Восточно-тихоокеанский (андский) тип (безостроводужный)

Характерны небольшие углы (30° и меньше). Вместо островной-энсиалической дуги для АО Анд характерен периконтинентальный складчатый пояс, а вместо задугового
бассейна развита система грабенов, которая занимает промежуточное положение между
горно-складчатой областью и равнинной платформенной областью.

По краю континента возникает энсиалическая дуга с интенсивным андезитовым
вулканизмом, которая затем после внедрения гранитных батолитов превращается в
вулканно-плутонический пояс. Основными вулканитами являются щелочные базальты.

Для данного типа характерно:

1) отсутствие отложений задугового бассейна.

2) очень четко проявленная латеральная смена известково-щелочных серий
щелочно-известковыми и щелочными в направлении от океана в сторону континентов.

Трансформные окраины - крутой континентальный склон, узкий шельф, в
основании - тектоническая граница, которая отделяет океанскую кору от континентальной
(восточный склон О.Мадагаскар, сев. граница Гвинейскоко залива).

41. Химический состав земной коры, кларки и их концентрации.

Количественное значение различных типов химических соединений в земной коре. Общее число названий минералов, встречающихся в ста­рой и новой геологической литературе, достигает 6000. Однако при кри­тическом подходе к установлению минеральных видов и их разновидно­стей на основе рациональной классификации подавляющее большинство этих названий должно быть оставлено по ряду соображений. Прежде все­го, многие из них, как это доказано с помощью современных точных ме­тодов исследования, представляют собой механические смеси. Весьма значительное число названий оказались синонимами одних и тех же ми­неральных веществ, отличающихся друг от друга либо по степени дис­персности кристаллической фазы, либо по некоторым внешним призна­кам (оттенку окраски, форме кристаллических индивидов и др.), либо по несущественным отличиям в химическом составе (особенно для назва-шй разновидностей) и т. д.

Если упразднить все эти синонимы и вычеркнуть из списка минераль­ные смеси, то число действительных минеральных видов в настоящее время выражается цифрой немногим более 4000. Кроме того, сохраняет­ся около 200 названий для разновидностей. Правда, следует заметить, что в ряде случаев реально существующие разновидности минеральных ви­дов не имеют специальных названий.

По главным типам химических соединений число минеральных ви­дов распределяется следующим образом.

1. Силикаты и алюмосиликаты — 25,8 %.

2. Фосфаты и их аналоги — 18 %.

3. Сульфиды и их аналоги — 13,3 %.

4. Окислы и гидроокислы — 12,7 %.

5. Сульфаты — 9,4 %.

6. Галогениды — 5,8 %.

7. Карбонаты - 4,5 %.

8. Самородные элементы — 4,3 %.

9. Бораты - 2,9 %. 10. Прочие-3,3%.

Как видим, наибольшее количество минеральных видов приходится на силикаты, фосфоры, окислы, сульфиды и сульфаты. На долю этих со­единений в общей сложности падает около 80 %.

Однако в весовом отношении мы имеем существенно иную картину. Согласно данным пересчета кларков В. И. Вернадского, А. Е. Ферсмана и др., в известной нам части земной коры для главнейших типов химичес­ких соединений мы получаем следующий порядок цифр содержания в весовых процентах.

1. Силикаты — около 75 % (на долю полевых шпатов приходится 55 %).

2. Окислы и гидроокислы — около 17 %, причем на кварц (вместе с хал­цедоном и опалом) падает 12,6 %, а на окислы и гидроокислы железа — 3,6 %.

3. Карбонаты (главным образом кальцит и доломит) — около 1,7 %.

4. Фосфаты и их аналоги (преимущественно апатит) — около 0,7 %.

5. Хлориды и фториды — около 0,5 %, причем из хлоридов наиболь­шим распространением пользуется галит, из фторидов — флюорит.

6. Сульфиды и сульфаты — 0,3-0,4 %; из сульфидов главенствующее значение имеет сульфид железа — пирит.

7. Самородные элементы — около 0,1 %; в том числе около 0,04 % при­ходится на долю азота и около 0,01 % — на долю кислорода.

Эти данные показывают, что одни только силикаты и кварц в земной коре составляют около 87 % по весу, тогда как такие типы химических соединений, как фосфаты и их аналоги, сульфиды, сульфаты, окислы (кро­ме кварца и окислов железа), которые в природных условиях представ­лены многочисленными минеральными видами, в весовом отношении составляют очень незначительную долю валового состава земной коры. Тем не менее следует подчеркнуть, что именно эти типы химических со­единений содержат многие ценные металлы, столь важные для горно-ме­таллургической, химической и других отраслей промышленности.

Некоторые особенности состава и распределения минералов в зем­ной коре. Общее число природных химических соединений (минералов) несравненно меньше, чем их можно получить искусственным путем в лабораторных условиях, несмотря на то что природные реакции представ­ляют гораздо более грандиозную по масштабам картину явлений. Число ежегодно открываемых новых минералов, несмотря на применение весь­ма совершенных и мощных современных средств исследования вещества, за последние десятилетия не столь уже значительно (обычно не больше 10). Общее число известных в настоящее время минеральных видов в об­ласти неорганической природы не выше 1500, тогда как число искусст­венных соединений, полученных до последнего времени, выражается многими сотнями тысяч и при современном развитии технических средств синтеза весьма значительно увеличивается.

В эндогенных образованиях наименьшее число минеральных видов наблюдается в изверженных горных породах, возникших в условиях вы­соких температур и давлений. В постмагматических образованиях, осо­бенно в гидротермальных месторождениях, устанавливается несравнен­но большее число самых разнообразных по типу соединений минеральных видов. Однако наиболее богаты минералами экзогенные образования, возникающие в условиях низких температур и давлений, в условиях вод­но-воздушной обстановки, т. е. при высоком парциальном давлении кис­лорода, и, наконец, в условиях широко развитой органической жизни на земле. Но все же и здесь общее число минералов совершенно незначи­тельно по сравнению с тем количеством искусственных соединений, ко­торые могут быть получены в лабораториях и на заводах.

Это обстоятельство обусловлено рядом причин. Прежде всего, как на это давно уже обратил внимание В. И. Вернадский, в природных со­единениях принимают участие далеко не все ионы, которые могут быть получены для каждого элемента в лабораторных условиях. Например, марганец в минералах устанавливается в двух-, трех- или четырехвален­тном состоянии, а искусственно легко можно получить также соедине­ния шести- и семивалентного марганца и, кроме того, металлический марганец и различные интерметаллические соединения. Вольфрам в природных условиях известен только в виде шестивалентного иона, а в лабораторных условиях, кроме того, получаются соединения двух-, трех-, четырех- и пятивалентного вольфрама. Металлы группы платины в природных условиях встречаются главным образом в самородном виде и почти не образуют ионов (если не принимать во внимание редких суль­фидов и арсенидов), тогда как среди искусственных продуктов мы зна­ем типичные ионные соединения с валентностью 2, 3, 4 и для Ru и Os даже б и 8. В соответствии с этим число известных минералов группы платины едва достигает 30, а число искусственных соединений выража­ется многими сотнями и т. д.

Совершенно ясно, что в земной коре при процессах минералообразо-вания, протекающих в сложной многокомпонентной среде, в условиях сравнительно нешироких пределов колебания окислительно-восстанови­тельных потенциалов создаются весьма ограниченные возможности об­разования ионов различных валентностей. Следовательно, и число воз­можных сочетаний ионов при минералообразовании резко сокращается.

Второе важное обстоятельство, на которое обратил внимание еще А. Е. Ферсман, заключается в том, что многие элементы, характеризующие­ся низкими кларками, в природных условиях не образуют самостоятельных минералов. Это имеет место в тех случаях, когда ионы данных элементов по своим размерам и химическим свойствам близки к ионам широко представ­ленных в данной среде элементов и в силу этого способны скрываться в виде изоморфных примесей в главных минералах, кристаллизующихся из дан­ного расплава или раствора (изовалентный и гетеровалентный изоморфизм). Таковы, например, случаи «маскировки» гафния в минералах циркония; ре­ния — в молибдените; галлия — в минералах алюминия и отчасти цинка; бро­ма—в минералах хлора; самария, гольмия, лютеция и др. — в минералах ит­трия; скандия — в минералах магния и железа и т. д. В лабораторных и заводских условиях, наоборот, мы имеем возможность создать любые концен­трации для этих элементов и не только искусственно выделить самые различ­ные их соединения, но и получить многие из них в металлическом состоянии.

Это явление «маскировки» имеет место и для элементов с более вы­сокими кларками. Одним из наиболее ярких примеров может служить изоморфная примесь никеля (до 0,2 %) к магнию в силикатах (оливине и происшедшем из него серпентине). В массивах оливииовых и серпенти-нитовых пород таким путем рассеиваются огромные массы никеля (мно­гие сотни миллиардов тонн в пересчете на металл), тогда как в рудных месторождениях, содержащих промышленные скопления сульфидов или арсенидов никеля (типа Садбери или Шнееберга), сосредоточиваются в целом несравнимо меньшие количества этого металла (едва ли превыша­ющие 10 % всего содержащегося в земной коре никеля). Та же картина в эндогенных образованиях устанавливается для марганца, который вхо­дит в состав силикатов и других типов соединений в виде изоморфной примеси, с одной стороны, к железу, с другой — к кальцию. Действитель­но, многие минералы, богатые железом и кальцием, содержат повышен­ные количества марганца в виде изоморфной примеси (фаялит, геденбер-гит, диопсид, биотит, апатит, анкерит, сидерит и др.). В этом виде в общей сложности скрыты огромные количества марганца. То же относится к титану, ванадию, кобальту, редким землям, стронцию и др.

Что касается тех малораспространенных в земной коре элементов, которые образуют очень малые или очень большие ионы (Be, В, С, Р, Rb, Cs, Nb, Та, U и др.) по сравнению с главными элементами, за счет которых возникает основная масса, допустим, магматических породообразующих минералов, то они, как можно судить по данным геологии, концентриру­ются в остаточных растворах, из которых в постмагматическую стадию по мере их пересыщения в результате происходящих химических реак­ций кристаллизуются особые минералы, содержащие летучие компонен­ты или богатые редкими элементами (турмалин, берилл, литиевые слю­ды, монацит, апатит и др.). Нередко они образуют промышленные скопления в виде месторождений ценных металлов либо в самих масси­вах магматических пород, либо в непосредственной близости от них во вмещающих породах. Точно так же ионы, существенно отличающиеся от главных по хими­ческим свойствам (например, ионы с 18-электронной наружной оболоч­кой: Си, Ag, Au, Zn, Pb, Bi и др., а также отчасти элементы группы желе­за), выносятся в остаточных растворах зачастую далеко за пределы магматических массивов и образуют так называемые гидротермальные промышленные месторождения многих тяжелых металлов, представлен­ные преимущественно сульфидами и окислами, часто в сопровождении карбонатов и сульфатов петрогенных элементов.

Подобные же явления дифференциации ионов с образованием тех или иных групп минералов устанавливаются и при изучении различных про­дуктов экзогенных процессов (в коре выветривания и осадочных образо­ваниях).

Таким образом, в земной коре при геологических процессах, соверша­ющихся в ней, происходит закономерное пространственное распределе­ние химических элементов, а следовательно, и минералов в различных продуктах этих процессов. Такое распределение и приводит к образова­нию, с одной стороны, огромных, относительно простых по составу, мас­сивов горных пород (изверженных, осадочных, метаморфических), состав­ляющих главную часть земной коры, и с другой — генетически тесно связанных с ними, но существенно отличных по составу месторождений полезных ископаемых, которые, подчиняясь общим законам минералооб-разования, возникают в результате тех же геологических процессов. Эти месторождения, особенно месторождения металлических полезных ис­копаемых, по своим размерам хотя и очень сильно уступают массивам горных пород, но по своему химическому составу и экономическому зна­чению столь резко отличаются от них, что, безусловно, должны рассмат­риваться как самостоятельные геологические тела, участвующие в общем строении земной коры наряду с массивами горных пород.

Именно с этим связано принятое деление всех химических элементов на петрогенные (породообразующие) иметаллогениые (рудообразующие). Первые в менделеевской таблице химических элементов, построенной по длинным периодам, располагаются в левой части, а вторые — в правой ча­сти и в самом низу таблицы. Эта главная особенность пространственного распределения в земной коре химических элементов обусловлена, как из­вестно, свойствами самих элементов и, в частности, строением их атомов. Действительно, характернейшие химические элементы горных пород (Na, К, Mg, Ca, Al, Si) в природных условиях образуют ионы с 8-электронной внешней оболочкой, а для типичных металлогенных элементов, обладаю­щих высокими атомными весами, характерны ионы с 18-электронной внеш­ней оболочкой, отчасти менее симметричные по конфигурации внутрен­них электронных сфер (ионы средней части таблицы: триады VIII группы, затем Мп, Сг, V, Mo, W, Nb, Та, U, Th).

61.Эволюция эндогенного рудообразования Эндог/ рудогенез продолжался в течении всей геологич. истории Земли. Базофильные месторожд. появились уже 3,8 млрд. лет назад, гранофильные – 2,5 млрд. лет назад. (цикличность) магматизма считают прослеженной на протяжении всей геологической истории. В начале циклов проявлялся базальтовый магматизм, в конце – гранитоидный. Постепенно роль глубинных эндогенных месторожд. уменьшалась, больше становилось месторожд. средних глубин. Цикличность магматизма позволила выделять эпохи рудообразования. О.А. Богатиковым и другими выделяется 4 крупных стадии магматизма и связанного с ним оруденения – лунная, нуклеарная, кратонная и континентально-океаническая. В.И. Смирнов, используя данные многочисленных работ в области металлогении, намечает 11 этапов. Для лунной стадии это гренландский (5000-3800 млн. лет), для нуклеарной – кольский (3800-2800) и беломорской (2800-2300), для кратонной – карельский (2300-1800) и готский (1800-1500), для континентально-океанической – гренвильский (1500-1000), байкальский (1000-600), каледонский (600-400), герцинский (400-250), киммерийский (250-100), альпийский (1000). Продуктивность эндогенного рудогенеза постепенно возрастала после лунной стадии (этапа), достигла максимума в кратонную, уменьшилась в этапы готский, байкальский и каледонский и - вновь пережила подъём в герцинское-альпийское время Гренландский этап, совпадающий с лунной стадией, отвечает времени магматического океана, отсутствия земного ядра и континентальной коры, является безгранитным и безрудным и не представляет интереса для геоисторической металлогении. Кольский этап (саамский, трансваальский) знаменует начало формир/ древнейших эндогенных рудных месторождений, как правило, глубоко метаморфизованных. Они распадаются на две группы: базальтоидную, связанную с зеленокаменными поясами, и гранитоидную в пределах гранито-гнейсовых куполов. К глубинным базофильным относятся некрупные месторождения хромитов в анортозитах, а также наиболее древние сульфидно-никелевые месторождения в Австралии, Южной Африке, на Кольском полуострове и в Родезии. С базальтоидным магматизмом связаны наиболее древние колчеданные месторождения Северной Америки, Западной Австралии. К этому типу относятся многочисленные золоторудные месторождения зеленокаменных поясов. В гранитоидной серии типичными являются метаморфогенные пегматиты, Беломорский этап, отмечен появлением складчатых систем. В них отмечаются небольшие магматические месторождения хромитов южно-африканского типа, титаномагнетиты Финляндии, мелкие колчеданные месторождения типа североамериканских, а также гранофильные месторождения керамических и редкометальных пегматитов. Карельский этап характеризуется наличием складчатых поясов и платформ. Среди первых выделяются ранние базальтоиды, представленные вулканитами, превращенными в сланцы, амфиболиты некрупные массивы дунитов, перидотитов, пироксенитов, а также более поздних нормальных и лейкократовых щелочных гранитов. С базальтоидами связаны небольшие месторождения хромитов, редкие месторождения апатит-магнетитовых руд, колчеданные месторождения Австралии, Швеции, Финляндии, Северной Америки. С карельскими гранитоидами ассоциируют слюдяные пегматиты Мамского и Слюдянского комплексов Восточной Сибири, мусковит-редкометальные пегматиты С гранитными интрузиями обнаруживают связь месторождения золота в черносланцевых формациях Сухого Лога в Сибири, месторождения серебра, кобальта.С протоплатформенными формациями этого этапа связаны крупнейшие рудные месторождения. К ним относятся магматические руды хромитов и платиноидов Бушвельда в Южной Африке, магматические сульфидные медно-никелевые руды Сибири, Канады и приразломные линейные зоны полевошпатовых метасоматитов с урановой, танталовой, ниобиевой, бериллиевой минерализацией Русской, Сибирской. Формирование и размещение месторождений определялось крупными разломами протоактивации платформ карельского времени. Готский этап (эльсонский) связан с перерывом в активном развитии земной коры и соответствует перерыву в эндогенном рудообразовании. Известны лишь стратиформные медно-кабальтовые, свинцо-цинковые, урановые месторождения в обогащенных органическим веществом осадочных толщах. Гренвильский (раннебайкальский) этап отчетливо выделяется по складчатости и гранитизации. В складчатых поясах преобладал ранний базальтоидный магматизм, с которым связаны колчеданно-полиметаллические месторождения среди вулканогенно-осадочных комплексов. К месторождениям этого этапа относятся редкометальные месторождения щелочного комплекса в Гренландии, часть золоторудных месторождений Южной Африки, урановые Большого Медвежьего озера в Канаде, медно-полиметаллические Восточной Сибири, скарновые железорудные Норвегии.

Байкальский этап характеризуется широким развитием больших и малых складчатых поясов. Последние являются внутренними для древних кратонов и трассируются офиолитовыми поясами. Периферические зоны древних кратонов представляют пассивные океанические окраины, характеризующиеся миогеосинклинальным типом осадконакопления. Две группы эндогенных рудных месторождений. Ранняя из них связана с базальтоидным магматизмом как глубинных, так и приповерхностных фаций, поздняя ассоциирует с гранитоидами. Каледонский этап в металлогеническом плане проявился слабо. известны магматические месторождения хромитов и титаномагнетитов в глубинных основных и ультраосновных интрузиях. С этим же этапом связаны железо-скарновые руды В активизированных частях платформ встречены железисто-редкометальные карбонатиты. Герцинский этап устанавливается для всех складчатых систем позднего палеозоя в виде многочисленных рудных месторождений. Они наиболее многочисленны в Средиземноморском и Урало-Монгольском поясах. Соотношение областей с ранним основным и поздним гранитоидным магматизмом в разных областях неодинаковое. В гранитоидах известны постмагматические рудные месторождения редких элементов, Au, драгоценных камней, W, Sn, Mo. В областях активизированных платформ имеются пояса щелочных пород с редкометальной минерализацией на Кольском полуострове и в Норвегии, сульфидными медно-никелевыми рудами Норильска, связанными с траппами, редкометальные карбонатиты и алмазоносные кимберлиты Сибирской и Восточно-Европейской платформ. Киммерийский этап характеризуется постепенным отмиранием геосинклинального режима Последний наиболее полно представлен в Средиземноморском и Тихоокеанском складчатых поясах. Резко сокращается базальтоидный магматизм и обусловленный им рудогенез. индикаторным для этого этапа является широко развитый орогенный гранитоидный магматизм как глубинных, так и приповерхностных фаций Преобладают месторождения цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов, особенно W, Sn, Mo Альпийский этап является одним из самых продуктивных в металлогеническом отношении. Для него характерно широкое развитие рифтогенеза, раскрытие океанов и дейтерогенез. В альпийских прогибах слабо проявлен базальтоидный магматизм, создающий COX и дно океанов. Он представлен преимущественно вулканическими сериями с колчеданными месторождениями Северного Кавказа, Кипра, Японии. С гранитоидами орогенов ассоциированы месторождения медно-порфировых руд Западных Кордильер и Анд

В зонах активизации древних платформ, областях завершенной складчатости, на активных океанических окраинах сосредоточено наиб. Кол-во месторожд. Одним из ярких примеров является Западная часть Северо-Американской платформы, где имеются выдающиеся порфировые месторожд. Cu, Mo, метасоматические залежи Sb и Zn, жилы Au и Ag. Молодые разломы в древних структурах контролируют эндогенное оруденение на юге Сибири, на Кавказе, в Восточном Китае. С рифтовыми системами Африканской платформы связаны алмазоносные кимберлиты и редкометальные карбонатиты. Вулканогенные пояса андезит-липоритового состава, накладывающиеся на края платформ, содержат молодые гидротермальные вулканогенные руды Au, Ag, Sn, W. Эндог. рудообразование в кратонную стадию привело к возникновению месторождений сидерофильных Fe, Cr, Mg, ванадий, Ti, Pt, в континентально-океаническую - литофильных (W, Sn, TR, Mo) и халькофильных элементов.