровного типа, частично консолидированные с основанием («твердой корой») - архейскими гнейсами, имеют мезозойский возраст (Дарлинг Рэндж).

Никеленосные латериты составляют около 37 % ресурсов никеля в Австралии. Боль­шинство подобного рода месторождений сосредоточено в щите Йилгарн, где главным ме­сторождением является Муррин Муррин. В латеритовых корах выветривания размещено месторождение хромита Рендж Белл (Минеральные ресурсы Мира, 1997). Экзогенными в Западно-Австралийском геоблоке являются месторождения Роб-Ривер (лимонит-пизо-литовые руды) и Ямпи-Саунд (гематитовые руды). К западному побережью Австралии приурочены месторождения «минеральных песков» (ильменит, рутил, циркон, монацит) -Бинап и Банбери.

Среди единичных месторождений урана, выявленных в пределах Западно-Австра­лийского блока, особое место принадлежит крупному по запасам (46 тыс. т) и уникаль­ному по условиям формирования месторождению Иилирри. Это месторождение - круп­нейшее среди месторождений такого типа, известных в США и Африке, представляет со­бой скопления карнотита, сосредоточенные в калькретах плиоценовых и четвертичных русел временных потоков.

Северо-Австралийский геоблок. Восточнее блока Кимберли находится сложный по строению мозаичный блок Баркли. Он состоит из нескольких средне-позднепротерозойских складчатых зон, разделенных платформенного типа впадинами. На северо-западе блока в зоне Пайн-Крик в куполовидном поднятии выходят деформированные кристалли­ческие сланцы, гранито-гнейсы, метадиориты и граниты (2,5 млрд лет и более). Выше не­согласно залегают нижнепротерозойские отложения, состоящие из переслаивания мощ­ных пачек аркозовых и граувакковых песчаников и реже конгломератов, кремнистых и водорослевых доломитов, туфов и вулканитов основного состава, прорванных гранитоидами и перекрытых толщей андезитов, дацитов и липаритов. Возраст этих магматических образований 1,8-1,75 млрд лет. Общее простирание линейных складок северо-западное. Древние породы Арнхем (Арнем) представлены высокометаморфизованными (до грану-литовой фации) толщами (2,0-1,94 млрд лет). В полосе Давенпорт-Теннант-Крик-Танами преобладают мощные (до 6000 м) толщи терригенных пород, несогласно перекрытые песчаниками с прослоями конгломератов. Разрез венчают пестрые по составу вулканиты (от основных до кислых). Вдоль восточной границы блока Баркли протягивается прогиб Баттен, заполненный терригенно-карбонатными отложениями, иногда красноцветными с прослоями базальтов (внизу), кварцевых песчаников и слюдистых пелитов (вверху). Об­щая мощность отложений 6-14 км.

Северо-Австралийский геоблок отличается широким развитием древнего (протеро­зой-ранний палеозой) платформенного чехла, в котором преобладают терригенно-карбонатные осадки мощностью до 3000-3500 м. Начало прогибания австралийские гео­логи относят к среднему протерозою (1,7-1,4 млрд лет). В это время формировались впа­дины Бирринуду и Мак-Артур, где накапливались мощные терригенные толщи и платобазальты; эпоха приурочена к рубежу 1,4 млрд лет. К рассматриваемому геоблоку относит­ся плита Карпентария. Слагающие ее протерозойские (?) толщи обнажены на западном побережье залива и на о-ве Грут.

Особое положение на юге Северо-Австралийского геоблока занимает блок Аранта-Масгрейв. Для него характерны широтные простирания структур с перемежаемостью кристаллических поднятий и глубоких прогибов, заполненных осадочными толщами. В поднятии Аранта широко развиты нижнедокембрийские кристаллические сланцы и гнейсы, амфиболиты и мраморы, метаморфизованные в амфиболитовой и гранулитовой фациях (2,2 млрд лет). В центральной части поднятия располагается прогиб Нгалия (Не-лия), выполненный в основном тиллитоподобными конгломератами и песчаниками, не­редко косослоистыми с прослоями алевролитов. На южной окраине поднятия нижний до­кембрий перекрыт мелководными грубообломочными и карбонатно-терригенными отложениями, смятыми в изоклинальные лежачие складки, сопровождаемые надвигами и шарьяжами. На юге блока находится поднятие Масгрейв. В его центральной части обна­ружены высокоглиноземистые гнейсы, кислые и основные гранулиты, иногда близкие к чарнокитам. К породам гранулитовой фации приурочены пластовые тела от дунитов до анортозитов и диоритов. В южной части поднятия расположен батолит крупнокристалли­ческих биотитовых и роговообманковых гранитов, адамеллитов и гранодиоритов типа рапакиви (1,2-1,0 млрд лет).

