Геология полезных ископаемых

Главная > Естественные науки > Науки о Земле > Науки о геосфере > Полезные ископаемые
Карта минеральных ресурсов мира

Геология полезных ископаемых - раздел геологии, изучающий условия возникновения месторождений полезных ископаемых в недрах Земли, их строение и состав. [Т.е., занимается месторождениями, а не минералами, как минералогия.]

Изложу свой дилетантский взгляд на предмет (И.Г.).

Геология полезных ископаемых - это не только прикладная дисциплина, научно обеспечивающая разведку месторождений и добычу полезных ископаемых. Она также изучает происхождение и особенности этих месторождений. Минералогия - близкая наука, но она описывает и исследует происхождение только твёрдых минералов, которые, к тому же, могут и не быть промышленно значимыми. То есть, геология полезных ископаемых шире минералогии, включает минералогию в свой состав, используя ее сведения о происхождении и особенностях твёрдых минералов. В то же время, минералогия шире геологии полезных ископаемых, так как изучает и "не полезные" ископаемые.

По генезису полезные ископаемые могут быть геологического [магматического], биологического [осадочного], и космического [метеоритного] происхождения. А по источнику или виду накопления - магматическими или осадочными. Хотя, по моему глубокому убеждению, которое все более укрепляется при изучении минералогии и палеонтологии, подавляющее большинство полезных ископаемых - органического происхождения. В том числе, большинство привнесённого метеоритного вещества: ведь самый частый тип падающих космических тел - углистые хондриты, а они наверняка осадочного внеземного происхождения. Если бы тела из астероидного пояса были раздробленными планетезималями, то они не делились бы на типы и имели бы равномерно распределённый состав своего вещества. А астероиды представляют собой именно обломки из различных геосфер: литосферы (каменные), мантии (железо-каменные), ядра (железные).

По форме и назначению полезные ископаемые могут быть:

  1. твёрдыми:
    1. чёрные (железо), цветные (в том числе благородные - как золото) и радиоактивные металлы - рудные;
    2. драгоценные, полудрагоценные и поделочные камни;
    3. минералы строительного назначения;
    4. минералы топливного назначения (уголь, бокситы, горючие сланцы) - твёрдые углеводороды;
  2. жидкими (нефть, подземные воды)
  3. и газообразными (природный газ).

В энергетической области добывающей промышленности используется углеводородное сырьё твёрдого, жидкого и газообразного вида, а также радиоактивное сырьё.

Разделы страницы о подземных богатствах:

Процессами извлечения (добычи) из недр Земли полезных ископаемых занимается комплекс отраслей науки и техники под названием горное дело Поэтому все сведения по поиску и добыче (разработке) полезных ископаемых будут размещаться в разделе добывающей промышленности.

Также смотрите авторскую статью "О связи биологических, геологических и галактических циклов" (Гаршин И.К.), где показана периодичность металлогенеза, связанная с формированием мономатериков.


Минералогенические и металлогенические эпохи

Металлогенические эпохи (М. э.) - эпохи формирования рудных месторождений, отвечающие основным этапам геологического развития земной коры. (В. И. Смирнов):

  1. Архейская М. э. выделялась по глубоко метаморфизированным месторождениям железистых кварцитов и сравнительно ограниченным по распространению керамическим пегматитам.
  2. Раннепротерозойская М. э. отличалась широким распространением метаморфогенных руд (джеспилиты, итабириты), ураносодержащих золотоносных конгломератов, медистых песчаников, магматических месторождений хрома, титана, меди, никеля.
  3. Среднепротерозойской М. э. также были свойственны метаморфогенные месторождения железа и металлоносных конгломератов; кроме того, в это время формировались древнейшие колчеданные медные, свинцово-цинковые и гидротермальные урановые месторождения.
  4. Раннерифейская М. э. характеризовалась формированием метаморфогенных месторождений железа, марганца, а также магматических месторождений сульфидных медно-никелевых руд и редкометальных пегматитов.
  5. Позднерифейская М. э. отличалась массовым развитием месторождений медистым песчаников, проявлением гидротермальных месторождений золота, меди, олова и вольфрама.
  6. Каледонская М. э. характеризовалась преобладанием месторождений, связанных с базальтоидной магмой и представленных магматическими месторождениями железа, титана, хрома, платиноидов; известны также гидротермальные месторождения золота.
  7. Герцинская М. э. отличалась разнообразными полезными ископаемыми; среди них — магматические месторождения железа, титана, хрома, платиноидов; скарновые месторождения железа и меди; колчеданные месторождения меди, свинца и цинка; пегматитовые и грейзеновые месторождения вольфрама, олова, лития, бериллия; гидротермальные месторождения меди, свинца, цинка, молибдена, золота, урана.
  8. Альпийская М. э. выделялась по развитию разнообразных плутогенных и вулканогенных гидротермальных месторождений меди, цинка, свинца, золота, вольфрама, олова, молибдена и особенно сурьмы и ртути.

