Высокотемпературные гидротермальные месторождения

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ

«БАШКИРСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»

Географический факультет

Кафедра геологии и геоморфологии

Курсовая работа по курсу: «Геология полезных ископаемых»

ВЫСОКОТЕМПЕРАТУРНЫЕ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Выполнила: студентка 3 курса

группа 3.5 Сагдеева Н.С.

Научный руководитель:

к.г-м.н., доцент Ларионов Н.Н.

УФА 2017

Оглавление

месторождение рудообразование стратиграфия магматизм

• Введение
• 1. Определение гидротермальных месторождений
• 1.1 Ореолы рассеивания
• 1.2 Физико-химические и термодинамические условия рудообразования
• 1.3 Высокотемпературные гидротермальные месторождения
• 2. Березовское золоторудное месторождение
• 2.1 Стратиграфия месторождения
• 2.2 Рудогенерирующая роль магматизма в генезисе месторождения
• 2.3 Рудогенерирующая роль тектоники и метаморфизма в генезисе месторождения
• 2.4 Зональность оруденения и полезные ископаемые месторождения
• Заключение
• Список использованной литературы
• Введение

Цель работы:

Закрепление и углубление знаний, полученных при изучении теоретической части курса, а также приобретение навыков анализировать рудоносность месторождений определенных типов.

Задачи:

· Описать особенности высокотемпературных гидротермальных месторождений;

· Проанализировать территорию выбранного месторождения и описать его геологические особенности.

1. Определение гидротермальных месторождений

Гидротермальные месторождения - промышленные минеральные скопления, созданные циркулирующими под поверхностью Земли горячими минерализованными газово-жидкими растворами. Наиболее распространённые формы гидротермальных тел - жилы, штокверки, пластообразные и неправильные по очертаниям залежи. Они достигают длины нескольких километров, при ширине от нескольких сантиметров до десятков метров [5].

В результате гидротермальных процессов происходит формирование рудных жил и рудных месторождений. Так, большинство полиметаллических, золоторудных, урановых и хрусталеносных промышленно значимых месторождений имеют гидротермальное происхождение. Пустоты ("занорыши"), обычные для многих гидротермальных жил, являются одним из основных источников получения высококачественных коллекционных кристаллов и друз, пользующихся со временем всё более широким спросом на мировом рынке.

Характерные черты гидротермальных месторождений:

1. гидротермальные тела окаймлены ореолами рассеяния составляющих их элементов (первичные ореолы рассеяния)

2. прилегающие к ним породы гидротермально преобразованы

3. содержат жидкие/газово-жидкие включения в минералах руд

К гидротермальным относятся месторождения, общим генетическим признаком которых является возникновение из глубинных горячих минерализованных растворов в результате рудоотложения в дренирующих структурах по ходу движения гидротермального потока.

Возникновение их происходило от раннего архея до наших дней, т. е. на протяжении всей истории развития земной коры.

Несмотря на большое разнообразие гидротермальных месторождений, они достаточно четко обособлены в морфологическом и генетическом плане от месторождений других групп [5].

1.1 Ореолы рассеяния

Вмещающие породы вокруг рудных тел обычно содержат повышенное (по отношению к среднему для данной площади) количество рудообразующих металлов. Такие площади, окаймляющие рудные тела, называются ореолами рассеяния. Они бывают первичными и вторичными.

Первичные ореолы рассеяния образуются при околорудной метасоматической "пропитке" вмещающих пород. При этом в породах возникает тонкая рассеянная вкрапленность рудных минералов, либо происходит изоморфное внедрение примесей в породообразующие минералы (Mn-кальцит и др.). Форма первичных ореолов также имеет форму чехла, облекающего рудные тела. Однако контуры ореолов менее правильные, чем у тел околорудных метасоматитов. Ореолы обычно более вытянуты вверх над рудными телами, проникая (для разных элементов) на расстояние до 300-500 м. Контур ореолов рассеяния в плане обычно превышает горизонтальную проекцию рудных тел и даже площади рудосопровождающих метасоматитов в несколько раз.

