Шпори по металогенії.

Шпори по металогенії, 57 сторінок, розбиті з питань. Качаємо і балдеем.

Шпори тобто не на всі питання, але знову ж таки як і в випадку з "Вченням про фация Землі", Іспит буде проводиться в тій же формі, тобто спишіть все під чисту - подивиться на вас, подивиться на роботу поставить 5-7 балів і вільні. Напишіть своїми словами - поставить мінімум 8. Шпори дуже об`ємні, робилися поспіхом, питання йдуть не по порядку - тому качайте і редагуйте їх під себе. В нашій групі все здавали з цими - ніяких проблем не виникло!

Всі шпори так само можна подивитися прямо з сайту, просто копіював - вставив з Word, відповідно форматування тексту може бути корявим (вже вибачте) ...

2.Металлогенія Тихого океану

Мінерагенічній потенціал Тихого океану найбільший і різноманітний - в його межах зосереджено 78 % залізо-марганцевих утворень. Сульфіди предshy-ставлені великими покладами масивних і вкраплених руд, численними поshy-будівництвами уздовж Рифт на дівергентних межах СОХ і в задугових районах Западshy-но-Тихоокеанської транзіталі. Великі фосфоритоносная провінції виявлені на шельфі і континентальному схилі по околицях, на підводних горах і Гайот всередині океану.

Відео: Лекції по психології

Спільнота залізо утворень океану розпадається за умовами залеshy-ганія і морфометричних особливостей на дві великі групи: власне залізомарганцевих конкреції (ЗМК) і кобальтмарганцевие кірки (КМК). ЖМК зазвичай форshy-міруются в глибоководних улоговинах і залягають на слабосвязанних донних відкладах. Корки переважно розвинені на підводних горах і Гайот. Вони ростуть на скельних виходах різних порід і їх брилах. З огляду на сказане, ЖМК і КМК можна подразshy-ділити на два істотно різних класи рудних залізо-марганцевих утворень: поля і площі абісальних улоговин, в яких переважають ЖМК- і поля і площі подshy-водних гір і підняттів, в яких переважно поширені КМК.

Вище вже зазначалося, що, незважаючи на позірну однорідність железоshy-марганцевих утворень, співвідношення головних рудних елементів в їх складі варьіshy-ють так, що в результаті доводиться стикатися з «популяціями» ЖМК різного рудноshy-го типу. Їх геохимическая, а потім і рудна спеціалізація обумовлена дією вертикальної геохимической зональності водної товщі океану, частково корректируемой близькістю СОХ і, отже, віком океанського дна. Основні характеристики типів і підтипів залізо руд наведені в табл. 4.

У Тихому океані виділяється сім полів (Кларион-Клиппертон, Центрально-Тихоокеанське, Каліфорнійське, Пенрін, Південно-Тихоокеанське, Перуанська та Менар-да) і сім площ поширення конкрецій (Бейлі, гір Музикантів, Кларіон, Гватемальська, Токелау, Тікі, Бауера) . Кожне поле і більшість площ складені ЖМК, що представляють певний тип залізо руд. На карті прийняті наступні індекси для позначення типів і підтипів руд ЖМК:

Ni - Cu (Mn) - багаті і рядові нікель-мідні руди (тип Кларион-Клиппертон);

Ni - Cu (Co) - бідні нікель-мідні руди (Центрально-Тихоокеанський тип);

Mn (Ni) - руди, збагачені марганцем і нікелем (Перуанський тип);

Мп - багаті марганцем руди (Гватемальський тип);

Со - бідні кобальтові руди (Південно-Тихоокеанський тип);

Со (Мп) - кобальт багаті, збагачені марганцем руди (Гавайський тип)

.

18.МЕТАЛЛОГЕНІЯ АТЛАНТИЧНОГО ОКЕАНУ

Масштаби железомарганцевой рудогенеза і його продуктів в Атлантиці несоізмеshy-Рими з Тихим океаном. Обсяг железомарганцевой рудної маси становить в цьому океаshy-ні не більше 8% від загального її обсягу. Дуже обмежено різноманітність геохімічних і рудних типів залізо утворень. Практично не зустрічаються в Атлантиці два з них: багатий нікель-мідний (Кларион-Клиппертон) і нікелевий (Перуанський) геохімічні типи. Однак закони розподілу залізо конкрецій і коshy-рок, як і в Тихому океані, визначаються вертикальною геохимической зональностью водної товщі океану. Корки формуються в шарі кисневого мінімуму, в досить широкому батіметріческая інтервалі (від 500-600 до 3000-3500 м). Вище і нижче крітіshy-чеський глибини карбонатонакопленіе (КГК) відкладаються переважно бідні ніshy-кель-мідні конкреції [Ni-Cu (Co)]. Для виникнення багатьох нікель-мідних желеshy-зомарганцевих руд в Атлантичному океані, ймовірно, недостатньо висока ендогенна постачання мафічних хімічних елементів внаслідок низької швидкості спрединга: слаshy-бая гідрогеохімічних вираженість КГК і відсутність в екваторіальній зоні прізнаshy-ков пояса радіолярієві донних опадів. В якійсь мірі обмежувальну роль ігshy-рает також високий темп океанського накопичення опадів і значна потужність осадового чохла океану в цілому.

В Атлантичному океані встановлено два поля: Північно-Американське поле абіссальshy-них ЖМК і поле плато Блейк, в межах якого відкладалися своєрідні конкреції, кірки і мостові, характерні для аваншельфов. Всі інші скупчення виділені в ранзі площ. Серед них: п`ять площ поширення абісальних конкрецій (Берshy-мудская, Бразильська, Дампир, Кайской і Скоша), дев`ять площ представлені гідроshy-генними кобальтмарганцевимі корками (гори Нової Англії, підняття Кутове, гора Жоshy-зефін, підняття Сьєрра-Леоне, район Сах поблизу розлому Зеленого Мису і, на південь від нього, розлом Романш, гори Гвінейської затоки, фланг САХ- 12 ° ю. ш., Китовий хребет) - одна площа - корки, конкреції і мостові аваншельфов (Пернамбуку) - чотири площі гідshy-ротермальних корок (55-56 ° с. ш. Сах, гора Метеор, Сах в районі р злом Зеленого Миshy-са, ЮАХ - 30 ° ю. ш.). Хімічний склад залізо утворень Атлантичного океану наведено в табл. 14, його ресурсний фонд - в табл. 15

Найбільше в Атлантиці Північно-Американське поле ЖМК розташовується в одноshy-іменний улоговині, в межах пізньої океанської плити. Дно вистелено червоними глуshy-боководнимі глинами, рельєф сильно пересічений. КГК простежується нечітко на глибинах 4800-5100 м. Конкреції залягають вище і нижче цього рівня. Їх вагова плотshy-ність 5-7 кг / м². Згідно геохимической класифікації, в складі поля повинні ожіshy-датися бідні нікель-мідні і бідні кобальтові стяжения. Реально в межах поля зустрінуті і ті і інші, але останній геохімічний тип поширений ширше (табл. 11).

Інша помітна поле конкреційних утворень: ЖМК, корок і конкреційних мостових оконтурити на аваншельфе плато Блейк. Це специфічний об`єкт, випадаюshy-щий з ряду формуються за загальною схемою для залізо-марганцевих утворень пелаshy-ня районів океану. Об`єкт зацікавив морських геологів на початку 60-х років своєю близькістю до суші. Тут були проведені детальні роботи і в 1968 р предпріняshy-та спроба дослідної видобутку ЖМК. Однак через низькі змістів металів в руді (табл. 14) і обмежених ресурсів (табл. 15) подальше вивчення було припинено.

З дев`яти площ, складених гідрогенного кобальтмарганцевимі корками, інтеshy-рес представляють підняття Кутове і Сьєрра-Леоне, Гвінейська підводні гори, восточshy-ний фланг ЮАХ - 12 ° ю. ш., хребет Кітовий- частково гора Жозефін і Атлантіс-Кейн. Жоден з названих об`єктів не вивчався на кірки систематично. Дані уривчасті, але свідчать проможливості виявлення в Атлантиці скупчень КМК, порівнянних за змістом З і Мп з тихоокеанськими корками. З огляду на близькість до світових проshy-мислення центрам, не варто виключати ці об`єкти з числа потенційно значущих.

У геоблоковой структурі Атлантики чітко проглядається сегментарная расshy-членування по системам демаркаційних і великих Трансформаційний розломів. Вони форshy-міруют бісімметрічние ансамблі геоблоці, міжблокової прикордонної структурою коshy-торих є георіфтогеналь серединно-океанського хребта. Таких здвоєних сегментів геоблоці в Атлантичному океані виділяється вісім (з півночі на південь): Рейк`янес (між Шпіцбергенской розломом і Р1сландскім порогом), Південно-Ісландська (Ісландський поshy-ріг-розлом Чарлі-Гіббса), іберійської-Ньюфаундлендский (розлом Чарлі-Гіббса- розлом Океанограф), Багами-Канарський (розлом Океанограф-розлом Зеленого Мису), Афро-Гвіанський (розлом Зеленого Мису-розлом Романш), Анголі-Бразильський (розлом Романш-розлом Мартін-Вас), Кансько-Аргентинський (розлом Мартін- вас-розлом Фолкshy-лендскій), Південно-Атлантичний (розлом Фол клендскій-розлом Мозамбікського). З восьми перерахованих сегментів продуктивний тільки один - Багами-Канарський, між розломами Океанограф і Зеленого Мису з захопленням південних околиць Іберійського-Ньюфаундлендська і північних околиць Афро-Гвианского суміжних сегментів.

Така вибірковість у розподілі сульфідів залишається поки більше емпірічеshy-ським фактором, ніж науково зрозумілим геологічним явищем. Райони прояви масshy-пасивного сульфідів і сучасної гідротермальної діяльності на поверхні дна поshy-казани на рис. 2. Частина з них має власні назви (з півночі на південь): Менез і Гвен, Лакі Страйк, Міст, Брокен Спур, ТАГ, Снейк ПІТ, Пюї-де-Фоль, Логачов.

Нижче наводиться короткий опис окремих об`єктів ГПС Атлантики.

Рудне поле Рона розташоване в поле ТАГ (26 ° 08^р с. Ш. 44 ° 49 `з. д.). Глибина океану 3650 м. Розміри в плані 220x230 м, висота 30 м. Залягає в нижній частині східного склоshy-на рифтової долини. Споруда активна. Склад руд активних ділянок споруди (%): Сі - 9,25, Zn - 5,24- неактивних ділянок - Сі - 8,69, Zn - 5,01. Ресурси - 4 млн т руди.

Неактивні гідротермальні споруди Світ і Алвін, що входять в поле ТАГ, располаshy-гаются на схід від будівлі Рона на продовженні субширотних розломно зони. Глубіshy-на океану 2500-3000 м. Ширина оруденелой площі до 1 км. Об`єкт утворений великими гідротермальних будівлями висотою 25 м. Склад руд (%): Сі - 8,69, Zn - 5,01. У рудах присутній золото (2,8-4,2 г / т) і срібло (66-112 г / т). Ресурси - 10 млн т руди.

Брокен Спур (29 ° 10 `пн. Ш. 43 ° 10` з. Д.). Рудопроявление приурочено до осьового грабеshy-ну, ускладнюється вузький хребет, витягнутий уздовж днища рифтової долини. Глибина 3070-3116 м. Більше 10 гідротермальних будівель виявлено на відрізку осьового хребта довжиною 1,2 км. Частина з них активна. Руди мають цинково-мідну спеціалізацію: Zn -6,02 %, Сі - 4,82%, РЬ - 470 г / т. Ресурси оцінюються в 0,1 млн т рудної маси.

Снейк-Піт (Марк) (23 ° 10 `пн. Ш. 45 ° 57` з. Д.) - рудне поле, розташоване в осьовому неовулканіческом хребті, пересіченому поперечним розломом. Глибина океану 3465 м. Гідротермальні споруди активні і неактивні, мають висоту в кілька десятків метрів. У рудах міститься (%): Сі - 9-10 і Zn - 4,5-4,7. Ресурси - 1,2-3,2 млн т руди.

Район 24 ° 30 `пн. Ш. 46 ° 00 `з. д. розташовується в східному борту рифтової долини. Точне місце розташування об`єкта невідомо. Сульфідні руди виявлені в ході дражних робіт. Їх склад (%): Сі - 18,14, Zn - 4,33.

Пюї-де-Фоль (20 ° 30`с.ш.- 45 ° 40`з.д.) - невелике рудопроявление на вершині подshy-водної гори. Глибина океану 1900-1950 м. Представлено трьома неактивними сульфідshy-ними скупченнями. Підводний вулкан займає в структурі серединного хребта ценshy-тральних положення, перериваючи осьової рифт. Даних про склад руд немає.

Рудне поле ТАГ (споруди Рона, Мир, Алвін), Брокен Спур, Снейк Піт (Марк), 24 ° 30 `пн. ш., Пюї-де-Фоль - утворюють єдине співтовариство сульфідних рудопроявлений, що об`єднуються в рудну зону ГМКМ.

Інша група зближених рудопроявлений тяжіє до Азорських плюмами. Це Лакі Страйк, Міст і Менез Гвен.

Рудне поле Лакі Страйк (37 ° 17 `пн. Ш. 32 ° 17` з. Д.) Приурочено до лавовому озеру меshy-чекаю трьома вулканічними конусами в східному борту осьового грабена. Глибина океану 1645-1730 м. Рудні освіти формують плащеобразний покрив площею близько 1 км². Товщина його до 10 м. Руди складені масивними сульфідами заліза і міді. В районі відзначається активна гідротермальних діяльність, з якою пов`язані отлолсе-ня ангідриту, бариту, аморфного кремнезему, гидрооксидов заліза і марганцю. Склад руд невідомий.

5. металогенією ІНДІЙСЬКОЇ ОКЕАНУ

Геолого-СТРУКТУРНА ХАРАКТЕРИСТИКА

Площа третього суперкрупние - Індійського океану становить 14,4% від поверхshy-ності Землі і близько 20% від поверхні Світового океану. Середня глибина 3736 м. Обсяг водної маси 0,29x10¹⁸ т - 21% від маси вод всього Світового океану.

Структура Індійського океану відображає його проміжне становище між двома гетерогенними сегментами Землі, що розвиваються в різних геодинамічних режимах: Індо-Атлантичного і Тихоокеанського. Ця особливість найбільш чітко виражена вкінетіке і конфігурації ланок СОХ. Всі три ланки: Індо-Атлантичний - спредельshy-но низькою швидкістю спрединга, Яндо-Тихоокеанське - саме «швидке», і промежуточshy-ве за величиною швидкості розсування - Індо-красноморского - сходяться в центрі Інshy-дійского океану в точці потрійного зчленування Родрігес. Ймовірно, ще 10 млн років тому ланки між собою не стикалися. Принаймні це точно відноситься до Західно-Індійського і Центрально-Індійського серединним хребтах.

В Індійському океані виділяється п`ять полів (Центрально-Індоокеанском, Західно-Австралійське, Гори Екватор, мадагаскарських, Диамантина) і шість площ (плато Скотта, Крозе, Південно-Австралійська, Агульяс, Атозамбікская, плато Натуралістів) ЖМКіКМК.

Якщо виключити з числа перерахованих об`єктів специфічні скупчення Fe-Mn утворень аваншельфов: плато Агульяс, плато Скотта і плато Натуралістів, то остальshy-ні, в залежності від складу руд, чітко діляться на дві групи. Перша - має чітко висловленої кобальтовою спеціалізацією (Со-Mn і Co) і тяжіє до західної половині Індійського океану-друга представлена Ni-Cu рудами (багатими, рядовими і бідними) і зосереджена в східній половині океану (табл. 12). Займає прикордонне полоshy-ються, площа Крозе складена рудами двох типів: З і Ni-Cu (Co). Найбільшим поshy-лем ЖМК в Індійському океані є Центрально-Індоокеанском. Воно розташоване на схід від СОХ в Центральній улоговині в межах Центрально-Індійського геоблоці. Глибина океану 5000-5400 м. КГК розташовується на рівні 5000-5200 м. Рельєф дна резshy-ко пересічений. Значна його частини залягає вище КГК. Глинисті мули, вистіshy-гавкаючі абісальну дно, перемежовуються з радіолярієві відкладеннями, завдяки чому конкреції істотно збагачуються Mn, Ni і Сі. У Центрально-Індоокеанском поле зустрінуті багаті, рядові [Ni-Cu (Mn)] і бідні [Ni-Cu (Co) J руди. Щільність їх залеshy-ганія невитримана, в середньому дорівнює 7 кг / м<sup>2</sup>. У північно-західній частині поля располагаshy-ється Ділянка, заявлений Індією в якості родовища ЖМК. Середній склад ЖМК в Центрально-Індійському поле (%): Ni - 0,94- Сі - 0,88- З - 0,15 Мп - 23,46. Прогнозshy-ні ресурси оцінюються по категорії встановлених в 1,05 млрд т сухої рудної масshy-си по категорії встановлених і прогнозованих - в 1,27 млрд т. Серед кіркових об`shy-тів перспективним є район гори Екватор в Сомалі улоговині в межах однойменного геоблоці . Середній склад КМК (%): Со 0,62, Мп - 16,0- товщина корок 3 см і більше.

Хімічний склад ЖМК і КМК наведено для полів і площ Індійського океану в табл. 17, ресурси - в табл. 18.

Загальні ресурси залізо утворень Індійського океану - 13,02 млрд т сухої рудної маси, в тому числі 7,83 млрд т встановлених. Ресурси ЖМК (млрд т): встановлені - 5,34- передбачувані - 4,50. Ресурси КМК (млрд т): встановлені -2,24- передбачувані - 4,67. Аваншельф (млрд т): встановлені ресурси - 0,25 передбачувані - 0,35.

У відкритих районах Індійського океану масивних сульфідних руд не виявлено. Вкраплення сульфидная мінералізація зустрінута в хр. Карлсберг (5 ° 24`ю. Ш.- 68 ° 35 `східної довготи. Д.) (Рона, 1986), металоносні опади відомі в районі потрійного зчленування Родрігес. Тут же з`явилися свідоцтва про наявність сульфідної вкраплень. Осshy-новним рудним об`єктом Індійського океану є Червоне море. Уздовж осьового красноморского рифту розвинена екзотична форма рудних утворень у вигляді лінз руshy-доносних мулів і розсолів, що виконують глибоководні западини. Таких западин в Красshy-ном море - 15.

Красноморского рифтовая структура заклалася на кордоні олігоцену і міоцену, т. Е. В момент, узгоджується з початком формування талассід. Спочатку замкshy-нутий морської басейн з`явився місцем відкладення потужних евапорітових товщ. Вероятshy-но, геологічно зовсім недавно (50-100 тис. Років тому), уздовж осьового розлому Красshy-ного моря сформувалася ланцюжок глибоководних западин і почалася активна гідротермальних діяльність. В результаті дно більшості з них було виконано рудоносними опадами і розсолами, які і складають сьогодні об`єкти наукового і практичного вивчення. Економічний інтерес представляє тільки одна западина -Атлантіс-Н.

Ця западина розташовується в центральній частині Червоного моshy-ря. Вона являє собою подовжену депресію 14x5 км. Максимальна глибина 2170 м (Бутузова, 1999). Гідротермальshy-ні джерела зосереджені в південно-західній частині западини. Час їх дії - останні 11 тис. Років. Рудоносність товща залягає вздовж осі западини неshy-посередньо на молодих баshy-Зальтена. Її потужність, разом з перекривають високо мінералізованими термальними розсолами, становить не менше 250 м. Поклад добре структуshy-рировать, в розрізі виділяються (зверху вниз): рівень звичайної морської води-шари розсільної товщі, що відрізняються один від одного солоністю, температуshy-рій, значеннями рН і содержаshy-ням кисню (потужність їх 170 м) - верхній шар рудоносshy-них опадів - аморфно-сілікатshy-ва зона-два шари сульфідізірованних донних відкладень, розділених оксидной зоной- детритной-оксидно-піритні слосамий нижній в складі Рудонья ної товщі опадів.

Опади налягають на молоді базальти, серед яких розташовуються джерела гідротермальної діяльності. Температура нижнього розсолу шару 65 ° С, солеshy-ність 320 % О, рН 5,5-5,6. Від нормальної морської води рудоносні розсоли отлічаshy-ються високим вмістом CI, Na, Ca, Si, Ba, Br, Sr і різко підвищеними конценshy-ції рудних: Fe, Mn, Zn, Сі, РЬ. Накопичення розсільної лінзи в западині Атлантіс-І відбувається і в даний час, судячи з того, що з року в рік наблюshy-дається збільшення її обсягу і температури. Режим гідротермальної діяльності пульсуючий. Освіта сульфідних і аморфно-кременистих шарів зв`язується зі зростанням, а обломочно-піритні шару - зі зниженням інтенсивності гідротерshy-мального процесу. Зміст рудних елементів в опадах западини Атлантіс-І (%): Zn - від 0,9 до 17- Сі - від 0,3 до 2,5 РЬ - до 0,2. Варіації концентрацій меняshy-ються в широких інтервалах, що в підсумку призводить до невисоким середнім значенням. Зміст (г / т): Аі - 0,9-1,4- Ag - 80-100- РЗЕ - від 5 до 18, в фосфатних отложеshy-пах -до 1026 (Бутузова, 1999).

Науковою проблемою красноморского рудоносних мулів і розсолів є природа вихідної речовини і механізми його залучення в рудогенний осадовий процес. В останні роки намітилося зміщення поглядів в область визнання провідної ролі ендогенного-флюидной поставки рудного матеріалу, хоча певний внесок з стоshy-ку вміщають евапорітових товщ, в ході їх вилуговування гідротермальних расshy-творами, не виключається.

Ресурсний потенціал западини Атлантіс-П становить: Fe - 30 млн т-Zn - 2 млн т-Сі - 4 млн т-Ag - 6 тис. Т (Гюльмісаров, 1986). Розроблено Міжнародний проект доshy-бичі цих металів з дна Червоного моря за участю Саудівської Аравії, Судану і Герshy-манії. Його реалізація в даний час стримується можливими екологічними наshy-руйнуванням навколишнього середовища.

19. металогенією СВІТОВОГО ОКЕАНУ

Ступінь вивченості минерагении Світового океану дозволяє уявити майже повний ряд таксонів від локального через регіональні до планетарних для: залізо-марганцевих утворень океану (конкрецій і корок) - 2) глибоководних сульфідів, руshy-доносних мулів і розсолів, металоносних опадів, гідротермальних джерел і гідshy- ротермальних корок і барітов- 3) фосфоритів. Ступінь вивченості газогідратів ще недостатня для побудови ієрархічного ряду їх скупчень. У табл. 6 перераховані різнорангові таксони вищезазначених видів корисних копалин океану.

Для газогідратів використовуються найпростіші форми позначення їх скупчень: едіshy роздрібного знахідки (локальний рівень), перспективні газогідратні площі (регіоshy-ний рівень).

На ГМКМ за генетичною ознакою, що враховує вихідну приналежність рудообразующего речовини і рудоконтролюючих роль середовища, корисні копалини океану поділяються на: 1) коромантійний (глибоководні сульфіди) - 2) коро-нептуніческіе (рудоносні мули і розсоли, металоносні опади, гідротермальні кірки) - 3) нептуніческіе - залізомарганцевих конкреції (ЗМК) і кобальтоносние марганцеshy-ші кірки (КМК) - 4) седіментогенние (біоседіментогенние) за участю нептуніческіх чинників - фосфорити, газогідрати.

залізомарганцевих освітипредставлені конкреціями і корками, залегающіshy-ми на поверхні дна: перші в районах поширення донних опадів в абіссальshy-них котловінах- другі - на поверхнях скельних виходів і брил базальтів, гравеліshy-тов, кременів, вапняків на підводних горах і Гайот. Широко відомі, починаючи з пізньої крейди, поховані конкреції і мікроконкреціі в осадової товщі океану.

Форма железомарганцевих конкрецій (ЗМК) різноманітна: сфероїдальних, гроздеshy-видна, еліпсоїдальної, дискоидальная, плитчастих (Анікєєва і ін., 1985, 1990). Морshy-фологія ЖМК тісно пов`язана з їхнім складом. Розмір стягнень від 2 до 10-12 см. Корки моshy-гут бути одношарові і багатошарові. Їх товщина варіює від декількох до 20-24 см. Кількісною мірою продуктивності поширення ЗМК і корок є щільність їх залягання на 1 м. Для конкрецій цей параметр може варіювати в продукshy-тивних районах від 5 до 30 кг / м², в основному становить 10-20 кг / м². Для корок ця веліshy-чину вимірюється від 50-60 до 100-120 кг / м², іноді досягає 300 кг / м². Брили порід в районах поширення корок можуть бути ними покриті з усіх боків. Верхня поверхня обростає найбільш потужними їх утвореннями. Бічні поверхні, і осоshy-ливо низ брил, покриваються тонкими залізо марганцевими шарами.

Спільнота залізо утворень океану - природний феномен, свойстshy-венний тільки цієї суперструктури. Їх аналогів на суші в геологічному минулому не встановлено.

Три групи факторів регламентують океанський железомарганцевой рудогенез.

1. Ендогенна (включає первинний склад майже на 80%, властиву тільки океану геохімічну матрицю залізо утворень).

2.Екзогенная (енергетичний потенціал, що забезпечує відкладення гідроксидів Fe і Мп у формі конкрецій і корок на дні, вихідний склад на 20%).

3.Нептуніческая (умови локалізації скупчень, їх геохімічна спеціалізація, мінеральна форма знаходження оксидів і гідроксидів Fe і Мп і асоціюють з ніshy-ми металів Сі, Ni, Co идр., Концентрування окремих елементів до рівня форміshy-вання залізо руд).

Під терміном «первинний склад» мається на увазі ендогенна постачання в океанську товщу Fe, Мп, Си, Ni, Co і інших елементів в ході спрединга, внутріплітного вулкаshy-нізму і флюидной розвантаження - ареальні тепломассопереноса речовини. Сенс сочетаshy-ня слів «геохимическая матриця залізо утворень» полягає в тому, що тільки в океані оксиди і гідроксиди Fe і Мп супроводжуються практично інтересниshy-ми концентраціями Сі, Ni, Co і інших елементів. Енергетичний потенціал, необхоshy-видимий для освіти железомарганцевих конкрецій і корок, забезпечується за рахунок зовнішньої сонячної радіації, що перевищує в 1000 разів енергію, що надходить з надр Землі. Областю зі стійким позитивним енергетичним балансом є субshy-широтная смуга океану від 40 ° с. ш. до 40 ° ю. ш., в якій зосереджено понад 95 % железомарганцевой рудної маси океану.

Водна товща океану - строго гідрогеохімічні структуроване геологічне тіло. Основними елементами її структури є два геохімічних бар`єру: шар кисневого мінімуму (верхня кромка 600-1000 м) і рівень критичного карбонатонакопленіе (4300-4900 м) - глибина, на якій вміст СаСОз в опадах дорівнює 10%. Цей рівень відповідає балансу між кількістю вступника і розчиняється карбонатакальція. Шар кисневого мінімуму і рівень критичного карбону-тонакопленія контролюють продуктивні інтервали масового конкреціе- і коркообразованія в океані і визначають геохімічну спеціалізацію формуються рудshy-них покладів залізо утворень.

Хоч би яка була первинна поставка рудних компонентів - ендогенна або екзоshy-генна, вони накопичуються в океанській водної товщі і потім, в сприятливих умовах, залучаються до процесу відкладення у вигляді залізо-марганцевих конкрецій і корок. Мехаshy-нізм виділення з водної товщі рудних компонентів і перехід в аутигенні залізо-марганцеві освіти може бути: 1) гідрогенний (з іонної і колоїдної форми знаходження у воді) - 2) седиментаційних (поставка рудних компонентів осаждающіshy-мися мінеральними частинками і органічними залишками) - 3) діагенетіческой (ремо-білізація рудних компонентів в ході раннедіагенетіческіх перетворень поверхноshy-ки шарів донних опадів) - 4) гідротермальний (відкладення Fe-Mn утворень безпосередньо з гідротермальних розчинів).

У розрізі водної товщі океану існують чотири продуктивних горизонту. Перshy-вий розташовується в межах шару кисневого мінімуму, в інтервалі 600-2500 м. Тут формуються кобальтбогатие платіноносние кірки, збагачені Со, Mn, Ni, Mo, РЗЕ і Pt. Другий продуктивний горизонт розташовується безпосередньо вище рівня критичного карбонатонакопленіе. Його ширина 450-500 м. Тут откладиваshy-ються ЖМК, в яких Мп - 20-22%, а сума Ni + Сі lt; 1,7%. Третій продуктивний горизонт залягає безпосередньо нижче рівня критичного карбонатонакопленіе. Його ширина 350-400 м. У цьому продуктивному горизонті формуються найбільш богаshy-ті рудні ЖМК, в яких Мп - 27-30%, Ni + Сі gt; 1,7, зазвичай 2,0 % и більше. Вбліshy-зи СОХ (Перуанська улоговина) в зазначеному інтервалі можуть утворюватися конкреshy-ції з високим вмістом Мп (35-40%) і Ni (1,4%). Четвертий продуктивний інтервал залягає багато нижче (на 500 м і більше) рівня критичного карбонатонакопshy-лення. В його межах відкладаються конкреції зі стійким змістом Со - 0,3-0,4%. У кожному продуктивному горизонті йде освіту конкрецій і корок своєї геохимической спеціалізації і, як наслідок, формуються залізомарганцевих руди різного типу. Їх характеристика наведена в табл. 7.

Відео: Як зробити шпаргалку

Таксономічний ряд залізо утворень океану розроблений найбільш повно і представлений всіма ранжируваних за масштабом поширення таксономічеshy-ськими підрозділами (Андрєєв та ін., 1994): 1 - мегапояс (на карті не відзначається) - 2 -пояса (Північний приекваторіального, Екваторіальний і Південний приекваторіального - всі входять в мегапояс- Субантарктичний пояс) - 3 - поля поширення ЗМК і корок (скупчення не менше 30 окремих знахідок конкрецій і корок при відстані між точками в першому випадку 100-150 км, у другому - 50-100 км) - 4 - площіаспространеshy-ня ЖА4К і корок (гідрогенних і гідротермальних) - скупчення знахідок ЖМК і корок (від 10 до 30) - 5 - окремі прояви ЖМК і корок (вказуються параметри продукshy-ності: для ЖМК щільність залягання менш і більше 10 кг / м²- для корок - товщина меshy-неї і більше 6 см).

Для полів і площ індексами відзначений тип залізо руд (табл. 7). Усередині добре вивчених полів виділяються родовища (ЗМК) і потенційні родовища (кірки). Повний перелік полів з зазначенням типів руд наведено нижче:

Тихий океан: Кларион-Клиппертон - Ni-Cu (Mn) - Центрально-Тихоокеанське - Ni-Cu (Co) - Каліфорнійське - Ni-Cu (Mn) - Магелланові гори - Со-Mn- Уейк - Со-Mn- Мідпа-сіфік - З-Mn- Гавайское - Со-Mn- Лайн - Со-Mn- Пенрін - З- Південно-Тихоокеанське -Со- Перуанський - Mn (Ni) - Туамоту - Со-Mn- Менарда - Ni-Cu (Co).

Індійський океан: Центрально-Індоокеанском - Ni-Cu (Mn) - Західно-Австралійshy-ське - Ni-Cu (Co) - Екватор - Со-Mn- мадагаскарських - З- Диамантина - Ni-Cu (Co).

Атлантичний океан: Північно-Американське - З- плато Блейк - Со.

Крім 20 перерахованих полів, виділяється 26 площ поширення ЗМК, КМК і гідротермальних корок. Контури полів і площ включають достовірно встановлені і прогнозовані продуктивні ділянки дна. З урахуванням цієї особенноshy-сти проводилася оцінка прогнозних ресурсів. Загальна їх величина для Світового океану становить 102,4 млрд т, в тому числі 85,1 - встановлені і 17,3- прогнозіshy-руемой (Андрєєв та ін., 1999).

В межах добре вивчених полів ЖМК: Кларион-Клиппертон, Перуанська поле і Центрально-Індоокеанском відзначені родовища ЖМК. Їх в океані вісім. У межах полів, представлених кобальтоноснимі корками, виділено п`ять потенціshy-альних родовищ: в поле Магелланові гори, в полях Уейк, Маршаллові острови, Лайн і Туамоту. Вони або вже заявлені, або розглядаються як об`єкти майбутніх Заявок в Міжнародний Орган по Морському Дну ООН від різних країн Світу.

Глибоководні сульфіди і інші гідротермальні і гидротермально-осадові утворенняпоширені в океані в двох структурно-тектонічних обстановках: уздовж дівергентних кордонів, де народжується, згідно спредінгових механізму, нова океанська кора- і в задугових ситуаціях, по околицях океанів, вже в межах актівshy-них транзіталей.

16. ГЕОЛОГІЯ І металогенією НАЙБІЛЬШИХ Імпактний СТРУКТУР

Планетологіческіе дослідження, здійснені в останній третині минулого веshy-ка, показали, що всі без винятку тверді космічні тіла Сонячної системи обshy-ладают поверхнями, на яких відображені численні сліди їх зіткнень між собою або ж з дрібними осколками цих тіл, а іноді і з кометними тілами. Таshy-кі сліди тривалого і багаторазового імпактного впливу особливо виразні на поверхнях безатмосферних планет - Місяця, Марса, Меркурія, де ендогенна акshy-ність протягом значної частини їх історії виявлялася незначно. Слеshy-ди космічних зіткнень ідентифіковані і на поверхні Землі, де в силу інshy-інтенсивність ерозії і накопичення опадів вони зберігаються значно гірше (Grieve, Pesonen, 1992). Проте такі Імпактний структури виявлені на всіх контіненshy-тах, а також встановлені і на шельфі Світового океану. Ці Імпактний структури в неshy-давнє час з`явилися об`єктами детального вивчення, що дозволило виявити багато особливостей їх будови, складу розвинених в них порід і умов освіти.

Планетологіческіе дані і матеріали, отримані при вивченні земних імпактних структур, дозволяють розглядати Імпактний кратерообразования як один з фунshy-тальні геологічних процесів поряд з процесами седиментації, магматизму, метаморфізму і деякими іншими. Імпактний кратерообразования має наслідком не тільки утворення специфічних кругових морфоструктур - воронок, оточених валами викидів, але також широкого спектру перетворених порід місця удару. В останні роки було з`ясовано, що, як і інші згадані геологічні процеси, Імпактний кратерообразования може мати наслідком виникнення скупчень разshy-особистих видів мінеральної сировини (Масайтіс, 1989- Grieve, Masaitis, .1994).

Характеристиці імпактних кратерів і їх модифікованих ерозією, опадонакопиченням або іншими процесами аналогів - астроблем - присвячена велика література (Геологія астроблем, 1980 Grieve, Pesonen, 1992 і ін.). Вони суттєво відрізняються від різних інших кругових геологічних утворень - куполів, вулкан-тектонічних структур, кільцевих і конічних интрузий, різних депресій і т. Д., Виникнення яких пов`язане з тектонічними, магматическими, ерозійними та іншими процесами. Ці відмінності полягають не тільки в способі освіти в результаті теплового вибуху при зіткненні з поверхнею Землі швидко летять малих космічних тіл - астероіshy-дів, великих метеоритів або комет. Імпактний кратери і їхні викопні або модіфіціshy-рова аналоги - астроблема (ті й інші описуються нижче як Імпактний структури в цілому) укладають породи і мінерали, що несуть ознаки перетворень при тисках і температурах, що перевищують такі в корі і верхній мантії.

Ці породи і мінерали, які зазнали ударному метаморфизму, т. Е. Ударному сжаshy-тію з амплітудою від 2-5 до 45-50 ГПа і непружним перетворенням їх речовини, харакshy-теризують рядом специфічних властивостей, що міняються зі збільшенням випробуваної ними навантаження (Deutsch, Langenhorst, 1998). Кристали породоутворюючих мінералів (кварцу, польового шпату, слюди, пироксенов і ін.), Крім трещиноватости, зміни плотноshy-сти, світлопереломлювання і деяких інших властивостей, відрізняються виникненням певним чином орієнтованих планарних деформаційних елементів, ударних двійників, смуг, що зім`яло і т. Д. або ж переходом деяких з цих мінералів в діаплектовое скло. Деякі мінерали відчувають поліморфні перетворення з образоshy-ням гіпербаричних фаз - коесіта і стішовіта за рахунок кварцу і алмазу за рахунок граshy-фіта або углистого речовини. При більш високій ударного навантаження (60-100 ГПа) мінерали і гірські породи піддаються розплавлення після її зняття, а образовавshy-шийся розплав потім може піддатися загартуванню або кристалізації.

Різні породи місця удару, які зазнали ударному метаморфизму і дроблення, відносять до Імпактний брекчій (аутигенних або автохтонним і параавтохтонним при відсутності істотних зсувів матеріалу) і Алохтонні в разі викиду і переshy-відкладення матеріалу. Масивні продукти охолодження імпактного розплаву (звичайно у випадку великих мас він значно гомогенізовані) або ж алохтонні брекчии, соshy-які тримають значну домішку таких продуктів у вигляді бомб і частинок, являють собою власне імпактіти. Одні й другі є по суті фациями ударно-метаморфічних порід і зустрічаються як всередині імпактних структур, так і за їх преshy-справами у вигляді покривів викидів, зазвичай сильно еродованих. Ознаки ударного метаморфізму порід і мінералів є необхідним і достатнім критерієм для діагностики імпактної структури, хоча для їх виявлення, оконтуривания, з`ясування внутрішньої будови і т. Д. Використовується і інша інформація, в тому числі отримана дистанційними методами. В цілому Імпактний морфоструктури діагностуються по комплексу ознак - наявності кругового геологічного обурення, що відбивається і в геофізичних характеристиках (негативні гравітаційні і магнітні аномаshy-ща, зменшення електричного опору порід, втрата відображають сейсмічеshy-ських майданчиків та ін.), Наявності реліктів морфологічних елементів кратера, прісутshy-ствию брекчий і импактитов з петрографічними ознаками ударного метаморфізму і геохімічними ознаками контамінації речовиною вдарив косміческог про тіла.

Освіта імпактного кратера, що викликається зіткненням швидко летить (зі скоshy-ростью 15-70 км / с) малого космічного тіла з породами верхніх горизонтів земної коshy-ри (це можуть бути осадові, магматичні, метаморфічні породи або їх сочетаshy-ня), відбувається в протягом декількох секунд, або, в разі гігантських ударних подій, протягом декількох хвилин або десятків хвилин. При цьому виділяється величезна енергія-10²⁰-10³⁰ерг і більш, що призводить не тільки до дроблення, плавлення і виshy-кинути великих мас порід місця удару, але і до випаровування їх частини, оскільки темпераshy-туру в епіцентрі досягає багатьох тисяч градусів. При цьому відбувається і випаровування речовини вдарив тіла, частина якого в результаті конденсації пари входить до складу импактитов і брекчий і може бути виявлена геохімічними методами. Процес кратерообразования зазвичай розглядають в рамках наступних один за одним і частково перекриваються в часі стадій: 1) стадії стиснення, під час якої космічне тіло гальмується в товщі гірських порід місця удара- 2) стадії екскавації (зростання) і обраshy-тання перехідного кратера- 3 ) стадії ранньої модифікації перехідного кратера і заshy-нання його уламками порід і Імпактний расплавом- в цю ж стадію виникає ценshy-тральних або кільцеве підняття дна кратера і відбувається часткове обвалення його бортів (Melosh, 1989). Маси уламків і розплаву, що заповнюють лійку кратера, при поступовому охолодженні піддаються літіфікаціі, раскрісталлізаціі, а також разshy-особистим перетворенням під впливом нагрітих вод. У земних умовах Імпактний кратери піддаються значним перетворенням внаслідок ерозії, поховання, тектонічних впливів і т. Д., При цьому вони втрачають характерні морфологічні особливості, перетворюючись в кругові структури, що несуть ряд специфічних ознак імпактного походження.

В даний час на поверхні Землі виявлено близько 160 достовірно діагностіshy-рова імпактних структур (Grieve, Pesonen, 1992), число таких упізнаних об`єктів в результаті цілеспрямованих досліджень щорічно збільшується. Діаметр цих структур становить від перших сотень метрів до 100 км і більше. Реконструкції показиshy-ють, що початкові доерозіонние діаметри окремих гігантських структур могли досягати декількох сотень кілометрів. Геологічний вік імпактних структур, який визначається геологічними або ізотопними методами, коливається від перших тисяч або десятків тисяч років до багатьох сотень мільйонів і навіть перших мільярдів років. Імпактний структури встановлені в регіонах, що мають різне геологічна будова - на щитах і плитах платформ, в тваринний брилових областях різного віку і на контіshy-нентальном шельфі. Є свідчення про те, що окремі великі Імпактний струкshy-тури можуть перебувати на дні Світового океану.

У число основних морфоструктурних елементів внутрішньої будови імпактного кратера входять внутрішня западина (діаметр її значно перевищує глибину, причому зі збільшенням діаметра відношення цих параметрів різко зростає), кільцевої вал деформованих і іноді перекинутих порід місця удару, як би надбудований наshy-висипний валом. Прості кратери діаметром до 3-4 км мають чашоподібний поперечний профіль, в кратерах більшого діаметру є центральне підняття, утворене роздробленими породами підстави. Окремі великі Імпактний структури харакshy-теризують наявністю кільцевого підняття або ж поєднанням центрального і кільцевого підняттів. Деформовані осадові, магматичні і метаморфічні породи цоshy-коля (або цокольного структурно-літологічного комплексу імпактноі структури) на бортах і в підставі кратера роздроблені, розсічені жилами брекчий, псевдотахілітов і застиглого імпактного розплаву. Ударний метаморфізм в породах цоколя поступово згасає на глибину і по радіусах від центру структури. Автохтонні або параавтохтонние літоїдної брекчии порід цоколя перекриті переміщеними утвореннями - Алохтонні брекчиями і імпактітов. Ці породи розглядаються як коптогенний структурно-літологічних комплекс імпактних кратерів (Геологія астроблем, 1980). Брекчії складаються з брил і уламків порід цоколя, іноді з домішкою уламків імпактshy-них стекол, імпактіти - повністю або частково з загартованих або раскрісталлізованних продуктів імпактного плавлення місцевих порід. У їх числі розрізняються тагаміти - масивні імпактіти, зазвичай включають класти ударно-метаморфизованних порід і мінералів, які відчули до того ж термальне вплив розплаву, а також зювіти, що складаються з уламків і бомб імпактних стекол і різної кількості літоїдної уламків, також несуть ознаки ударного метаморфізму. У ряді імпактних структур зберігаються опади кратерних озер або локальних басейнів, що виникли при руйнуванні і перемиваючи матеріалу на бортах і на дні кратера, вони розглядаються як освіти заповнює структурно-літологічного комплексу. До цієї ж категорії слід відносити відкладення зворотних хвиль цунамі, що виникають при утворенні імshy-пактного кратера в морських умовах. У цих випадках вгору по розрізу вони можуть постеshy-пінно змінюватися вищерозташованими опадами, що мають більш широке майданні расshy-рення. Регіонально розвинені товщі порід, під якими був похований як кратер з його викидами, так і опади кратерного озера, відносяться до перекривати структурно-літологічного комплексу.

Приблизно в однієї п`ятої частини виявлених до теперішнього часу імпактних струкshy-тур встановлені прояви і родовища різного рудного і нерудної мінеshy-рального сировини, горючих корисних копалин, підземних вод, причому окремі меshy-сторожденія, розташовані в межах цих структур, є вельми великими. Слід зауважити, що багато хто з таких родовищ експлуатувалися вже протягом тривалого часу, але лише порівняно недавно було надійно встановлено, що заshy-полягають їх геологічні структури мають Імпактний походження (Масайтіс, 1989- Grieve, Masaitis, 1994).

Імпактний кругові структури вміщають скупчення мінеральної сировини, як непоshy-безпосередніх пов`язані з ударними перетвореннями місцевих порід (в тому числі раніше містили ті чи інші види корисних копалин), так і утворилися в межах цих морфоструктур після кратерообразующих події. У цьому випадку локалізація в них різних корисних копалин контролюється морфологічними, структурними і литологическими неоднородностями, властивими даним Імпактний об`екshy-там. Інтенсивними факторами мінерагеніческоі продуктивності імпактних структур є, з одного боку, енергія вдарив тіла, а з іншого - палеогеографічні умови місця удару і наступні процеси ерозії, поховання, модифікації.

16. металогенією АВСТРАЛІЇ

Одним з мультімінерагенних геоблоці континенту є Західно-Австраshy-лийский геоблок з ендогенними родовищами золота, алмазів, нікелю, полімерних-талльних руд, танталу, літію, екзогенно-ендогенними і екзогенними родовищами заліза, екзогенними родовищами бокситів, марганцю, нікелю, бурого вугілля. 61% економічних ресурсів золота Австралії зосереджено в межах Західно-Австраshy-лийского геоблоці при тому, що Австралія має 9,5% світових економічних реshy-ресурсів золота (Lambert, Perkin, 1998). Головні золотодобувні рудники сосредотоshy-чени в архейської блоці Йілгарн і включають як добре відомі родовища (Калгурлі, Норсмен, Південний Хрест, Леонард), так і відносно недавно відкриті (Боддінгтон, Плутонік, Бронзевінг, Канова Белль і Йілгарн Стар). У цьому ж геоблоshy-ке знаходяться і родовища урану (Йіліррі). У блоці Пілбара, в його східній часshy-ти в протерозойских товщах провідним є золоторудноє родовище Телфер. В Австралії зосереджено близько 25% світових ресурсів ювелірних і близько 16% індустріальних алмазів в численних лампроїтові трубках і трубка вибуху местоshy-народжень Еллендейл, Аргайл і Бой-Рівер блоку Пілбара, а також в алювіальних отshy-положеннях Смоук Крик і Лаймстоун Крик, дренуючих район поблизу Аргайла. Лампроїтові трубка AK-I поблизу Аргайла вміщує практично всі економічні ресурси алмазів Австралії.

Австралія має приблизно 30% світових ресурсів танталу, зосереджених в найбільшому в світі сподуменовиє родовищі Грінбуш на південному заході блоку Йілshy-гарн. В цьому родовищі зосереджено і близько 8 % світових ресурсів літію. Іншим важливим джерелом танталу Австралії є родовище Маунт-Велл.

За запасами нікелевих руд Австралія займає третє місце в світі після Куби і Росії. Нікелевмісні сульфідні руди присутні в коматіітових дунітах і перідотітах зеленокаменного блоку Йілгарн в родовищах Маунт-Кейт, Якабінда і Хонеймун Веллі. Нікелеві ресурси зосереджені також в перідотітах і сульфидсодержащих Седіментогенниє-туфогенних товщах рудних полів Камбалда і Лейстер.

Значні перспективи поліметалльного (свинець, цинк) родовища Блендевел і Скаддл в Західній Австраліі- триває вивчення свинцево-цинкових местоshy-народжень регіону Пілбара-Сульфур Спрінгс, салт Крик Адмі. Значні запаси меshy-ді поблизу мідного рудника Ніфті в регіоні Пілбара Західно-Австралійського геоблоці.

В цілому, характеризуючи специфіку ендогенного зруденіння Західно-Австралійського геоблоці, слід підкреслити його істотно мантійний і в меншій мірі коромантійний джерело, за винятком істотно корового джерела рудного вещестshy-ва родовища Грінбуш і Маунт-Велл (тантал, літій, ніобій).

До проміжної групи екзогенно-ендогенних родовищ належать железоshy-рудні родовища басейну Хаммерслі. приблизно 90 % економічних ресурshy-сов заліза зосереджено в регіоні Пілбара і представлено рудами полосчатой железоshy-рудної формації, збагаченими в зоні вивітрювання: гематитовими местрожденій Маунт-Вейлбак і Маунт-Том Прайс і гематит-гетітовимі родовищами Марра-Мамба. Австралія по запасах заліза займає друге місце в світі після Росії.

Екзогенні родовища Західно-Австралійського геоблоці представлені преshy-майново гіпергенними родовищами латеритні кор вивітрювання (боксити, марганець, нікель), алювіальними «мінеральними пісками», а також родовищами бурого вугілля. У період з 1960 по 1980 р Австралія стала світовим лідером в проізводshy-стве і експорті бокситів і алюмінію. Австралія - добре відомий регіон широкого розвитку латерітов. У межах Західно-Австралійського геоблоці відкритим способом розробляється родовище Дарлінг Рендж- відомі, але не розробляються местоshy-народження Плато Мітчелл і бугенвіллій на північному заході геоблоці. Австралійські боксіshy-ти - освіти покривного типу, частково консолідовані з підставою ( «твердої корою») - архейскими гнейсами, мають мезозойский вік (Дарлінг Рендж).

Нікеленосний латерити складають близько 37% ресурсів нікелю в Австралії. Больshy-шинство подібного роду родовищ зосереджено в щиті Йілгарн, де головним меshy-сторожденіем є Муррін Муррін. У латерітових корах вивітрювання розміщено родовище хроміту Рендж Белл (Мінеральні ресурси Миру, 1997). Екзогенними в Західно-Австралійському геоблоці є родовища Роб-Рівер (лимонит-Пізо-літів руди) і Ямпі-Саунд (гематитових руди). До західного узбережжя Австралії приурочені родовища «мінеральних пісків» (ільменіт, рутил, циркон, монацит) -Бінап і Банбері.

Відео: Як зробити Шпаргалку? Ручка-шпаргалка v2.0

Серед поодиноких родовищ урану, виявлених в межах Західно-Австраshy-лийского блоку, особливе місце належить великому за запасами (46 тис. Т) і унікальshy-ному за умовами формування родовищу Ііліррі. Це родовище - крупshy-нейшее серед родовищ такого типу, відомих в США і Африці, представляє соshy-бій скупчення карнотиту, зосереджені в калькретах пліоцену і четвертинних русел тимчасових потоків.

Північно-Австралійський геоблок. На схід від блоку Кімберлі знаходиться складний за будовою мозаїчний блок Барклі. Він складається з декількох середньо-позднепротерозойских складчастих зон, розділених платформного типу западинами. На північному заході блоку в зоні Пайн-Крік в куполоподібну піднятті виходять деформовані крісталліshy-етичні сланці, гранито-гнейси, метадіоріти і граніти (2,5 млрд років і більше). Вище неshy-згідно залягають ніжнепротерозойськие відкладення, що складаються з переслаивания мощshy-них пачок аркозових і грауваккових пісковиків і рідше конгломератів, кременистих і водоростевих доломіту, туфів і вулканітів основного складу, прорвані гранитоидами і перекритих товщею андезитів, дацитов і ліпаритів. Вік цих магматичних утворень 1,8-1,75 млрд років. Загальне простягання лінійних складок північно-західне. Стародавні породи Арнем (Арнем) представлені високометаморфізованнимі (до гран-літів фації) товщами (2,0-1,94 млрд років). У смузі Девенпорт-Теннант-Крік-Танамі переважають потужні (до 6000 м) товщі теригенних порід, незгодна перекриті пісковиками з прошарками конгломератів. Розріз вінчають строкаті за складом вулканіти (від основних до кислих). Уздовж східного кордону блоку Барклі простягається прогин Баттен, заповнений теригенно-карбонатними відкладеннями, іноді червоноколірними з прошарками базальтів (внизу), кварцових пісковиків і слюдистих пелітов (вгорі). Обshy-щая потужність відкладень 6-14 км.

Північно-Австралійський геоблок відрізняється широким розвитком древнього (протероshy-зой-ранній палеозой) платформного чохла, в якому переважають теригенно-карбонатні опади потужністю до 3000-3500 м. Початок прогинання австралійські геоshy-логи відносять до середнього протерозою (1,7-1, 4 млрд років). В цей час формувалися впаshy-дини Біррінуду і Мак-Артур, де накопичувалися потужні теригенні товщі і платобазальти- епоха приурочена до рубежу 1,4 млрд років. До оскільки він розглядався геоблоку относітshy-ся плита Карпентарія. Що складають її протерозойские (?) Товщі оголені на західному узбережжі затоки і на о-ві Грут.

Особливе становище на півдні Північно-Австралійського геоблоці займає блок Аранта-Масгрейв. Для нього характерні широтні простягання структур з перемежаемость кристалічних підняттів і глибоких прогинів, заповнених осадовими товщами. У піднятті Аранта широко розвинені ніжнедокембрійскіе кристалічні сланці і гнейси, амфіболіти і мармури, метаморфізовані в амфиболитовой і гранулитовой фаціях (2,2 млрд років). У центральній частині підняття розташовується прогин Нгала (Не-лія), виконаний в основному тіллітоподобнимі конгломератами і пісковиками, неshy-рідко косослоістимі з прошарками алевролітів. На південній околиці підняття нижній доshy-кембрій перекритий мілководними грубообломочного і карбонатно-теригенними відкладеннями, зім`ятими в ізоклінальних лежачі складки, супроводжувані надвігамі і шарьяжей. На півдні блоку знаходиться підняття Масгрейв. У його центральній частині обнаshy-ружени високоглиноземисті гнейси, кислі і основні грануліти, іноді близькі до чарнокітів. До порід гранулитовой фації приурочені пластові тіла від дунитов до анортозитов і діоритів. У південній частині підняття розташований батоліт крупнокрісталліshy-чеських біотитовими і роговообманкових гранітів, адамеллітов і гранодиоритов типу рапаківі (1,2-1,0 млрд років).

Між поднятиями Аранта і Масгрейв розташовується прогин Амадеус. Протягом пізнього протерозою-раннього карбону в ньому накопичилася товща мелководних.морскіх отshy-ложений (9 км). Сама верхня товща належить девонським піщаниках ((Т, 9 км). Кемshy-брійскіе і ордовикские породи прогину Амадеус нефтегазоносни.

Східним обмеженням Північно-Австралійського геоблоці служить складчатая зона Маунт-Айза. Тут встановлено меридионально витягнуте древнє серединне підняття Калка-дун- Лейхард (1,86-1,78 млрд років) з великими гранітними масивами (1,7-1,6 млрд років). На захід і схід від цього підняття розташовуються два прогину. У підставі їх знаходяться евгеосинклінальниє формації, прорвані гранітами (1,57-1,54 млрд років), а у верхній часshy-ти доломітові сланці з прошарками туфів (1,5-1,4 млрд років).

Ендогенне оруденение Північно-Австралійського геоблоці переважно предshy-ставлено поліметалічних оруденением, екзогенне - родовищами марганцю, бокситів, фосфоритів, полігенними стратиформного родовищами урану.

Австралія посідає третє місце в світі з видобутку і виробництва міді. Основні її ресурси зосереджені в родовищах Маунт-Айза і Ернст-Генрі. Східна частина блоку Маунт-Айза перетворилася в значну мідно-золоторудну провінцію в зв`язку з розробкою рудників Селвін, Осборн, Ернст-Генрі і Елоїза. На захід від цього меshy-сторожденія розташовані великі мідно-золоторудні родовища Геро і Пеко. Значний приріст ресурсів свинцю, цинку і срібла обумовлений розробкою местоshy-народження Маунт-Айза (в тому числі і надзвичайно високо збагачених сріблом руд меshy-сторожденія Каннингтон) і родовищ Мак-Артур Рівер і Сенчури.

Відео: Як зробити шпаргалку?

У крайній північно-східній частині Північно-Австралійського геоблоці (Квінсленд) ізshy-Вестн ендогенні істотно корового генезису родовища олова і вольфраму -традиційних оловорудних район родовища Маунт-Гарнет і родовища вольфраму Маунт-Харбайн. Територіально до району Маунт-Айза належить скарновое рідкоземельних-уранове родовище Мері Кетлін. Зміст церію в ортіте досягає 4%.

Екзогенні (осадові) і гіпергенні (латеритні) родовища бокситів, ураshy-на, нікелю, кобальту досить широко поширені в межах геоблоці поряд з алювіальними «мінеральними пісками». Третинні латеритні боксити покривного типу з пізолітовим структурами з вмістом А1₂0₃ до 55% представлені в крайній північній частині геоблоці родовищем Вейпа. Австралія виробляє близько 10 % міshy-рових марганцевих руд. Значна частина економічних ресурсів окисних марганцеshy-вих руд зосереджена в родовищі Грут Ейландт (Північні Території) з запасаshy-ми в 300 млн т при середньому вмісті марганцю 46%. Близько 20% економічних ресурсів урану зосереджено в крупних і унікальних родовищах типу незгоди.

8. металогенією АФРИКИ

Західно-Африканський геоблокобрамлений із заходу Мавритано-Сенегальський гранічshy-функціональною системою, з півночі - Атласской тваринний надвіговим системою, зі сходу Дагомейско-Фарузіанскім (Хоггарскім) складчастим поясом. У складі геоблоці виділяються два щита - Регібат і Ліберійський (Леоно-Ліберійський), розділені синеклізою Тауденні. В їх будові беруть участь переважно архейськие поліметаморфізованние гнейсо-амфиболитовой комплекси гранулитовой і амфиболитовой фацій метаморфізму. Раннепротерозойских комплекси (Хоггарскій) представлені сложнодіслоцірованнимі осаshy-дочно і вулканогенними утвореннями. В основі розрізу синеклизи Тауденні залягають товщі рифея-венда, які зазнали впливу складчастих байкальских деshy-формацій. Надалі тут формувалися морські відкладення ордовика і середнього палеозою. У пізньому палеозої і триасе оформляється структура синеклизи, а на кордоні тріасу і юри відзначаються прояви трапу магматизму. Загальна потужність осадочshy-ного чохла синеклизи досягає 3 км.

Ендогенна мінерагенія Західно-Африканського геоблоці представлена месторожshy-новами золота, бариту, поліметалічних руд, ртуті, міді, сурьми- ендогенно-екзоshy-генна - родовищами заліза, золота, урана- екзогенна мінерагенія представлена латерітових родовищами бокситів, заліза, нікелю, марганцю, осадовими меshy-сторожденіямі заліза, фосфоритів і гіпса- розсипними родовищами алмазів, титан-цирконієвими прибережними пісками. Ендогенну минерагении Ліберійського щита характеризують родовища бариту (Гібі-Маунтін) - екзогенно-ендогенну -архейскіе залізисті кварцити (родовища Бонг-Майн, Вологізі, Німба, Тонкоshy-лили, Фалеме і ін.). Екзогенна мінерагенія представлена найбільшими боксітоносние районами: Бокс-Гавал (родовища Сінтауру, Дюбула-Тагюрога, Діан-Діан), Фріа-Содіоре (Манга, Сідіоре), Донгел-Сітон (Оре-Літі), Бантініел (Касагі), Дабо-ла ( Текулу-Деял) і ін. Родовища бокситів за генезисом поділяються на латеритні і латеритні-осадові. До цієї ж групи належать родовища нікелю (Біанкума-Сапілу-Фугуессо). В межах щита відомі родовища золота (Бакор, Сітірі, Медінанда). Мінерагенічній потенціал Регибатського щита визначають великі до-кембрійські ендогенно-екзогенні родовища заліза (Джебель-Сфаріат, Ель-Фарфарат). У архейської фундаменті на сході щита екзогенно-ендогенні месторожshy-дення урану (Абанкор) розміщені в зв`язку з альбітитах в зонах регіональних разривshy-них порушень.

У протерозойских відкладеннях плитного комплексу Гани розміщені гідротермальshy-ні родовища золота (Ашанті, Кононго, Престеа) і екзогенно-ендогенні поліshy-генні золотоносні конгломерати (Таріва). Екзогенна мінерагенія представлена марганцевими рудами в нижнепротерозойских осадових породах (Нсуга) і верхнепротерозойскими родовищами заліза (Шиєні, Кубалемі і ін.). Латеритні меshy-сторожденія бокситів (Ньінахін, Кабі) розміщені в корі вивітрювання протерозойshy-ських порід. У Гані відомі розсипи алмазів (Бірім).

геоблок Чадіз заходу обмежений субмеридіональна структурою Хоггарского складчастого пояса, з півдня - Камерун-Суданській складчастою системою, складеної проshy-терозойскімі вулканогенно-осадовими товщами, прорваними інтрузіями габброидов і гранітоїдів. У західному закінчення цієї системи розташовується рифт Бенуе, що триває у вигляді гарячої лінії Камерун в акваторію Гвінейської затоки і даshy-леї, майже аж до Серединно-Атлантичного хребта. У північно-західній частині геоshy-блоку Чад розташований туарегского, а в південно-західній - Дагомейско-Нігерійський массіshy-ви, розділені Малі-Нігера синеклізою. Обидва масиву преобладающе складені раннепротерозойськимі товщами, з фрагментами Раннедокембрійськие гранулит-гнейсових комплексів, спільно зазнали протерозойського гранітоїдная магматізshy-му. Синеклиза Малі-Нігер, що розділяє кристалічні масиви, складена морськими відкладеннями палеозою (0-C_f) І континентальною товщею пермі-нижньої крейди і далі знову морської товщею верхньої крейди-нижнього палеогену. Відмінною особенноshy-стю геоблоці Чад є ареальне прояв в ньому лужно-гранітного магмаshy-тизма, асоційованого з процесами мезозойської (J₂) Тектоно-магматичної актівіshy-зації. Усередині геоблоці розташовується западина Чад, закладення якої відбулося в крейді, а розвиток тривав і в кайнозої.

Ендогенна мінерагенія геоблоці Чад представлена родовищами золота, вольфраму, урану, олова- екзогенна - родовищами урану, заліза, олова танталу, ніобію, соди. У Дагом-нігерійського кристалічному масиві відомо олово-цинк-вольфрамовое родовище Ліруе, генетично пов`язане з актівізаціоннимі палеозойсько-юрскими гранітами. Своєрідні розсипи олова і тантало-ниобатов в касситерит-колумбіт містять алювіальних відкладеннях і в корі вивітрювання колумбіт містять гранітів. Розсипи приурочені до плато Джоє і утворюють як комплексні (Букур-Форум, Джос-Букур) родовища, так і елювіальними сущеshy-ного танталові родовище Куру. Ендогенна мінерагенія туарегского массіshy-ва представлена гідротермальних родовищами золота в докембрійських товщах (Тірірін) і кварц-касситерит-вольфрамітових рудами з віком 650-500 млн років (Башир, лаун).

Великі гідротермальні родовища урану відкриті в південно-східній частині туарегского масиву (Алжир). Великі стратіформниє родовища урану з запасами від 20 до 70 тис. Т (Арна, Акута, Арлі, Афасто, Імурарен) приурочені до окраїнної частини Малі-Нігера синеклизи в південному обрамленні гірської споруди Ахаггар. Ураноshy-ші родовища локалізовані в алювіальних і дельтових континентальних і прибережно-морських пісчаникових з органічною речовиною відкладеннях нижнього карбону, тріасу і юри. Рудні поклади контролюються зонами незгод. Окраїнна частина Маshy-ли-Нігера синеклизи виділяється в якості однієї з найбільших урановорудних провінцій світу. Минерагении чохла Малі-Нігера синеклизи визначають також евапорітових родовища оз. Чад.

Зі структурою рифту Бенуе пов`язані великі родовища пластових шамозит-сидерит-лімонітових руд в сенонского і еоценових відкладеннях (Акбаджа, Паті).

геоблок Конгоз північного заходу обмежений структурами протерозойської Камерун-Суданській міжблокової системи і суміщений з нею на крайньому заході мезозойским ріфshy-те Бенуе. Із заходу геоблок Конго обрамлений Західно-конголезької граничної системою, а зі сходу - регіональної субмеридіональна Мозамбіцькій зоною тектоно-термальної переробки. Південним обмеженням блоку Конго є дамару-Катангского складчаста система. У північній, південно-східній і східній частинах геоблоці Конго оголені Раннедокембрійськие поліметаморфізованние гранулит-гнейсовой і гнейсо-амфиболитовой комплекси, ареально гранітізірованнимі і вміщають істотно раннепротерозойских граніти (1,8-2,2 млрд років).

10.МЕТАЛЛОГЕНІЯ ЄВРОПИ

В межах Свекофенского геоблоці відомо велика кількість родовищі рудних і нерудних корисних копалин, серед яких основну промислову ценshy-ність мають родовища, пов`язані з докембрийскими утвореннями. Найбільш проshy-дуктівной є свекокарельская металогенічна епоха (2,3-1,8 млрд років). У свекофенскіх метаморфизованних осадово-вулканогенних товщах локалізуються колshy-Чеда родовища міді і цинку з кобальтом, нікелем, свинцем, сріблом, золоshy-те, що групуються в протяжний «Головний сульфідні пояс» Фінляндії (Оутокум-пу, Вуонас, Виханти і ін.) І пояс Шеллефте в Швеції (болід і ін.), а також Південно-Свекофенскій пояс в Центральній Швеції (Фалун і ін.). На північ від пояса Шелефте в свекофенскіх метаморфизованних карбонатно-теригенних породах локалізується крупshy-ве стратиформного родовище міді з сріблом і золотом Аитик.

З раннепротерозойськимі масивами базитов і ультрабазитов пов`язані сульфідні мідно-нікелеві (Коталахти і ін.), Хромітові (Кемі), титан-ванадій-залізорудні (Откимякі, Муставара і ін.) Родовища.

Характерною особливістю Свекофенского геоблоці є наявність многочісленshy-них родовищ залізних руд різних генетичних типів - від осадових до ендогенних. Основну промислову цінність серед них мають вулканогенні апатит-магнетитові родовища в лептитами - метаморфизованних середніх і кислих ефузивних породах (Кірунавара з запасами понад 1 млрд т заліза і ін.).

Серед родовищ, пов`язаних з позднедокембрійського етапом розвитку Свекофенshy-ського геоблоці, важливе значення мають ільменіт-магнетитові руди анортозітовой проshy-винця Енгерсунм в Південно-Норвезькому мегаблок, що містять великі запаси титану, а також ванадію, заліза і домішки нікелю, міді, кобальту.

У тілах докембрійських карбонатитов розвинена апатит-магнетитових, ниобиевая і редshy-коземельная мінералізація (сівбі і ін.).

З кембрійськими бітумінозних сланцями в південно-західній частині геоблоці пов`язані значні запаси урану на родовищі Ранстад. Низькі вмісту урану (0,025-0,032%) приурочені до Кольм (вуглецеве речовина). Потужність прошарку Кольма не перевищує 0,03-0,06 м при їх протяжності до 700-800 м. Площа поширення ураноносность Кольма, що містить основну частину розвіданих запасів урану, составshy-ляет 520 до

Увага, тільки СЬОГОДНІ!