Пегматитовые месторождения. Разновидности пегматитов, форма тел и минеральный состав пегматитов

      Образование пегматитов тесно связано с магматическими процессами, но все они несут на себе явственные слюды интенсивных постмагматических преобразований. Соотношение и роль этих процессов при образовании пегматитов трактуется по-разному.

      Гранитные пегматиты встречаются среди  гранитов и других горных пород в  виде жил и линз размером от 0,5 до 20 м по мощности и от 10 до 300 м в длину. В качестве самого простого определения можно было бы сказать, что пегматиты — это жилы крупно- и гигантозернистых гранитов. Но это определение неполно, так как состав пегматитов более сложен.

     Главными  минералами гранитных пегматитов являются полевые шпаты, слагающие от 50 до 70 % объема пегматитовых жил, и кварц, на долю которого приходится от 20 до 40 % объема жил. Обычными второстепенными минералами являются слюды (мусковит и биотит). Для промышленности важно, что в пегматитах встречаются минералы — концентраторы бора, фосфора, урана, редких земель, тория, лития, бериллия, цезия, тантала я других редких химических элементов.

      Характерно, что в гранитных пегматитах микроклин, ортоклаз и кварц нередко образуют друг с другом особые срастания: это пластинчатые, веретенообразные, клиновидные и изгибающиеся в ростки кварца в едином блоке микроклина. Внешне они иногда напоминают древние письмена, поэтому весь сросток называется графическим срастанием, или письменным гранитом, или еврейским (по форме «букв») камнем. Узор срастаний полностью подобен тем, которые образуются в металлургических процессах при одновременной (эвтектической) кристаллизации двух металлов из их совместного расплава. По представлениям А. Е. Ферсмана, микроклин (ортоклаз) и кварц в таких срастаниях также образовались при их одновременной кристаллизации из магмы. По физикохимическим диаграммам температура кристаллизации оценена в 990±20 °С. Такие срастания столь характерны для пегматитов, что именно по ним эти горные породы получили свое название: термин «пегматит» (от греч. крепкая связь) впервые был предложен в 1822 г. Р. Гаюи для обозначения графических срастаний ортоклаза и кварца.

      Пегматиты, как отмечалось, являются разнозернистыми  горными породами и в разных участках своих жил имеют разный состав. Наиболее крупные выделения минералов характерны для внутренних зон блокового строения. Здесь кристаллы (блоки) полевых шпатов могут достигать площади до 1,5x3 м, в таких зонах обнаружены гигантские пластины слюды (мусковита) площадью до 2,5 мг я кристаллы берилла массой до 15 т, кристаллы сподумена более 12 м в длину.

      Пегматиты образуются на глубине, возможно, где-то около 6—8 км, Происхождение их спорно. По представлениям А. Е. Ферсмана, они  являются продуктами кристаллизации остаточных порций застывающего гранитного расплава, отжатого из магматического очага в трещины в окружающих его горных породах. Этот расплав как последняя часть кристаллизующейся магмы относительно обогащен легколетучими (НЭО, НР, НС1, ВгО3, СОг и др.) и другими компонентами (1.1, Ве, Та, N5, Сз и др.). Его кристаллизация начинается при 900—800 °С. Главная масса минералов — полевые шпаты, кварц — образуется при температурах 800—600 °С в позднемагматический этап, после чего минералы кристаллизуются из газовых, газово-жидких и жидких растворов.

      Иные  представления предложены А. Н. Заварицким и развиты и дополнены В. Д. Никитиным и С. А. Руденко. Они  основаны на очевидных фактах частого  беспорядочного внутреннего строения пегматитовых жил, мощного проявления в них процессов   перекристаллизации   минералов,  обычности   образования одних минералов за счет резорбции, химического замещения других.

      Пегматиты образуют жилы, линзовидные и неправильной формы тела. Мощность   их колеблется   от 1 до 20—30 м, протяженность — от нескольких метров до 300—500 м. Часто многие десятки и сотни этих тел группируются в большие по площади пегматитовые поля. Такие   образования известны в Карелии, Юго-Восточном Забайкалье и других местах.

      Пегматитовые  тела имеют зональное строение, причем от периферии к середине структура становится более крупной, а в центральной части имеются полости («заморыши»), в которых образуются крупные кристаллы.

      Характерная черта строения пегматитов — их грубая, часто гигантозернистая структура. Так, например, в пегматитах Норвегии были обнаружены кристаллы ортоклаза величиной 10X10 кв. м, весом 100 т, а на Урале была целая каменоломня, расположенная в кристалле амазонита. Пластины слюд в пегматитах достигают величины 5—7 м, в пегматитах Волыни был обнаружен кристалл мориона более 2 м. В виде гигантских кристаллов встречаются не только распространенные, но и редкие минералы. В пегматитах США встречались кристаллы берилла длиной 5,5 м, толщиной 1,2 м, весом 18 т (штат Мэн) и кристаллы сподумена длиной 12,8 м, шириной до 2 м, весом около 100 т (штат Южная Дакота).

      Для строения пегматитов также характерны структуры прорастания минералов. Эта структура рассматривается  как результат их одновременной  кристаллизации. В прорастании обычно находятся калиевый полевой шпат и кварц, содержание которых составляет соответственно 74% и 26% . Подобные прорастания кварц иногда образует с мусковитом, гранатом, плагиоклазом.

      В минеральном составе пегматитов обычно присутствует более или менее  значительное количество минералов, содержащих летучие компоненты: лепидолит, мусковит, турмалин, топаз, берилл и др.