Вторичные ореолы рассеяния образуются при химическом разложении и механическом разрушении верхней части рудных тел в приповерхностной зоне в связи с разносом рудного материала по земной поверхности.

Благодаря наличию ореолов рассеяния облегчается поиск скрытых, "слепых" рудных тел [5].

1.2 Физико-химические и термодинамические условия рудообразования

Движение гидротермальных потоков с рудогенерирующими компонентами, находящимися в виде взвесей, истинных и коллоидных растворов, контролируется пористостью, проницаемостью, температурой и давлением среды рудообразования [4].

Пористость - это совокупность свободного пространства между твердым каркасом сухой породы. Различают общую (абсолютную), эффективную и дифференцированную ее разновидности. Общая представляет собой всю пустотность породы (открытые и закрытые поры). Эффективная пористость - часть порового пространства, в котором (при заданных условиях) происходит циркуляция жидкостей и газов. Дифференцированная пористость характеризует количество (объем) пор различных размеров. Размеры пор играют большое значение: даже в сообщающихся порах диаметром меньше 0.1 мм при обычных поверхностных условиях движение жидкости не происходит.

Проницаемость - свойство пород пропускать жидкости, газы и их смеси благодаря перепаду давления. Характеристика фильтрационной способности горной породы обычно дается через величину коэффициента фильтрации, выраженную в линейных единицах, отнесенных к единице времени (м/сут, см/с, мм/с). Проницаемость прямо пропорциональна той части пористости, по которой при существующих условиях могут двигаться флюиды. Отметим, что пористость у глин выше, чем у песков - разница в проницаемости обусловлена размером и формой пор. Проницаемость и часто - пористость пород при нагревании и гидротермальном метасоматозе увеличиваются.

Температура. На образование среднего месторождения необходимо 8. Наиболее продуктивная часть гидротермального процесса протекает при температуре 400-100 ¹⁰ КДж тепловой энергии. Это в несколько тысяч раз превышает количество энергии, соответствующее поступлению от среднего теплового потока. В первую очередь, аномально высокие тепловые потоки характерны для зон субдукции и спрединга. Локальные повышения теплового потока создаются благодаря внедрению интрузий.

Температуру минералообразования определяют по:

· характерным парагенетическим ассоциациям и минералам;

· флюидным включениям в минералах;

· типоморфным элементам-примесям;

· соотношениям изотопов.

При оценке давления различают две его разновидности - литостатическое и гидростатическое. Гидротермальные месторождения формируются при литостатическом давлении от десятков до 500 МПа, наиболее часто - 150-200 Мпа [4].

Рис. 1 Общая схема гидротермальной модели (По В.И. Синякову)

I - восходящий поток глубинного флюида; 2 - нисходящие инфильтрационные воды глубокой циркуляции и вода, выделяющаяся при дегидратации пород на глубине; 3 - подземные вадозные воды; 4 - контур гидротермальной системы; 5 - положение изотерм гидротермальной системы

Глубины минералообразования. Основная масса гидротермальных месторождений формируются на глубинах от 0 до 5 км. Они могут возникать и на большей глубине (до 10-12 км) при наличии проницаемых горизонтов пород (данные по Кольской сверхглубокой скважине). Общая схема гидротермальной модели представлена на рисунке 1.

Отложение вещества из гидротермальных растворов вызывается:

· обменными и окислительно-восстановительными реакциями;

· изменением pH;

· коагуляцией коллоидов;

· распадом комплексных соединений;

· фильтрационным эффектом;

· сорбцией

· естественными электрическими полями;

Все эти эффекты обусловливают возникновение "геохимических барьеров" - обстановок, соответствующих накоплению определенных химических элементов и соединений [4].