Между поднятиями Аранта и Масгрейв располагается прогиб Амадеус. В течение позднего протерозоя-раннего карбона в нем накопилась толща мелководных.морских от­ложений (9 км). Самая верхняя толща принадлежит девонским песчаникам ((Т,9 км). Кем­брийские и ордовикские породы прогиба Амадеус нефтегазоносны.

Восточным ограничением Северо-Австралийского геоблока служит складчатая зона Маунт-Айза. Здесь установлено меридионально вытянутое древнее срединное поднятие Калка-дун- Лейхард (1,86-1,78 млрд лет) с крупными гранитными массивами (1,7-1,6 млрд лет). К западу и востоку от этого поднятия располагаются два прогиба. В основании их находятся эвгеосинклинальные формации, прорванные гранитами (1,57-1,54 млрд лет), а в верхней час­ти доломитовые сланцы с прослоями туфов (1,5-1,4 млрд лет).

Эндогенное оруденение Северо-Австралийского геоблока преимущественно пред­ставлено полиметаллическим оруденением, экзогенное - месторождениями марганца, бокситов, фосфоритов, полигенными стратиформными месторождениями урана.

Австралия занимает третье место в мире по добыче и производству меди. Основные ее ресурсы сосредоточены в месторождениях Маунт-Айза и Эрнст-Генри. Восточная часть блока Маунт-Айза превратилась в значительную медно-золоторудную провинцию в связи с разработкой рудников Селвин, Осборн, Эрнст-Генри и Элоиза. Западнее этого ме­сторождения расположены крупные медно-золоторудные месторождения Геро и Пеко. Значительный прирост ресурсов свинца, цинка и серебра обусловлен разработкой место­рождения Маунт-Айза (в том числе и необычайно высоко обогащенных серебром руд ме­сторождения Каннингтон) и месторождений Мак-Артур Ривер и Сенчури.

В крайней северо-восточной части Северо-Австралийского геоблока (Квинсленд) из­вестны эндогенные существенно корового генезиса месторождения олова и вольфрама -традиционный оловорудный район месторождения Маунт-Гарнет и месторождения вольфрама Маунт-Харбайн. Территориально к району Маунт-Айза принадлежит скарновое редкоземельно-урановое месторождение Мэри Кэтлин. Содержание церия в ортите достигает 4 %.

Экзогенные (осадочные) и гипергенные (латеритные) месторождения бокситов, ура­на, никеля, кобальта достаточно широко распространены в пределах геоблока наряду с аллювиальными «минеральными песками». Третичные латеритные бокситы покровного типа с пизолитовыми структурами с содержанием А1203 до 55 % представлены в крайней северной части геоблока месторождением Вейпа. Австралия производит около 10 % ми­ровых марганцевых руд. Значительная часть экономических ресурсов окисных марганце­вых руд сосредоточена в месторождении Грут Ейландт (Северные Территории) с запаса­ми в 300 млн т при среднем содержании марганца 46 %. Около 20 % экономических ресурсов урана сосредоточено в крупных и уникальных месторождениях типа несогласия.

 

                              8. МЕТАЛЛОГЕНИЯ АФРИКИ

Западно-Африканский геоблок обрамлен с запада Мавритано-Сенегальской гранич­ной системой, с севера - Атласской складчато-надвиговой системой, с востока Дагомейско-Фарузианским (Хоггарским) складчатым поясом. В составе геоблока выделяются два щита - Регибат и Либерийский (Леоно-Либерийский), разделенные синеклизой Таудени. В их строении участвуют преимущественно архейские полиметаморфизованные гнейсо-амфиболитовые комплексы гранулитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма. Раннепротерозойские комплексы (Хоггарский) представлены сложнодислоцированными оса­дочными и вулканогенными образованиями. В основании разреза синеклизы Таудени залегают толщи рифея-венда, подвергшиеся воздействию складчатых байкальских де­формаций. В дальнейшем здесь формировались морские отложения ордовика и среднего палеозоя. В позднем палеозое и триасе оформляется структура синеклизы, а на границе триаса и юры отмечаются проявления траппового магматизма. Общая мощность осадоч­ного чехла синеклизы достигает 3 км.