Периоды орудения их состав и связь с другими геологическими этапами

Эпоха металлогеническая (Э. м.) — отрезок геологического времени с развитием процессов оруденения, отвечающий тектоно-магматическому циклу (орогенической эпохе). Понятие об Э. м. введено Делоне (de Launay, 1911, 1913), определившим Э. м. как “период повышенной металлогенической интенсивности”. Позднее Линдгрен (Lindgren, 1919) называл металлогеническими, или минерагеническими, эпохами промежутки времени, благоприятные для отложения определенного полезного ископаемого; они весьма различны по длительности и геологическому содержанию, соответствуя то орогеническим эпохам (герцинской и т. п.), то геологическим эрам или периодам (палеозойская, юрская, меловая Э. м. и т.п.), а иногда и более коротким интервалам времени. [Просто, чем глубже в прошлое, тем меньше мы видим детали, зато видим больше закономерностей.]

Советский геолог Обручев (1926) описал металлогенические эпохи Сибири, которые соответствуют орогеническим эрам (циклам развития, по Обручеву) этого региона и носят те же названия — архейская, эозойская, каледонская, герцинская. В каждую из последних образовывались разл. полезные ископаемые, проявившиеся с наибольшей интенсивностью в определенных металлогенических провинциях.

Ряд исследователей, занимавшихся отдельными полезными ископаемыми, выделяет для последних характерные Э. м.

Так, для м-ний марганца на территории СССР Бетехтин (1946) выделил 7 металлогенических эпох (и провинций): докембрийскую, кембрийскую, девонскую, нижнекаменноугольную, верхнеюрскую, палеогеновую и современную. Страхов (1947) выделяет 16 отдельных эпох образования гипергенных железорудных м-ний. Для многих др. полезных ископаемых осадочного генезиса позднее также были выделены различные эпохи (Сапожников, 1961). При этом за время одной эпохи на ограниченной территории могли формироваться м-ния нескольких, а иногда и целого комплекса полезных ископаемых.

В трудах Билибина словосочетание Э. м. употребляется довольно редко и скорее как термин свободного пользования. Тюрнор (Тиrnеаrе, 1955), как и Линдгрен, называет Э. м. такие периоды истории Земли, которые “выступают как периоды резко выраженной металлизации ... Каждая эпоха охватывает большие интервалы времени, не определяющиеся четко”. В работах Твалчрелидзе (1958), В. И. Смирнова (1959, 1963), Магакьяна (1959), Татаринова (1963) и др. Э. м. соответствует орогенической эре или тектоно-магматическому циклу. Т. о., понятие об Э. м. толкуется довольно разноречиво, прежде всего в отношении порядка длительности Э. м. и соотношения этого термина с другими, определяющими интервалы времени металлогенического развития. Наиболее рациональной является, по-видимому, точка зрения большинства авторов работ по эндогенной металлогении складчатых областей, у которых Э. м. отвечает тектоно-магматическому циклу, или орогенической фазе (по Штилле).

Э. м. подразделяется на этапы (стадии). Хотя для экзогенных м-ний под назв. Э. м. в литературе часто фигурируют гораздо более кратковременные эпизоды, целесообразно и в этом случае сохранить термин Э. м. для крупных промежутков времени, соответствующих геотектоническому циклу. Применение его к более коротким периодам, характеризующимся широким распространением рудоносных формаций или даже пачек слоев определенного возраста, нежелательно. По Орловой, такие периоды сопоставимы со стадиями основного осадочного ритма по Страхову (1949) или временем отложения однородных осадков, подчиненных в свою очередь тому или иному этапу металлогенической эпохи.

В работах по металлогении платформ рассматриваются очень крупные подразделения времени их металлогенического развития. Так, этапы (стадии) развития платформ, выделяемые Старицким (1965), мало связаны с тектоно-магм. циклами складчатых обл. и значительно длительней их [этапы трансформации моноконтинентов?]. В ожидании дальнейшей разработки этого вопроса целесообразно и применительно к платформам термин Э. м. употреблять лишь для интервалов геол. времени, сопоставимых с геотект. (тектоно-магм.) циклами складчатых обл. В пределах металлогенических провинций определенных типов Э. м. обычно характеризуется более резким проявлением соответствующего типа минерализации. (И. А. Неженский, В. А. Унксов)

Примерная характеристика основных минерагенических эпох

Эпоха металлогеническая (рудная, рудообразования) – отрезок геологического времени с развитием процессов оруденения, отвечающих геологическому (тектоническому, тектоно-магматическому, тектоно-седимеитационному) циклу и формированию серии рудных формаций. В.И. Смирнов (1982) выделяет 11 металлогенических эпох, отвечающих основным этапам развития земной коры. Металлогенические эпохи подразделяются на стадии, отвечающие стадиям развития земной коры.

Характеристика основных минерагенических эпох дается на примере Восточно-Европейского кратона, Урала и Алдано-Станового щита Сибирской платформы.

Восточно-Европейский кратон

В истори геологического развития Восточно-Европейской металлогенической провинции (ВЕМП) выделяют

  1. позднеархейскую (3200-2500 млн. лет) [700 мегалет - чуть меньше 1-го суперконтинентального цикла ~ распад Ваальбары],
  2. раннепротерозойскую (2500-1650 млн. лет) [850 мегалет - тоже, примерно, 1 цикл Вильсона ~ максимальная сборка Кенорленда и распад Нуны - может, здесь 2 Э.м.?],
  3. позднепротерозойскую (1650-600 млн. лет) [1050 мегалет - немногим больше 1 геодинамического цикла ~ от распада Нуны до распада Родинии]
  4. и фанерозойскую (600-0 млн. лет) металлогенические эпохи [очередной этап пересборки сверхматерика продолжается (в основном, это последовательная дефрагментация Гондваны и включение фрагментов в Евразию - самый боьшой осколок Лавразии)].

В позднеархейскую (лопийскую) МЭ в пределах Карельской и Кольской металлогенических субпровинций были сформированы месторождения Fe, пирита, Au, Mo, Cu, Ni, локализованные в архейских зеленокаменных поясах и их непосредственном обрамлении.

Раннепротерозойская МЭ подразделяется на 3 этапа.

  1. В ранний этап (2,5-2,4 млрд. лет) по периферии Беломорского блока были заложены сумийско-сариолийские приразломные прогибы, развитие которых сопровождалось внедрением расслоеных интрузий основного-ультраосновного состава, вмещающих месторождения Cu-Ni, хромовых руд и благородных металлов (платиноидов).
  2. В ятулийский этап (2,4-1,9 млрд. лет) в вулканогенных и терригенных отложениях происходило формирование сингенетических месторождений Cu и Au.
  3. В свекофенский этап (1,9-1,75 млрд. лет) в Беломорском блоке формируются месторождения мусковитовых и керамических пегматитов. К этой же МЭ относятся и все промышленные медно-никелевые железорудные месторождения Воронежской металлогенической провинции.

Позднепротерозойская МЭ наименее продуктивна в пределах ВЕМП. С этим периодом связано формирование мелких скарновых месторождений флюорит-бериллий-оловорудной формациии, урановое месторождение Карху в Приладожье.

Фанерзойская МЭ характеризуется преобладанием платформенных условий и формированием осадочного чехла ВЕП. Этапы V2-€ и О-D бедны полезными ископаемыми: в это время была сформирована уран-фосфорная Ладожско-Балтийская зона. Пик минерагенной активности в пределах ВЕМП приходится на D-C1 этап. С ним связаны месторождения области ТМА Кольского полуострова (Fe, Al, редкие земли, Nb, Ta, апатит, флогопит, вермикулит), алмазы Зимнего берега, месторождения бокситов Тихвинского и Подмосковного районов, каменная соль Подмосковного района. В конце палеозоя формируются месторождения каменной и калийной солей в Калининградской области, Предуралье и северном фланге Прикаспийской впадины. Киммерийский и альпийский этапы отличаются разнообразной минерагенией. Это янтарь Прибалтики, фосфориты Вятско-Камского бассейна и Центральных районов, Ti-Zn россыпи, самородная сера Приволжского сероносного района.

Урал

В истории Урала выделяется 7 минерагенических эпох:

  1. беломорская (AR),
  2. карельская (PR1),
  3. бурзянская (R1),
  4. байкальская (R2-V2),
  5. каледонско-герцинская (€3-T1),
  6. мезозойско-кайнозойская (T2-N1)
  7. и новейшая (N2-Q).

Каждая из эпох характеризуется проявлением оригинального ряда геодинамических режимов и обстановок, и формированием индивидуального комплекса месторождений полезных ископаемых (МПИ).

1. Беломорская эпоха – это период формирования в Тараташском тектоническом блоке метаморфогенных месторождений железистых кварцитов, граната и кианита.

2. В карельскую эпоху в пределах Сысертско-Ильменогорской структурно-металлогенической зоны (СМЗ) были сформированы ме-таморфогенные месторождения кианита, графита, кварцевого сырья, а также, по мнению некоторых исследователей, антофиллит-асбеста и талька.

3. Бурзянская эпоха отвечает одноименному времени господства платформенного режима и локального проявления внутриконтинентального рифтогенеза; это время формирования мощных сидеритовых толщ, стратиформных залежей барита со свинцом и цинком, флюорита и гематита. Бурзянская эпоха характеризуется накоплением в пределах Башкирской СМЗ мощных толщ магнезитов, небольших залежей сидеритов и мелких месторождений жильного кварца.

4? Позднерифейско-вендская эпоха – это время формирования в Полярно-Уральской части (Вайгач-Пайхойская СМЗ) стратиформных флюоритовых со свинцом и цинком месторождений; с вулканитами этой эпохи связаны месторождения барит-полиметаллического колчеданного (с золотом) оруденения, молибден-меднопорфировые и медно-цинково-колчеданные с Au и Ag месторождения; с проявлением рифтогенеза связаны хромитовые месторождения Сарановского мафит-ультрамафитового комплекса на Среднем Урале.

Минерагения стадии проявления субдукционного режима (O3-D3) определяется формированием в O3-S месторождений золота в апоуль-трамафитовых лиственитах и месторождений Cu и Zn в связи с базальт-риолитовой формацией. С девонскими вулканитами последовательно- и контрастно-дифференцированных и недифференцированной базальтоидных формаций связаны медно-цинковые колчеданные, медно-колчеданные, колчеданно-полиметаллические месторождения.

Золоторудные месторождения золото-сульфидно-кварцевожильной формации связаны с проявлением девонского интрузивного магматизма. Поздний девон – средний карбон – период широкого проявления режима активных континентальных окраин [как сейчас в огенном поясе?] и сопутствующего ему интрузивного магматизма, с которым связаны месторождения Fe, Cu, Cu-Mo, Au и др. видов.

С коллизионной стадией развития Урала и внедрением интрузий гранитов пространственно и генетически связаны месторождения Be и изумрудов в редкометальных пегматитах и апоультрамафитовых герйзенах, альбит-колумбит-танталитовые и редкоземельное оруденение в пегматитах и альбитовых метасоматитах, W-Mo-месторождения, шеелитовые и золоторудные месторождения, многочисленные месторождения цветных камней (аквамарин, топаз, турмалин и т.д.)

5. Каледонско-герцинская металлогеническая эпоха – по полноте и многообраию проявления процессов рудообразования главная для Урала: с ней связано до 90% всех известных на Урале месторождений. В пределах Западной СМЗ с пассивно-окраинными комплексами О-С2 формировались стратиформные месторождения Pb-Zn-Cu, барита, флюорита, Fe, Mn, бокситов, фосфоритов и крупные месторождения углей Кизеловского бассейна. В позднем карбоне - ранней перми на Западном Урале образовались мелкие месторождения фосфоритов остаточных кор выветривания (Западно-Башкирская СМЗ) и место-рождения гипса и ангидрита. В Восточной СМЗ выделяют структурно-вещественные комплексы (СВК), сформировавшиеся в областях господства последовательно проявленных геодинамических режимов. При этом каждый из СВК характеризуется индивидуальной минерагенической специализацией. Отложения рифтогенного комплекса (€3-O1) не вмещают значимых концентраций полезных ископаемых.

С СВК океанического рифтогенеза (O2) связаны локализованные в ультрамафитах дунит-гарцбургитовой формации месторождения хромитов, хризотил-асбеста, талька. С вулканитами спилит-диабазовой офрмации ассоциируют мелкие месторождения меди.

6. Мезозойско-кайнозойская металлогеническая эпоха отвечает времени постколлизионного платформенного развития. Доплитный комплекс, объединяющий отложения среднего и позднего триаса и средней юры, отмечается в тектонических депрессиях и грабен-синклиналях и вмещает крупные запасы энергетических углей и месторождения железистых бокситов. Плитный комплекс (J-P2) вмещает остаточные и переотложенные коры выветривания по породам дунит-гарцбургитовой формации с месторождениями гипергенного Ni и Со, вермикулита, магнезита, хризопраза и др., инфильтрационные бурожелезняковые, бокситовые (оолитовые, карбонатно-марганцевые месторождения.

Наконец, важнейшими рудными объектами являются многочисленные россыпные месторождения (элювиально-делювиальные, аллювиальные и др.) Au, Pt и др.

Алдано-Становой щит

В пределах Алдано-Станового щита известны месторождения, возникшие в течение 4-х МЭ.

  1. С наиболее ранней (архейской) МЭ связаны месторождения железа и флогопита, локализованные в федоровской и сутамской металлогенических сериях позднего архея.
  2. Раннепротерозойская МЭ – время формирования железистых кварцитов борсалинской серии, вмещающих месторождения железа, и месторождений титана, локалиованных в габбро-анортозитовых массивах, маркирующих тектоническую границу Алданского и Станового геоблоков. Кроме того, во временных рамках данной МЭ сформированы месторождения редких металлов в генетической связи с гранитами станового комплекса.
  3. В позднепротерозойско-раннепалеозойскую МЭ были сформированы месторождения редких металлов и платины, локализованные в интрузиях щелочных-ультраосновных пород, и месторождения редких металлов в субщелочных гранитоидах с проявлением щелочного метасоматоза.
  4. В течение мезозойской эпохи возникли золоторудные месторождения и локализованные в щелочных гранитах и сиенитах промышленные скопления цветных камней (хромдиопсид, чароит, горный хрусталь).

(В. С. Полянин)

Геология горючих полезных ископаемых

Происхождение угля, нефти, газа, которые в дальнейшем перерабатываются в энергетической и нефтехимической промышленности.

Геология твёрдых углеводородов (угля, торфа, бокситов, сланцев)

Геология жидких и газообразных углеводородов (нефти, газа, конденсата)

5 апреля 2002 года правительство утвердило постановлением N210 список стратегических видов полезных ископаемых, сведения о которых составляют государственную тайну. Согласно постановлению, государственную тайну составляют сведения о балансовых запасах в недрах нефти, растворенного в нефти газа, никеля и кобальта. Также секретными объявлены сведения о балансовых запасах в недрах, добыче и объемах производства в натуральном выражении тантала, ниобия, бериллия, лития, редких земель иттриевой группы, а также сведения о балансовых запасах в недрах и добыче особо чистого кварцевого сырья. ( http://nature.web.ru/db/msg.html?mid=1183594&s=121103000 )

Происхождение драгоценных и полудрагоценных камней

Происхождение месторождений алмазов

Происхождение рудных месторождений

Зональность рудных месторождений

Основы современных представлений о зональности оруденения – закономерном упорядочении расположения рудных элементов в месторождениях полезных ископаемых – были заложены в 20–30–е годы XX в. работами Дж. Сперра и В. Эммонса. [А кто-нибудь занимался закономерностями в расположении самих месторождений?]

Вся последующая почти полувековая история развития «теории зональности» – это последовательное перемещение центра тяжести в исследованиях от эмпирического обобщения фактов к развитию генетических представлений о природе зональности. Критика представлений Дж. Сперра и батолитовой температурной концепции В. Эммонса сосредоточилась главным образом на проблемах генезиса. В итоге такие генетические вопросы, как природа растворов, связь их с магматизмом, роль фактора времени, значение пульсаций гидротерм для процессов формирования месторождений, влияние вмещающих пород на осаждение металлов, стали главными, определившими основное направление в развитии представлений о зональности. Случаи отклонений зональности месторождений от намеченной В. Эммонсоном схемы позволили А.М. Бетману прийти к заключению о том, что «существует, однако, так много случаев обратной (не соответствующей Эммонсу) зональности, которым нельзя найти подходящего объяснения, что возникает сомнение, является ли зональное расположение чем-то большим, чем идеальное предположение».

Развитие генетических исследований в 40–60-х годах направило дискуссию о зональности в русло выявления различных факторов, влияющих на распределение минерализации в пространстве. С.С. Смирнов в качестве важнейшего фактора, определяющего зональность, помимо различной «специализации» интрузий, указал на значение фактора времени и пульсационный характер минералообразования.

В работах Ф.И. Вольфсона, А.В. Королева, В.А. Невского и других исследователей предприняты попытки объяснения развития прямой или обратной, центробежной или центростремительной зональности приоткрыванием трещин снизу вверх, от центра к периферии или в противоположном направлении. Р .Т. и В.И. Уолкеры попытались учесть при построении схем зональности одновременное проявление двух факторов: дифференциации рудных элементов в пространстве и во времени. В итоге они привели два ряда зональности – пространственный и временной: с последовательностью минералов рудных элементов 1) Fe, Sn, W → Fe, Cu, Mo → Fe, Pb, Zn → Pb, Au, As → Fe (карбонаты) и 2) Fe → Cu → Zn → Pb → AgAu, соответственно.

Геология цветных, благородных и редких металлов

По физическим свойствам и назначению цветные металлы условно можно разделить на

  1. тяжёлые (медь, свинец, цинк, олово, никель);
  2. лёгкие (алюминий, титан, магний);
  3. малые (висмут, кадмий, сурьма, ртуть);
  4. легирующие (вольфрам, молибден, ванадий);
  5. драгоценные (золото, серебро, платина);
  6. редкие (галлий, германий, индий, цирконий).

Происхождение цветных металлов и полиметаллических руд

Раздел об особенностях ртутного и полиметального оруденения...

Месторождения полиметаллических руд и россыпей

В настоящее время мировая экономика ощущает нехватку многих металлов, которые активно используются в промышленности, прежде всего в электронике. Обстановку на рынке некоторых металлов, особенно редкоземельных, сегодня нельзя назвать спокойной: они уже не единожды использовались в качестве инструмента торговых войн.

В то же время на дне океана находятся гигантские запасы ценных ресурсов, например в месторождении Solwara среднее содержание меди по отношению к породе составляет 7,2%, в то время, как в лучших сухопутных месторождениях оно колеблется в пределах 0,3-5%. [Поэтому планируется роботизированная добыча металлов из океанического шельфа.]

Сначала подводная добыча будет вестись в Тихоокеанском регионе, там же будут продаваться добытые металлы. В настоящее время Nautilus Minerals планирует продолжить поиск дополнительных коммерчески эффективных месторождений меди, золота, цинка, серебра, никеля, кобальта и марганца в районе Фиджи, Тонга, Соломоновых Островов, Вануату и в западной части Тихого океана. Также богатые месторождения есть и в других регионах мирового океана, например на северо-востоке Тихого океана у берегов Канады.

Происхождение и зональность редкоземельных металлов

Редкоземе́льные элеме́нты (аббр. РЗЭ, TR, REE, REM) — группа из 18 элементов, включающая скандий, иттрий, лантан и лантаноиды (церий, празеодим, неодим, прометий, самарий, европий, гадолиний, тербий, диспрозий, гольмий, эрбий, тулий, иттербий, лютеций). Редкоземельные элементы проявляют между собой большое сходство химических и некоторых физических свойств, что объясняется почти одинаковым строением наружных электронных уровней их атомов. Все они металлы серебристо-белого цвета, при том все имеют сходные химические свойства (наиболее характерна степень окисления +3). Редкоземельные элементы — металлы, их получают восстановлением соответствующих оксидов, фторидов, электролизом безводных солей и другими методами.

Редкоземельные элементы одними из последних кристаллизовались из первичного расплавленного состояния материи Вселенной. Они обладают уникальными свойствами, что влияет на их участие в геологических процессах. Эти элементы являются мощным геохимическим инструментом для понимания процессов планетарной дифференциации, вулканических петрогенетических (горнообразующих) процессов в глубинных или первых существовавших породах, которые мы уже не сможем увидеть. Распределение несовместимых элементов в породе создает некую капсулу времени геологических процессов, происходивших на ранних и современных стадиях развития Солнечной системы. Это окно (несмотря на то, что многое скрыто) показывает, как сейчас развиваются горные породы и минералы, как они распределялись на протопланетах и их ранней среде.

До начала 1990-х годов основным производителем были США (месторождение Маунтин-Пасс). В 1986 году в мире произвели 36500 тонн оксидов редкоземельных металлов. Из них в США 17 000 тонн, СССР 8 500 тонн, Китай 6 000 тонн. В 1990-х годах в Китае происходит модернизация отрасли с участием государства. С середины 1990-х годов КНР становится крупнейшим производителем. В 2007—2008 годах в мире добывалось по 124 тыс. тонн редкоземельных элементов в год. Лидировал Китай, добывая до 120 тыс. тонн на месторождении Баян-Обо (Внутренняя Монголия), принадлежащем государственной компании Inner Mongolia Baotou Steel Rare-Earth. В Индии 2 700 тонн, Бразилии 650 тонн. В 2010-х годах Китай проводит политику ограничения добычи и экспорта редкоземельных металлов, что стимулировало рост цен и активизацию добычи в других странах. Возможно, КНР ограничило добычу раньше, т.к., на конец 2008 года данные по запасам следующие: Китай 89 млн тонн, СНГ 21 млн тонн, США 14 млн тонн, Австралия (5,8 млн тонн), Индия 1,3 млн тонн, Бразилия 84 тыс. тонн. В 2011 году японская группа обнаружила залежи редкоземельных руд на дне Тихого океана, проверив образцы грунта из 80 мест с глубин от 3,5 до 6 км. По некоторым оценкам, эти залежи могут содержать до 80-100 млрд тонн редкоземельных материалов. Концентрация элементов в руде оценивалась на уровне до 1-2,2 частей на тысячу для иттрия и до 0,2 — 0,4 частей на тысячу для тяжёлых РЗЭ; лучшие подземные месторождения имеют на порядок более высокую концентрацию.

Металлогения черных металлов

Чёрные металлы — железо и его сплавы (стали, ферросплавы, чугуны), в отличие от остальных металлов, называемых цветными. Чёрные металлы составляют более 90% объёма в металлургии, из них основную часть составляют стали.

Минерагения железа, хрома и хризотил-асбеста

Полянин В. С. в своей книге "Минерагения" в разделе "Специальная минерагения" рассматривает происхождение чёрных и цветных металлов на примере железа, хрома и хризотил-асбеста.

Минерагения железа

На территории бывшего СССР выделяется 9 основных эпох формирования железорудных месторождений:

  1. архейско-раннепротерозойская;
  2. позднепротерозойская;
  3. раннепалеозойская (€-O);
  4. среднепалеозойская (S-D1);
  5. позднепалеозойская (D2-P1);
  6. позднепермско-триасовая (P2-T);
  7. юрско-меловая (J-K1);
  8. позднемеловая – палеогеновая (K2-P);
  9. неоген-четвертичная (N-Q).

Первые две МЭ [докембрийские] характеризуются наибольшей интенсивностью железонакопления почти исключительно осадочного характера при слабом проявлении магматогенных месторождений. Запасы только богатых руд оцениваются тысячами миллиардов тонн. Месторождения железистых кварцитов известны в пределах Криворожского железорудного бассейна (наиболее крупные), в пределах Украинского и Балтийского щитов. Скарновые месторождени железа этого возраста с запасами более 1 млрд. тонн известны на Алданском щите.

Позднепротерозойская МЭ относится к числу важнейших железорудных эпох, хотя и значительно уступает раннедокембрийским по запасам месторождений. Это месторождения осадочных гематитовых и сидеритовых руд, образовавшихся в структурах типа пассивных окраин. Это рифейские месторождения Западной мегазоны Уральско-го складчатого сооружения (1 млрд. т), Ангаро-Питского железоруд-ного бассейна на Енисейском кряже (до 5 млрд. т), Джетымский бассейн в Центральном Тянь-Шане (до 15 млрд. т).

Раннепалеозойская МЭ является малопродуктивной по железу.

Среднепалеозойская МЭ отличается значительными магматогенными концентрациями магнетита скарнового типа в Алтае-Саянской и Уральской складчатых областях. С этим же возрастным интервалом связаны апатит-магнетитовые и перовскит-магнетитовые месторождения в связи с комплексом уль-траосновных-щелочных пород на Балтийском щите, а также крупные титаномагнетитовые месторождения Урала (в породах габбро-пироксенитовой формации).

Средне-позднепалеозойская эпоха – это период мощного магма-тогенного железооруденения. К ней относятся крупнейшие скарновые месторождения Среднего и Южного Урала и Центрального Казахста-на. В этот период характеризуется значительным оживлением желе-зонакопление как в подвижных поясах неогея, так и на платформах. Однако и качественно, и количественно оно начительно уступает магматогенному. Осадочные месторождения гематитовых руд извест-ны на Горном Алтае, Центральном Казахстане, оолитовых руд на За-падном Урале.

Позднепермско-триасовая МЭ – период формирования в пределах Тунгусской синеклизы Сибирской платформы интрузий трапповой формации, с воздействием гидротерм которой связано большое коли-чество магнетитовых месторождений.

Юрско-раннемеловая эпоха выделяется значительным осадочным железонакоплением преимущественно в континентальных условиях. Озерные месторождения легированных бобово-конгломератовых руд формировались на Среднем и Южном Урале.

Позднемеловая-палеогеновая МЭ относится к числу крупнейших железорудных эпох. В эту эпоху железонакопление проявилось в пре-делах эпигерцинских платформ и впадин Западной Сибири. Это оолитовые железо-фосфористые руды морского происхождения Западной Сибири и Хоперское месторождение железо-фосфористых руд на Рус-ской платформе.

Неоген-четвертичная МЭ. В плиоцене обраовался крупный Керченско-Таманский железорудный бассейн с оолитовыми рудами прибрежно-морского происхождения.

Минерагения хризотил-асбеста

Хризотил асбест (3МgО·2SiO2·2H2O) - гидросиликат магния, по химическому составу близкий хорошо известному всем минералу тальку (3МgО·4SiO2·H20).

По подсчетам Р.В. Колбанцева [Артемов, 1975 г.] 1) с докембрийскими ультрамафитами связано 4% мировых запасов хризотил-асбеста, 2) с раннепалеозойскими – 40,4%, 3) со среднепалеозойскими – 53,3%, 4) с мезозойскими – 2,3%. О.З. Алиева [1984 г.] считает, что преимущественная концентрация запасов хризотил-асбеста в палеозойских ультрамафитах определяется оптимальной для асбестообразования нарушенностью офиолитов этого возраста. Незначительная асбестононосность докембрийских и мезозойских ультрабазитов связана, по ее мнению, в первом случае – с излишне интенсивной, а во втором – с недостаточной для асбестообразования нарушенностью соответствующих комплексов. Месторождения нормального хризотил-асбеста баженовского типа известны в альпинотипных ультрамафитах, входящих в состав всех, за исключением позднекайнозойского, возрастных уровней.

Наиболее асбестоносными среди офиолитов являются раннепалеозойские: суммарный минерагенический потенциал сконцентрированного в них волокна хризотил-асбеста составляет 297 млн. т. Далее (по мере убывания величины минерагенического потенциала) следуют офиолиты венда - раннего кембрия (50 млн. т), рифея (40 млн. т), позднего мезозоя - раннего кайнозоя (14-15 млн. т), позднего палеозоя - раннего мезозоя (12 млн. т) и, наконец, среднего палеозоя (10 млн. т). Таким образом, волнообразный глобальный тренд, характеризующий изменение минерагенического потенциала хризотил-асбеста в офиолитах во времени, имеет один резко выраженный максимум, отвечающий офиолитам раннего палеозоя. Региональные тренды изменения величины минерагенического потенциала хризотил-асбеста в офиолитах Урало-Азиатского, Атлантического и Среди-земноморского подвижных поясов также определенно фиксирует раннепалеозойский пик в качестве основного. Лишь в офиолитах Тихоокеанского пояса наиболее асбестоносными среди других являются офиолиты позднего палеозоя - раннего мезозоя.

Глобальный тренд изменения величины удельной продуктивности (хризотил-асбестоносности) офиолитов имеет направленный характер: офиолиты образуют ряд, в котором в целом наблюдается последовательное уменьшение ее величины по мере омоложения офиолитов: 1) лидирующее положение занимают офиолиты рифея (40 тыс. т/кв. км), 2) сравнимыми (14,3-15,4 тыс. т/кв. км) величинами этого показателя обладают офиолиты венда - раннего кембрия и раннего па-леозоя, 3) наиболее низкими (0,09 тыс. т/кв. км) – офиолиты позднего мезозоя - раннего кайнозоя. Региональные тренды изменения удельной хризотил-асбестоносности офиолитов в целом демонстрируют ту же (убывание от более древних офиолитов к более молодым) тенденцию.

Изменение качественных характеристик асбестовых руд (общее содержание в рудах волокна класса +0,5 мм и относительное – текстильных его сортов) в офиолитах также носит направленный характер. Ультрамафиты рифея и венда - раннего кембрия вмещают средние, реже - крупные месторождения хризотил-асбеста, залежи которых сложены рядовыми (обычно с повышенными и, редко, - высокими содержаниями текстильных сортов волокна) и богатыми (с высокими и уникальными содержаниями длинноволокнистого хризотил-асбеста) рудами. Для ультрамафитов раннего палеозоя, вмещающих около 70% мировых запасов хризотил-асбеста, характерны крупные месторождения низко-, среднесортных рядовых, реже, богатых руд. С офиолитами среднего палеозоя и позднего палеозоя - раннего мезозоя связаны средние и мелкие по размерам месторождения. Некоторые из них (Кассиар в Канадских Кордильерах) характеризуются высокими общими содержаниями волокна текстильных сортов в рудах.

Мезозойские-раннекайнозойские ультрамафиты являются наименее продуктивными по сравнению с более древними. Они вмещают мелкие, редко средние, по размерам месторождения рядовых низко-сортных руд. Особенностью мезозойских месторождений является также более широкое, по сравнению с допалеозойскими и палеозойскими, развитие в них динамометаморфизованных продольноволокнистых руд хризотил-асбеста. Таким образом, изменение одной из важнейших для месторождений хризотил-асбеста качественных характеристик (относительное содержание в рудах текстильных сортов волокна) в разновозрастных офиолитах носит закономерный характер: 1) наиболее богатые длинноволокнистым хризотил-асбестом руды локализованы в офиолитах рифея, 2) руды с повышенными его содержаниями – в офиолитах венда - раннего кембрия, 3) с рядовыми (редко – повы-шенными) – в офиолитах раннего палеозоя, позднего палеозоя - раннего мезозоя, 4) низкосортные свойственны офиолитам позднего мезозоя - раннего кайнозоя.

Таким образом, глобальный тренд временной эволюции процессов промышленного асбестогенеза (асбестообразования) в офиолитовых ультрамафитах выражается в постепенном последовательном уменьшении в более молодых офиолитах по сравнению с древними интенсивности их проявления, о чем свидетельствует убывание величин удельной асбестоносности офиолитов во времени, и в общем ухудше-нии качественных характеристик (содержание и длина волокна) асбестовых руд. По своей направленности глобальный тренд в целом совпадает с региональными, свойственными Урало-Азиатскому, Среди-земноморскому и Тихоокеанскому подвижным поясам.

Минерагения хрома

Хромиты. Т.А. Смирнова, В.И. Сегалович, Ю.В. Смирнов и др. (Поиски…, 1987 г.), отмечая, что 1) каледонские и герцинские ультрабазиты содержат многочисленные, в том числе значительные, месторождения и проявления на Урале, в Казахстане, Алтае-Саянской области, Аппалачах и других районах; 2) мезозойские и кайнозойские – многочисленные месторождения и проявления хромитов в Карибско-Альпийско-Гималайском (Куба, Греция, Кипр, Албания, Югославия, Болгария, Турция, Иран, Пакистан и др.), Циркурум-Тихоокеанском (Анадырско-Корякская область в России, Япония, Филиппины, Новая Гвинея) поясах, в том числе, в молодых островных дугах Тихого океана (Индонезия), полагают, что имеющиеся данные не дают оснований судить о различии хромитоносности ультрабазитов фанерозоя, а более низкую (? – В.П.) хромитоносность древних ультрабазитов по сравнению с молодыми объясняют пострудным метаморфизмом.

В то же время Н.В. Павлов и И.И. Григорьев (1974 г.) отмечают повышенную хромитоносность более древних по сравнению с молодыми. Наиболее продуктивной по данным автора на хромиты является раннепалеозойская эпоха офиолитогенеза: минерагенический потенциал сконцентрированных в раннепалеозойских офиолитах хромитовых руд оценивается по разным данным в 1273-1721 млн. т. Меньшая хромитоносность (145-329 млн. т) отличает офиолиты мезозоя.

Позднепротерозойские офиолиты обладают минерагеническим потенциалом, не превышающим 10-20 млн. т хромитовых руд, венд - раннекембрийские – 8,6-14,3 млн. т. Минерагенический потенциал позднекайнозойских офиолитов не оценен. Глобальный тренд изменения величины минерагенического потенциала хромитовых руд во времени имеет, таким образом, волнообразный вид с двумя максимумами, отвечающими раннепалеозойской и мезозойской эпохам офиолитогенеза и хромонакопления.

Региональный тренд изменения минерагенических характеристик хромитов Урало-Азиатского пояса полностью (в целом и деталях) повторяет глобальный. В то же время для Средиземноморского и Тихоокеанского поясов установлено, что наиболее продуктивной эпохой хромонакопления являлась мезозойская–раннекайнозойская – наиболее молодая в этих поясах.

Исходя из сквозного характера процессов хромонакопления в офиолитах, можно было бы предполагать наличие прямых зависимостей между масштабами развития ультрамафитов в рамках той или иной эпохи офиолитогенеза и суммарным минерагеническим потен-циалом хромовых руд, сконцентрированных в них. Однако, при анализе изменения величины удельной хромитоносности ультрамафитов, входящих в состав офиолитовых ассоциаций последовательных тектоно-магматических эпох, это предположение не находит подтверждения: мировой (глобальный) тренд изменения относительной величины удельной хромитоносности ультрамафитов свидетельствует об общем резком снижении ее в средне-, позднепалеозойских и мезозойско-кайнозойских офиолитах по сравнению с позднедокембрийскими и раннепалеозойскими.

Среди месторождений хромитов по размеру резко выделяются объекты, локализованные в офиолитах раннего палеозоя (Уральский сегмент Урало-Азиатского пояса), которые нередко достигают крупных размеров (десятки-сотни млн. т хромовых руд). По сравнению с ними месторождения хромитов в офиолитах мезозоя более мелкие (до первых млн. т, редко до 10-15 млн. т). Месторождения хромитов, локализованные в офиолитах других эпох, по размерам относятся к категории мелких (с запасами в сотни тысяч – первые млн. т).

Приведенные количественные показатели, несомненно, свидетельствуют о регрессивной (нисходящей) глобальной эволюции во времени интенсивности процессов промышленного хромитообразования в офиолитах и эволюции самого процесса офиолитогенеза. Таким образом, получает количественное выражение, отмеченное Н.В. Павловым и И.И. Григорьевым (1974 г.) положение о том, что “… древние структуры складчатых областей несколько более хромитоносны …” по сравнению с более молодыми. (В. С. Полянин)

Происхождение урановых и радиоактивных руд

Крупнейшие производители полезных ископаемых


Главная
Науки о геосфере : Геофизика | Геоморфология | Геотектоника | Структурная геология | Вулканология | Сейсмология | Минералогия | Полезные ископаемые (золото и др.)
Близкие по теме страницы: География | Карты | Музеи и библиотеки
На правах рекламы (см. условия):    


© «Сайт Игоря Гаршина», 2002, 2005. Автор и владелец - Игорь Константинович Гаршин (см. резюме). Пишите письма (Письмо И.Гаршину).
Страница обновлена 12.02.2021
Яндекс.Метрика