Особую роль в гидротермальном процессе играет режим серы и кислорода. При высоком потенциале серы возникают сульфиды, кислорода - сульфаты. Количество (парциальное давление) кислорода увеличивается с приближением к земной поверхности. В результате в приповерхностных условиях сульфиды сменяются сульфатами.

В ходе гидротермального процесса часто сначала потенциал серы растет, а затем к его концу понижается. Поэтому в начале и конце этапа рудообразования формируются малосернистые соединения. Максимум сульфидов выпадает в средние (рудные) стадии.

Длительность образования гидротермальных месторождений составляет от нескольких десятков до нескольких сотен тысяч лет. Отдельные жилы формируются в короткие периоды (сотни и первые тысячи лет), но в целом рудное месторождение, поле и район с учетом прерывистой, пульсирующей деятельности гидротермальных систем и периодического изменения тектонических полей напряжения образуются этапами в течение десятков-сотен тысяч лет [4].

1.3 Высокотемпературные гидротермальные месторождения

Формируется на глубинах от 1 до 5 км при температуре 500-300^о.

Минеральный состав руд. Ведущим жильным минералом является кварц. Помимо него, характерна большая группа сквозных минералов, встречающихся во всех типах месторождений (в разных количествах): карбонаты, пирит, пирротин, халькопирит, сфалерит, галенит, арсенопирит, серицит, хлорит, эпидот [5].

Наиболее распространенные рудные формации:

· кварц-молибденовая;

· кварц-халькопиритовая (Чукикамата, Браден, Чили; Коун-рад Казахстан); кварц-арсенопирит-золоторудная (Кочкарь, Урал);

· кварц-золотая (Березовское, Урал);

· кварц-турмалин-золотая (Дмитриевское, Ключевское, Забайкалье);

· кварц-касситеритовая (Онон, Забайкалье);

· кварц-молибденитовая (Клаймакс, США);

· кварц-энаргитовая (Бьютт, США);

· кварц-висмутиновая (Адрасман, Средняя Азия).

2. Березовское золоторудное месторождение

Расположено месторождение в Свердловской области, в окрестностях города Березовский к северо-востоку от Екатеринбурга.

Месторождение открыто в 1745 году крестьянином села Шарташ Ерофеем Марковым, разрабатывается с 1748 г. С началом его освоения связано зарождение золоторудной промышленности России [6].

Березовское постмагматическое месторождение (Средний Урал) является классическим золоторудным объектом кварцево-жильного типа с уникальной геолого-структурной позицией. Геологическая карта рудного поля представлена на рисунке 2.

Рис. 2 Схематическая геологическая карта Березовского рудного поля (По М. Бородаевской и И. Бородаевскому)

2.1 Стратиграфия месторождения

В геологическом строении района месторождения принимают участие среднепалеозойские (преимущественно нижнесилурийские) вулканогенные и осадочные породы.

Стратиграфический разрез Березовского месторождения имеет двучленное строение: в основании залегает нижняя вулканогенно-осадочная (S1V1), а в верхней части - диабазовая толща (S1V2). В совокупности они образуют пологопадающую на север моноклиналь.

В разрезе вулканогенно-осадочной толщи наблюдается чередование базальтовых лав, туфогравелитов, туфопесчаников, туффитов, реже гематитизированных лавобрекчий и кремнистых пород с остатками онколитов плохой сохранности. Общая мощность толщи, по результатам геолого-съемочных работ, оценивается в 800 - 850 м. Изредка в нем встречаются субвулканические тела габбро-диабазов. Вышележащая диабазовая толща (S1V2) представлена базальтами, спилитами, диабазами, порфиритоидами и зелеными сланцами по эффузивам основного состава. Мощность - 250-300 м.

Южнее, в Шарташской брахиантиклинали, в северной экзоконтактовой зоне одноименного гранитного массива из-под венлокских образований выступают более древние - лландоверийские, а возможно, даже верхне-ордовикские отложения. Представлены они различными парасланцами - филлитовидными углисто-кремнистыми с остатками граптолитов (?), углисто-кварцевыми, местами слюдяными, слюдяно-кварцевыми с редкими прослоями кварцитов и линзами мраморизованных известняков.

Общая мощность - более 200 м.

В толщах вулканогенно-осадочных и излившихся пород залегают сильно тектонизированные бескорневые пластообразные тела серпентинизированных ультрабазитов, превращенных обычно в тальк-карбонатные породы. Одно из них - Пышминско-Березовский бескорневой серпентинитовый массив, экранирующий золотое оруденение [6].

2.2 Рудогенерирующая роль магматизма в генезисе месторождения

В геологическом строении района месторождения принимают участие ранне-среднепалеозойские интрузивные образования ультраосновного и основного состава, дайки гранитоид-порфиров каменноугольного возраста.

Интрузивные породы Березовского рудного поля относятся к трем формациям: дунит-гарцбургитовой, габбровой и тоналит-гранодиоритовой.

К дунит-гарцбургитовой формации океанического спрединга принадлежат Шарташский и Пышминско-Березовский гипербазитовые массивы, условно относимые к силуру. Они слагаются серпентинитами, тальково-карбонатными породами. Пышминско-Березовский массив охватывает полукольцом с севера и востока рудное поле, а Шарташский окаймляет его с юга. Шарташский массив представлен двумя параллельными телами, мощностью от 70 до 260 м, залегающими согласно с породами ландоверийского яруса и отделяющими их от пород венлока.

Пышминско-Березовский массив ограничен с севера интрузией габбро, а с юга диабазами венлока. Он представляет собой тело, падающее на север под углом 40-45^о. Контакт гипербазитов с вмещающими породами рассланцован. Апофиза этого массива, секущая отложения венлока в виде пластообразного тела с пологим падением к юго-западу, прослеживается в северо-восточной части рудного поля.

Мощность тела меняется от 200 до 70 м.

Габбровая формация представлена Пышминско-Березовским массивом габбро. Это пластообразное тело мощностью 600-800 м, падающее на север под углом 40^о, примыкает к описанному массиву гипербазитов с севера. На их контакте наблюдается послойное чередование серпентинитов с полосчатым среднезернистым габбро. Возраст габбро по аналогии с более северными районами определен как нижнедевонский. В пределах рудного поля выделяются дайки основного состава. Дайки габбро-диабазов и жильных диабазов встречаются чаще. Большинство из них имеет субмеридиональное простирание: мощностью от 5 до 50 м. Эти образования возникли в геотектонической обстановке океанического спрединга формирования рудного поля.

К тоналит-гранодиоритовой формации относятся гранитоиды Шарташского массива, который сложен почти полностью непредельными по содержанию кремнезема гранитами. Лишь в одном пункте, в его северо-восточной части установлены гранодиориты. По гравиметрическим данным, Шарташский интрузив - крупное тело, расширяющееся на глубину и представляющее собой один из выходов на дневную поверхность Большого Шарташского плутона неправильной формы в плане и субширотной ориентировки. Вертикальные размеры этого плутона - около 5 км. Западный Шарташский и расположенный восточнее Шпанчевский выступы картируются на современном срезе, более восточный Становлянский (слепой) выступ четко фиксируется локальной отрицательной аномалией в поле силы тяжести. О. В. Беллавин и др. сделали вывод о прямой связи гидротермальной минерализации Березовского рудного поля с мощностью и формой кровли Большого Шарташского массива гранитоидов. Это подтверждается вертикальной зональностью околорудных метасоматитов в пределах Березовского рудного поля, а также зональностью продуктивных рудных минеральных ассоциаций. Шеелитсодержащие кварцевые жилы окаймляют Шарташский массив и полого погружаются под Березовское месторождение. Их околорудными метасоматитами являются эйситы и гумбеиты. По мере удаления от этого массива на север или в породы кровли (по вертикали) названные жилы сменяются более низкотемпературными их разностями с сульфидами. Продуктивность последних возрастает по мере продвижения на север. Отмеченная рудная и метасоматическая зональность является продуктом зонально построенного температурного поля, наведенного Шарташской гранитной интрузией. Характерно, что вольфрамоносные жилы встречаются только в южной части месторождения, где образуют зону, прилегающую с севера к Шарташскому гранитному массиву. В отличие от них, жилы сульфидно-кварцевого состава встречаются в пределах всей площади месторождения и даже в пределах Шарташского гранитного массива[3,6].

2.3 Рудогенерирующая роль тектоники и метаморфизма в генезисе месторождения

Березовское рудное поле в тектоническом отношении приурочено к грабену, образованному долгоживущими разломами, меридионального простирания. Северной и верхней границей рудного поля являются гипербазиты и габбро Пышминско-Березовского массива; южной - граниты Шарташского массива; нижней, вероятно, плагиогнейсы и гнейсы протеро-палеозойского возраста.

Две меридиональные свиты даек Березовского рудного поля возникли в обстановке широтного растяжения и меридионального сжатия в приподнятых блоках грабена, зафиксированных выступами Шарташского массива, и они практически отсутствуют в пределах опущенного блока. В этих блоках возникли разломы меридионального простирания, в которые внедрилась магма, давшая дайки гранит-гранодиоритовой формации, но условия приоткрывания разломов в огромном и прочном Шарташском гранитном массиве, размещающемся в ядре брахиантиклинали, сложенной вулканогенно-осадочным комплексом пород, были разные.

Шарташский массив как плутон реагировал на деформации иначе, чем его обрамление. В нем не возникла «правильная и регулярная» система даек в приподнятых блоках грабена, испытывающих приоткрывание разломов в результате гравитационного разваливания блоков из-за наличия опущенного и зажатого между ними блока, как во вмещающем массив вулканогенно-осадочном комплексе. Трещины образовывались, но они были разнонаправленные, а не только «регулярные» «березовские». Мощность всех даек в Шарташском массиве не превышает сантиметров и первых метров. Образование лестничных кварц-сульфидных жил в дайках Березовского рудного поля и их практическое отсутствие в дайках Шарташского массива также объясняется генезисом и условиями деформаций. После внедрения даек и залечивания разломов рудное поле реагировало на региональное широтное сжатие не локальным растяжением в своде, а как монолит, когда локальный и региональный планы деформаций, широтное сжатие и меридиональное растяжение, совпали. Остывание даек происходило именно при таком плане деформаций. Оно сопровождалось контракцией, которая проявлялась преимущественно в продольном направлении, так как длина даек 8-10 км, а мощность - всего 8-10 м. Этому способствовал и план деформаций - широтное сжатие и меридиональное растяжение. Контракция и деформации вызвали образование в дайках, более хрупких, чем вмещающие породы, крутопадающих, поперечных к простиранию даек трещин, их приоткрывание и проникновение в открытые полости растворов, которые дали кварцево-сульфидные жилы, получившие название «лестничных». Влияние плана деформаций подтверждается наличием редких свит широтных крутопадающих красичных жил, залегающих в вулканогенно-осадочном комплексе, вмещающем дайки, к которому контракция никакого отношения не имеет. Отсутствие пологих контракционных трещин в дайках можно объяснить гравитацией, противодействующей контракции и направленной по падению даек [1].

Размещение золотого оруденения в жилах определяется рельефом разломов, выполненных дайками, кинематикой тектонических движений, что обусловливает распределение напряжений в дайках, формирует каналы для движения гидротермальных растворов и определяет геолого-структурные типы рудных тел [2].