Эндогенная минерагения Западно-Африканского геоблока представлена месторож­дениями золота, барита, полиметаллических руд, ртути, меди, сурьмы; эндогенно-экзо­генная - месторождениями железа, золота, урана; экзогенная минерагения представлена латеритовыми месторождениями бокситов, железа, никеля, марганца, осадочными ме­сторождениями железа, фосфоритов и гипса; россыпными месторождениями алмазов, титан-циркониевыми прибрежными песками. Эндогенную минерагению Либерийского щита характеризуют месторождения барита (Гиби-Маунтин); экзогенно-эндогенную -архейские железистые кварциты (месторождения Бонг-Майн, Вологизи, Нимба, Тонко­лили, Фалеме и др.). Экзогенная минерагения представлена крупнейшими бокситоносными районами: Бокс-Гавал (месторождения Синтауру, Дюбула-Тагюрога, Диан-Диан), Фриа-Содиоре (Манга, Сидиоре), Донгел-Ситон (Оре-Лити), Бантиниел (Касаги), Дабо-ла (Текулу-Деял) и др. Месторождения бокситов по генезису делятся на латеритные и латеритно-осадочные. К этой же группе относятся месторождения никеля (Бианкума-Сапилу-Фугуессо). В пределах щита известны месторождения золота (Бакори, Ситири, Мединанда). Минерагенический потенциал Регибатского щита определяют крупные до-кембрийские эндогенно-экзогенные месторождения железа (Джебель-Сфариат, Эль-Фарфарат). В архейском фундаменте на востоке щита экзогенно-эндогенные месторож­дения урана (Абанкор) размещены в связи с альбититами в зонах региональных разрыв­ных нарушений.

В протерозойских отложениях плитного комплекса Ганы размещены гидротермаль­ные месторождения золота (Ашанти, Кононго, Престеа) и экзогенно-эндогенные поли­генные золотоносные конгломераты (Тарива). Экзогенная минерагения представлена марганцевыми рудами в нижнепротерозойских осадочных породах (Нсуга) и верхнепротерозойскими месторождениями железа (Шиени, Кубалеми и др.). Латеритные ме­сторождения бокситов (Ньинахин, Каби) размещены в корах выветривания протерозой­ских пород. В Гане известны россыпи алмазов (Бирим).

Геоблок Чад с запада ограничен субмеридиональной структурой Хоггарского складчатого пояса, с юга - Камеруно-Суданской складчатой системой, сложенной про­терозойскими вулканогенно-осадочными толщами, прорванными интрузиями габброидов и гранитоидов. В западном окончании этой системы располагается рифт Бенуэ, продолжающийся в виде горячей линии Камерун в акваторию Гвинейского залива и да­лее, почти вплоть до Срединно-Атлантического хребта. В северо-западной части гео­блока Чад расположен Туарегский, а в юго-западной - Дагомейско-Нигерийский масси­вы, разделенные Мали-Нигерской синеклизой. Оба массива преобладающе сложены раннепротерозойскими толщами, с фрагментами раннедокембрийских гранулит-гнейсовых комплексов, совместно подвергшихся протерозойскому гранитоидному магматиз­му. Синеклиза Мали-Нигер, разделяющая кристаллические массивы, сложена морскими отложениями палеозоя (0-Cf) и континентальной толщей перми-нижнего мела и далее вновь морской толщей верхнего мела-нижнего палеогена. Отличительной особенно­стью геоблока Чад является ареальное проявление в нем щелочно-гранитного магма­тизма, ассоциированного с процессами мезозойской (J2) тектоно-магматической активи­зации. Внутри геоблока располагается впадина Чад, заложение которой произошло в мелу, а развитие продолжалось и в кайнозое.

Эндогенная минерагения геоблока Чад представлена месторождениями золота, вольфрама, урана, олова; экзогенная - месторождениями урана, железа, олова тантала, ниобия, соды. В Дагомей-Нигерийском кристаллическом массиве известно олово-цинк-вольфрамовое месторождение Лируэ, генетически связанное с активизационными палеозойско-юрскими гранитами. Своеобразны россыпи олова и тантало-ниобатов в касситерит-колумбит содержащих аллювиальных отложениях и в корах выветривания колумбит содержащих гранитов. Россыпи приурочены к плато Джое и образуют как комплексные (Букуру-Форум, Джос-Букуру) месторождения, так и элювиальное суще­ственно танталовое месторождение Куру. Эндогенная минерагения Туарегского масси­ва представлена гидротермальными месторождениями золота в докембрийских толщах (Тиририн) и кварц-касситерит-вольфрамитовыми рудами с возрастом 650-500 млн лет (Башир, Лауни).