      По  особенностям минерального состава  выделяют несколько типов гранитных пегматитов. Наиболее важными являются керамические (и слюдяные), топазо-берилловые и альбит-сподуменовые пегматиты. Первые разрабатываются для извлечения полевых шпатов (сырье для керамической промышлености) и мусковита, из вторых добывают пьезокварц и драгоценные камни, из третьих извлекают руды редких металлов цезия, тантала и др. 

      Этапы и стадии формирования месторождений. 

      Процессы  минералообразования при формировании месторождений по своей длительности сопоставимы с геологической шкалой времени. Они протекают в течение этапов и стадий.

      Этап  охватывает длительный период, когда  происходило накопление руд одного генетического типа, например, магматического, пегматитового, гидротермального и т. д. Многие месторождения формировались в два, три и даже больше этапов.

      Стадии  фиксируют части этапов, в течение  которых происходило накопление минералов определенного состава. Стадия отделяется одна от другой перерывом в минерализации, фиксируемом пересечением разновозрастных жил, брекчированием и цементацией минеральных агрегатов ранних стадий более поздними; контрастным изменением физико-химических параметров процессов минералообразования. Выделяются моно- и полистадийные месторождения.

      Минеральные ассоциации последовательных стадий называют минеральными генерациями. Выделяют парагенетические минеральные ассоциации (или парагенезисы минералов), в которые объединяют совместно залегающие агрегаты минералов, имеющие общее происхождение и отлагавшиеся близко одновременно.

      Руды, образовавшиеся синхронно с вмещающими породами, называют сингенетическими, а возникшие в уже существовавших породах — наложенными (эпи-генетическими). 

      Химизм  процессов изменения  приповерхностных частей сульфидных месторождений. 

      К классу сульфидов принадлежат минералы — сернистые соединения металлов, представляющие особый практический интерес, так как именно они являются главными рудообразующими минералами руд цветных металлов и часто выступают как носители золота.

      Сульфиды  обладают определенными физическими  свойствами, характерными для всех представителей класса. Они обычно образуют плотные сплошные мелко- и  крупнокристаллические массы, могут встречаться в виде прожилков, гнезд или в виде отдельных кристаллов. Как правило, имеют черную или темную черту, металлический блеск, высокую электропроводность. Основная часть сульфидов обладает высокой плотностью (до 8,5 г/см3).

      Большинство сульфидов имеет гидротермальное происхождение. Некоторые могут кристаллизоваться из магмы. Иногда они возникают и в результате экзогенных процессов, например в зоне окисления рудных месторождений, а также осадочным путем. Сульфиды обнаружены в метеоритах и в образцах лунного грунта. Содержание их в земной коре невелико и составляет около 0,15%. Наиболее широко распространены сульфиды железа (пирит — Ре52), меди (халькопирит — СиРе82), свинца (галенит — РЬ8), цинка (сфалерит — 2п5) и некоторые другие.

      В приповерхностных условиях в средах богатых водой и кислородом, например, в зонах просачивания грунтовых вод, большинство сульфидов легко окисляется. Здесь действуют три агента окисления сульфидов — кислород, электрохимические явления и бактерии. Реакции кислородного окисления сульфидов происходят в той части месторождения, которая находится над уровнем кислородной поверхности. Эти явления можно описать следующими схемами, например, для халькопирита:

      СиРе5г + 4О2 -> Си5О4 + Ре5О4; + СиЗО4 -V 2 Си5 + Ре5О4; - Рег(5О4)я -»- гидроксиды Ре8+ + 5О4'.

      Этими схемами можно объяснить процесс  образования халькозина и гидроксидов  железа за счет окисления халькопирита.

      Электрохимические процессы обусловлены тем, что на контактах сульфидов в водной среде возникает эдс, каждая пара зерен превращается в микрогальванический элемент. Электрохимические явления окисления идут по всей рудной массе по стыкам контактирующих зерен разных сульфидов. Мощным фактором окисления руд являются также биохимические явления. Концентрация бактерий в растворе, смачивающем окисляющуюся сульфидную руду, может составлять 10е—Ю9 клеток на 1 мл раствора или 1 г руды. Живая клетка является активным акцептором электронов, причем самые высокие значения эдс на сульфидных микрогальванических элементах (0,6—0,65 В) устанавливаются только при участии бактерий.

      В результате совместного действия трех факторов над первичными рудами формируется  зона — покров окисленных руд. Ее мощность (глубина) бывает разной — в доли и целые метры, а иногда — в  десятки метров, все зависит от местных условий (климата, рельефа, уровня подземных вод, характера трещиноватости руд и окружающих горных пород) и от состава и строения первичных руд. Усредненно в зоне окисления выделяют три под зоны разного минерального состава и сложения (массивные, сетчатые, кавернозные, сажистые и т. п.).

      Зоны  окисленных руд, железные охры, медные выцветы и прочие используют при  поисках первичных руд. Благодаря  яркости, пестроте их окраски они  легко распознаются на местности, а  по набору вторичных минералов можно предсказать состав первичных руд. Но главное — в зонах окисленных руд нередко имеются участки повышенной концентрации металлов. Они приурочены к под зоне вторичного сульфидного обогащения и к низам под зоны окисленных руд, где образуется за счет пере отложения сюда по трещинам вещества из двух верхних под зон и цементации здесь первичных сульфидов вторичными, т. е. новообразованными минералами. Так возникают в подзоне вторичного сульфидного обогащения промышленные руды, например меди. Цинковые и свинцовые руды накапливаются в под зоне окисления. В железной шляпе встречаются промышленные концентрации золота, как остаток золотин, высвободившихся из сульфидов при их разложении. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

      Список  используемой литературы.