2.4 Зональность оруденения и полезные ископаемые месторождения

В рудном поле, по данным М. Б. и Н. И. Бородаевских и П. И. Кутюхина, распространены две формации жил: кварц-турмалин-шеелитовая (вольфрамоносная) и кварц-сульфидная (полиметаллическая). Зона жил вольфрамоносной формации охватывает Шарташский массив с севера и занимает только южную часть рудного поля.

Выделяются три зоны, внутри которых в жилах развиты различные минеральные ассоциации, отличающиеся по степени рудоносности. Это анкерит-кварцевая, кварц-пиритовая, полиметаллическая и карбонатная ассоциации [2].

Первая ассоциация состоит из кварца, анкерита и более позднего по времени выделения пирита. Пирит кубической формы с длиной ребра 3-5 см.

Вторая ассоциация - из кварца, пирита и шеелита. Пирит в этой ассоциации встречается как кубической формы, так и в форме пентагондодекаэдров. Кристаллы пирита имеют меньшие размеры, чем в первой минеральной ассоциации. Количество пирита велико и иногда превосходит количество кварца. Кварц часто встречается в виде тонких прожилков. Шеелит представлен зернистыми скоплениями, одиночными зернами или кристаллами бипирамидальной формы. Количество шеелита очень незначительно, и распределен он неравномерно.

Третью ассоциацию минералов составляют пирит, блёклая руда, галенит, халькопирит, айкинит и небольшое количество кварца. Пирит здесь двух разновидностей: сростки кристаллов в друзовых пустотах и мелкозернистые скопления, выполняющие трещины в кварце или приуроченные к контактам жил с вмещающими породами. Встречаются блёклые руды в виде массивных скоплений совместно с пиритом, халькопиритом, галенитом. Он представлен зернистыми скоплениями и небольшими кристаллами.

Выделяется галенит позднее, чем пирит и блёклая руда. Халькопирит встречается в других сульфидах и в кварце в виде тонких включений.

Его содержание незначительно - 0,2-0,3 %. Айкинит распространен широко, но в небольших количествах. Встречается он в виде призматических кристаллов или неправильных скоплений.

Четвертая ассоциация, карбонатная, состоит из кальцита и небольшого количества доломита. В южной части поля, начиная от выхода на поверхность Шарташского массива, расположена зона жил анкерит-кварцевой ассоциации. Эта ассоциация развита и на всей остальной площади рудного поля. Зона, где кроме неё появляется кварц-пиритовая минеральная ассоциация, занимает меньшую площадь. Ещё меньшую площадь занимают полиметаллическая и карбонатная ассоциации. Перечисленные зоны погружаются в северном направлении согласно с кровлей Шарташского массива.

Происхождение минеральной зональности объясняется И. Т. Самарцевым многостадийностью процесса формирования жил, при которой минералы каждой последующей стадии отлагались на меньшей площади и при более низких температурах, чем предыдущие. Это вызывалось смещением эпицентров концентрации растворов в результате остывания интрузива и утолщения его панциря. Растворы, отложившие минералы полиметаллической формации, имеют глубинное происхождение. Подтверждение этого вывода видим в том, что граница зоны развития жил вольфрамоносной формации повторяет очертания гранитного массива в плане.

Очертания же зон развития жил полиметаллической формации ничего общего с ним не имеют. В то же время оруденение контролируется структурно-тектоническими факторами. Как было показано выше, рельеф разлома, выполненного дайкой, влияет на распределение напряжений в дайке, в результате которых формируются каналы для движения гидротермальных растворов и рудные тела различных типов: пологие и крутые флексуры. Установленный для каждого из этих типов характер рудообразующих движений исключает их одновременное приоткрывание. Следовательно, они формировались в разные стадии рудообразования, и в пределах зоны развития различных геолого-структурных типов рудных тел должны быть развиты различные минеральные ассоциации.

Зона развития полиметаллической ассоциации совпадает с зоной развития рудных тел в крутых флексурах [1,2].

Надо учитывать, что при любом направлении тектонических движений, Вызывающих приоткрывание, части дайки и с пологими, и с крутыми углами падения не были абсолютно зажатыми. По всем участкам происходила циркуляция растворов, но преимущественное развитие данная минеральная ассоциация получала на 78 оптимально приоткрытых в этот момент участках дайки. Каждая дайка рудного поля имеет свои структурные особенности, которыми определяются условия размещения оруденения.

Структурные особенности каждой дайки определяют характер зональности других даек. Но очевидно, что такая зональность свойственна всем дайкам.

Установленная зональность в размещении структурно-геологических типов рудных тел и её связь с определенными минеральными ассоциациями свидетельствует, что структурные условия рудоотложения являются одним из главных факторов минеральной зональности. Причину зональности мы видим не в смещении мест прорыва растворов в сторону пологой кровли Шарташского гранитного массива, а в приоткрывании в каждый этап тектонических движений различных участков даек, что создает пути движения растворов и формирует структуры, в которых и происходило отложение данной минеральной ассоциации.

Вскрытый механизм образования минеральной зональности на Березовском месторождении - убедительная иллюстрация положения А. В. Королева о том, что необходимым условием возникновения зональности является совпадение в пространстве и времени тектонических деформаций с эволюцией магматического очага, дающего гидротермальные растворы [2].

Заключение

Высокотемпературные гидротермальные месторождения образуются в интервале температур 500-3000 ^оС. Чаще всего такие месторождения относятся к глубинным (золоторудное поле Колар в Индии), хотя и встречаются на малых глубинах в связи с вулканическими процессами (оловянно-вольфрамовое Унция в Боливии). В большинстве случаев эти месторождения парагенетически связаны с кислыми или ультракислыми магматическими породами (гранитами, аляскитами, гранодиоритами) и проявляют с ними геохимическое тождество. При этом очень часто залегают непосредственно в интрузивах или вблизи них. Наиболее характерные полезные ископаемые этих месторождений: вольфрам, молибден, медь, золото, олово, а также неметаллические графит, апатит, корунд [5].

Гидротермальная минерализация Березовского рудного поля генетически связана с Большим Шарташским массивом гранитоидов тоналит-гранодиоритовой формации. Это подтверждается вертикальной зональностью околорудных метасоматитов в пределах Березовского рудного поля, а также зональностью продуктивных рудных минеральных ассоциаций, определяемых мощностью и формой кровли Шарташского массива [1]. Рудолокализующая роль магматизма в размещении золотого оруденения в кварцево-сульфидных жилах Березовского месторождения обусловлена геолого-структурной позицией Березовского рудного поля, ранне коллизионным магматизмом дайковой серии и позднеколлизионной постмагматической деятельностью [3]. Становление Шарташского гранитного массива с сериями многочисленных даек породило мощный процесс минералообразования в широком интервале температур. Как в массиве, так и в дайках и во вмещающих породах наблюдаются продукты становления высокотемпературных формаций с последующим телескопированием среднетемпературных и низкотемпературных [2].

Список использованной литературы

1. Бабенко В. В. О рудоконтролирующих деформациях Березовского месторождения // Изв. вузов. Горный журнал. 1975. № 10. С. 3-8.

2. Бабенко В. В. Структурные условия размещения и зональность оруденения Березовского месторождения (Урал) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1978. № 10. С. 114-126.

3. Бабенко В.В., Поленов Ю.А., Огородников В.Н. Роль интрузивного магматизма в генезисе Березовского золоторудного месторождения (Средний Урал) // Известия Уральского Горного Универ-та, 2016, Выпуск 1, С. 39-49.

4. Родыгина В.Г. Курс геохимии: Учебник для вузов. Томск: Р 617.

Изд-во НТЛ, 2006. 288 с.

5. http://www.mining-enc.ru. Горная энциклопедия.

6. http://brusnicyn.berezlib.ru. Централизованная библиотечная система города Берёзовский.

Размещено на Allbest.ru