Крупные гидротермальные месторождения урана открыты в юго-восточной части Туарегского массива (Алжир). Крупные стратиформные месторождения урана с запасами от 20 до 70 тыс. т (Арна, Акута, Арли, Афасто, Имурарен) приурочены к окраинной части Мали-Нигерской синеклизы в южном обрамлении горного сооружения Ахаггар. Урано­вые месторождения локализованы в аллювиальных и дельтовых континентальных и прибрежно-морских песчаниковых с органическим веществом отложениях нижнего карбона, триаса и юры. Рудные залежи контролируются зонами несогласий. Окраинная часть Ма­ли-Нигерской синеклизы выделяется в качестве одной из крупнейших урановорудных провинций мира. Минерагению чехла Мали-Нигерской синеклизы определяют также эвапоритовые месторождения оз. Чад.

Со структурой рифта Бенуэ связаны крупные месторождения пластовых шамозит-сидерит-лимонитовых руд в сенонских и эоценовых отложениях (Акбаджа, Пати).

Геоблок Конго с северо-запада ограничен структурами протерозойской Камерун-Суданской межблоковой системы и совмещен с ней на крайнем западе мезозойским риф­том Бенуэ. С запада геоблок Конго обрамлен Западно-Конголезской граничной системой, а с востока - региональной субмеридиональной Мозамбикской зоной тектоно-термальной переработки. Южным ограничением блока Конго является Дамаро-Катангская складчатая система. В северной, юго-восточной и восточной частях геоблока Конго обнажены раннедокембрийские полиметаморфизованные гранулит-гнейсовые и гнейсо-амфиболитовые комплексы, ареально гранитизированные и вмещающие существенно раннепротерозойские граниты (1,8-2,2 млрд лет).

 

                                10.МЕТАЛЛОГЕНИЯ ЕВРОПЫ

 

В пределах Свекофенского геоблока известно большое количество месторождении рудных и нерудных полезных ископаемых, среди которых основную промышленную цен­ность имеют месторождения, связанные с докембрийскими образованиями. Наиболее про­дуктивной является свекокарельская металлогеническая эпоха (2,3-1,8 млрд лет). В свекофенских метаморфизованных осадочно-вулканогенных толщах локализуются кол­чеданные месторождения меди и цинка с кобальтом, никелем, свинцом, серебром, золо­том, группирующиеся в протяженный «Главный сульфидный пояс» Финляндии (Оутокум-пу, Вуонас, Виханти и др.) и пояс Шеллефте в Швеции (Болиден и др.), а также Южно-Свекофенский пояс в Центральной Швеции (Фалун и др.). К северу от пояса Шелефте в свекофенских метаморфизованных карбонатно-терригенных породах локализуется круп­ное стратиформное месторождение меди с серебром и золотом Аитик.

С раннепротерозойскими массивами базитов и ультрабазитов связаны сульфидные медно-никелевые (Коталахти и др.), хромитовые (Кеми), титан-ванадий-железорудные (Откымяки, Муставара и др.) месторождения.

Характерной особенностью Свекофенского геоблока является наличие многочислен­ных месторождений железных руд различных генетических типов - от осадочных до магматогенных. Основную промышленную ценность среди них имеют вулканогенные апатит-магнетитовые месторождения в лептитах - метаморфизованных средних и кислых эффузивах (Кирунавара с запасами более 1 млрд т железа и др.).

Среди месторождений, связанных с позднедокембрийским этапом развития Свекофен­ского геоблока, важное значение имеют ильменит-магнетитовые руды анортозитовой про­винции Энгерсунм в Южно-Норвежском мегаблоке, содержащие крупные запасы титана, а также ванадия, железа и примеси никеля, меди, кобальта.

В телах докембрийских карбонатитов развита апатит-магнетитовая, ниобиевая и ред­коземельная минерализация (Севе и др.).

С кембрийскими битуминозными сланцами в юго-западной части геоблока связаны значительные запасы урана на месторождении Ранстад. Низкие содержания урана (0,025-0,032 %) приурочены к кольму (углеродистое вещество). Мощность прослоев кольма не превышает 0,03-0,06 м при их протяженности до 700-800 м. Площадь распространения ураноносного кольма, заключающего основную часть разведанных запасов урана, состав­ляет 520 км

06 июня 2010 /
Похожие новости
Распределение потенциальной ценности по континентам
Минерально-сырьевой потенциал основных тектонических структур
Металлогения С. Америки
Металлогения Европы
Магматические месторождения
Комментарии

НАПИСАТЬ КОММЕНТАРИЙ

Ваше Имя:
Ваш E-Mail:
Полужирный Наклонный текст Подчеркнутый текст Зачеркнутый текст | Выравнивание по левому краю По центру Выравнивание по правому краю | Вставка смайликов Выбор цвета | Скрытый текст Вставка цитаты Преобразовать выбранный текст из транслитерации в кириллицу Вставка спойлера
Вопрос:
Сколько часов 1 сутках?
Ответ:*
Введите код: