трусики женские украина

На головну

 Родовища магматогенной серії - Геологія

Курсова робота

на тему

Родовища магматогенной серії

Зміст

Введення

Магматичні родовища

Пегматитові родовища

Карбонатітовиє родовища

Скарнові родовища

Гідротермальні родовища

Список літератури

Введення

родовище магматогенних порода

Родовища магматогенной серії - магматогенних (глибинні, ендогенні) родовища корисних копалин формувалися в надрах Землі при геохимической диференціації мінеральних речовин, обумовленої виникненням магми і її впливом на навколишнє середовище за рахунок внутріземних джерел енергії. Серед них виділяється 5 основних груп:

1.Магматіческіе родовища

2.Пегматітовие родовища

3.Карбонатітовие родовища

4.Скарновие родовища

5.Гідротермальние родовища

Магматичні родовища

Магматичні родовища - поклади корисних копалин, що сформувалися в надрах земної кори при застиганні і кристалізації основної або лужної магми, що містить у своєму складі підвищені концентрації цінних мінералів. Ці поклади мають різну форму і розташовані серед споріднених їм магматичних гірських порід. Освіта цінних мінералів в остигає магмі обумовлено трьома причинами. По-перше, магма при охолодженні може розпадатися на дві незмішувані рідини, одна з яких складається з речовини корисної копалини. Такий процес називається ліквацією, а виникаючі при цьому родовища називаються ліквационних магматическими родовищами (наприклад, сульфідні мідно-нікелеві руди, що містять кобальт і платиноїди родовищ Норильська, Талнаха, Печенги в СРСР і Садбері в Канаді). По-друге, цінні мінерали при кристалізації магми можуть виділитися раніше інших, зануритися на дно магматичного резервуара і сформувати поклади раннемагматіческіх родовищ. Ці родовища також називаються сегрегаційний, або акумулятивними (родовища хрому, титану та заліза). Оригінальними раннемагматіческімі утвореннями є алмазоносних кімберлітові трубки Східного Сибіру і Південної Африки. По-третє, при кристалізації магми, багатих газом, речовина корисної копалини може сконцентруватися в Легкоплавкі залишковому розплаві і при подальшому твердінні утворити позднемагматіческім, або гістеромагматіческіе, родовища (поклади титаномагнетиту типу гори Качканар на Уралі, хромитов Південного Уралу, апатитів Кольського півострова, танталу, ніобію і рідкісних земель). Значно рідше магматичні родовища виникають у вигляді потоків, що виливаються з жерла вулканів (наприклад, вулканічні потоки сірки).

У викладеному вище вигляді в природних умовах формування конкретних родовищ не відбувається. На кожному рудному об'єкті одночасно реалізуються всі три шляхи магматичної диференціації речовини. Часто порушується також тимчасова послідовність подій. Процеси ликвации можуть протікати і на заключних фазах становлення інтрузивних масивів. Складність проблеми пов'язана також з нерівномірністю, стадийностью і імпульсивністю надходження розрізняються по складу нових порцій магматичного розплаву в геологічні структури, де відбувається рудоутворення. Однак умовно по переважному типу сформувалися руд надалі будемо дотримуватися даної схеми, виділяючи ліквационних, ранне- і позднемагматіческім родовища.

Ліквационних родовища

Розглянутий тип рудних утворень асоціює з розшаруванням интрузиями і включає родовища: 1) мідно-нікелеві сульфідні; 2) хромітові, титаномагнетитові і платіноідние і 3) рідкісних, рідкісноземельних і розсіяних елементів.

1. Мідно-нікелеві сульфідні родовища пов'язані з двома основними геотектонічними обстановками: областями тектономагматіческой активізації та зеленокаменних поясами докембрію. Основними рудними мінералами є: пірротін, пентландит і халькопірит.

В областях тектономагматіческой активізації родовища зустрічаються в трьох тектонічних позиціях: 1) у зонах глибинних докембрийских розколів (тип Садбері), 2) в континентальних докембрийских рифтових зонах (Дулутскій тип), 3) в мезозойських континентальних рифтових зонах (Норильськ-Талнахское тип). Два останніх типу пов'язані з габро-долеритових интрузиями, асоціюється з платформеними платобазальтов.

Тип Садбері представлений унікальним рудним об'єктом. Про походження якого вже більше 50 років ведуться запеклі суперечки. Домінують дві гіпотези. Згідно з однією родовище приурочене до докембрийской кальдері, розташованої на глибинному розколі, за іншою - рудоносность магма проникла також в древній розкол, але освічений екзотичним способом - слабким величезним метеоритом. У будь-якому випадку на Канадському щиті серед метаморфизованних вулканогенно-осадових порід гуронской серії на площі 60 ? 20 км розташовується лополіти-подібний нікеленосний габро-норітовий плутон. Він відрізняється від інших рудоносних масивів відсутністю циклічних утворень і мінеральної розшарування і високим вмістом кварцу.

Ймовірно, магма основного складу була контаміновані кварцовим мінералом при незмінному співвідношенні Fe / Mg; вона стала в'язкою і не здатної до розшарування. Термодинамічний аналіз системи FeO - SiO2- FeS2показал, що додавання в неї кварцу сприяло сегрегації розчинених сульфідів без одночасного осадження силікатів, що і призвело до накопичення багатих руд. Останні представлені трьома текстурної-структурними типами: 1) на південному фланзі плутону в лежачому боці виділяються поклади, представлені в нижній частині суцільними рудами, а у верхній - вкрапленнями; 2) на північному фланзі в подстилающих норіти ударних брекчиях є прожилково-вкраплені тіла, 3) за межами плутону в дайках норитов і габро встановлена ??промислова вкраплена мінералізація.

Дулутскій тип характерний для інтрузивних комплексів, які асоціюють з протерозойскими платобазальтов і приуроченим до внутрішньоконтинентальним рифтових структурам. На типовому Дулутском родовищі комплексні інтрузіви залягають в платобазальтов оз. Верхнього. Оруденение найбільш тісно пов'язане з норитами, меншою мірою з троктолітамі і рідко з дунітамі і перидотитами. Судячи з ізотопним даними сірки сульфідів (s34S = 18 ‰) більше 75% її було отримано шляхом контамінації осадових порід. Припускають, що магма, збагачена олівіном і сульфідами, утворила сульфідоносную зону в дунітах. В результаті послідувала диференціації виникли циклічні тріади: перидотит-троктоліт-анортозит. Сульфідні поклади накопичувалися в підставі перідотітового членів.

Норильськ-Талнахское тип пов'язаний з мезозойськими траппами. Унікальний Норильськ-Талнахское рудно-магматичних центр розташований на північному заході Сибірської платформи і тісно пов'язаний з мінералізованими тріасовими гіпабіссальних силламі. Інтрузії контролювалися великим розломом, мають зональний будова і складені в підставі покрутив і пікрітовимі долеритами, а в покрівлі фельзитового різницями. У лежачому боці Сілла виділяються горизонти суцільних руд, з якими асоціює найбільш багата мідно-нікель-платинова мінералізація.

У покрівлі інтрузівов розвинені вкраплені руди, а в підошві під вміщають породах - прожилково-вкраплені. Відповідно до існуючої генетичної моделі базальтові магми, перетинаючи осадовий чохол, асимілювали сірку і СаО з евапоритів. Сірка з сульфатної відновлювалася до сульфідної. Сульфіди у формі крапельок збирали, розсіяні в розплаві нікель, мідь і елементи платинової групи. Цьому процесу сприяв міститься в розплаві вуглець, захоплений магмою з карбонових вугленосних горизонтів.

У докембрийских зеленокаменних поясах розвинене два рудномагматіческіх типу родовищ - толеітових і коматіітовий.

Толеітових тип локалізується в раннепротерозойских вулканогенно-осадових мобільних прогибах. До найбільш відомих родовищ цього типу відносяться Печенга на Кольському півострові і Лінк-Лейк в Канаді. Печенгский рудний район приурочений до потужної багатофазовий вулканогенній серії. Після прояви четвертої заключної фази основного вулканізму протікали процеси складкоутворення і відбувалося впровадження базитов і гипербазитов в осадові горизонти, що розділяють третю і четверту вулканічні товщі. Виниклі силли мають три шари: базальний перидотит-піроксеніт-габро. Сульфідні поклади пов'язані з перидотитами і серпентинітами і розвинені переважно в синклінальних прогибах. Крім магматичних зустрічаються тектонічно ремобілізованние прожилково-вкраплені руди. У рудному районі відомо три типи рудних тіл: 1) суцільні в підошві интрузий в перідотітах, що змінюються в напрямку покрівлі вкрапленнями, 2) брекчіево в тектонічних зонах, 3) прожилки у вміщають тектонічних сланцях. Перші два типи збагачені нікелем

Сu / (Cu + Ni) = 0,28,

а третій їм збіднений

Cu / (Cu + Ni) = 0,51.

Коматіітовий тип пов'язаний з архейськими зеленокаменних поясами. По глибинах формування та фаціальних складом рудовмещающих магматичних порід виділяють три групи родовищ: вулканогенні, субвулканические і плутоногенний.

Найбільш відомими прикладами вулканогенній групи служать родовища району Камболда в Західній Австралії. Тут рудовмещающих розріз складають породи двох циклів вулканізму, кожен з яких складний вулканитами, послідовно міняють склад від основного до кислого. Вінчає цикл пачка осадових порід і горизонт залізистих кварцитів. Рудні тіла розташовуються в межах нижньої коматіітовой частини нижнього циклу, фаціальні переходить у базальти. Коматііти являють собою еффузівние ультраосновних породи зі структурою спініфекс - пластинчастих і деревовидних скелетних виділень олівіну. Особливістю коматіітов є високий вміст MgO (перевищує 18%).

Для вулканогенних родовищ характерні невисокі загальні запаси руд (близько 5 млн т), але підвищені концентрації нікелю (1,5-3,5%). Припускають, що ліквація магми на сульфідний і силікатна розплави сталася ще в мантії. Надалі обидва розплаву у формі механічної суміші спільно переміщалися аж до виливу лав і кристалізації руд у пониженнях підошви потоків.

Субвулканіческіх група широко поширена в зелено-кам'яних протерозойских поясах в районі Манітоба (Канада), в нікеленосний провінціях Західної Австралії та Південної Африки. Повсюдно руди розташовуються в основі лінз перідотітов. До 80% запасів, а вони складають 40-50 млн т, припадає на рудні штокверки. Вміст нікелю коливається в межах 1,5-2,5%.

Плутоногенний група так само як і субвулканіческіх характерна для протерозойских поясів. Найбільш відомо родовище Сікс-Майл в Західній Австралії. У цій групі оруденение має украплений характер і зазвичай концентрується в дунітової ядрі ультраосновних масивів, що мають перідотітового оболонку. Запаси руд складають сотні мільйонів тонн при низькому (0,6%) вмісті нікелю.

Аналіз рудної мінералізації ліквационних мідно-нікелевих родовищ показав, що оруденение в основних породах більш збагачене міддю, а в ультраосновних - нікелем. У вертикальному розрізі рудних покладів спостерігається збільшення до підошви змісту Сu, Pt, Pd, Аu і пониження Со, Ir і Os.

Існує п'ять гіпотез генезису даних родовищ: 1) ліквационноє розшарування магми на глибині і потім пошарові і?екціі; 2) ліквація або кристалізаційна диференціація магми на глибині і подальше одноактна впровадження таких гетерогенних розплавів; 3) ліквація або диференціація магми на місці становлення масивів; 4) постмагматіческого метасоматічеських походження смужчатих рудоносних масивів; 5) магматичне заміщення шаруватих еффузівно-осадових товщ. Найбільш поширеними є перші три гіпотези, інші, ймовірно, можуть проявлятися в особливих геологічних ситуаціях.

Сучасна концепція, розроблена А.П. Лихачовим і А. Наддреттом, припускає, що рудоносні магми зароджуються на глибинах понад 100 км в умовах фракційного плавлення первинного сульфідсодержащего матеріалу мантії. Підйом цих магми здійснюється у вигляді сульфідної рідини, диспергированной в окисно-силікатному розплаві. Рудне речовина транспортувалося у формі сульфідних крапель. Кристалізація розплаву відбувалася з послідовним виділенням пирротина, потім пентландіта і на закінчення халькопирита. У предкрісталлізаціонний період сульфідний розплав розпадається на три несмешивающиеся рідини, збагачені: залізом, нікелем і міддю, що розрізняються по температур кристалізації. Халькопірітовая рідина може мігрувати на значні відстані.

У завершальну стадію еволюції расплавних сульфідна система переходить в гидротермальное закінчення з утворенням вторинних фаз - міллеріта, піриту, халькопирита, пирротина, борніту, халькозіна, ковеллін. Таким чином, на Норильському родовищі виникли унікальні міллерітовие руди.

2. Хромітові, титаномагнетитові і платіноідние родовища розвинені в розшарованих масивах, що відносяться до тектоноплутоніческому типом областей протоактівізаціі докембрію. До найбільш відомих рудоносних масивам відносяться: Бушвельд і Велика Дайка Зімбабве в Південній Африці, Чінейскій в Забайкаллі, Стилуотер в США та ін.

Бушвельдскій комплекс сформувався в ранньому протерозої в п'ять стадій: 1) андезітового вулканізму, 2) фельзитового вулканізму, 3) ультраосновного магматизма та освіта розшарованої серії (норітовий комплекс), 4) впровадження гранітної магми і 5) утворення лужних даек. Норітовий комплекс являє собою гігантський лополіт потужністю більше 7 км, в якому знизу вгору виділяються наступні шари: 1) норіти (350 м), 2) переслаивание норитов з перидотитами (1500 м), 3) рудоносность, так звана критична, зона норитов з прошарками дунитов і піроксенітов (100 м), 4) габро-норіти (3500 м), 5) габро-діорити (2000 м).

У критичній зоні виділяються три рудних горизонту: 1) дунітової з хромшпінелідов і платиноїди, 2) анортозитових з титаномагнетитів і 3) норітовий з платіноносних сульфідами. У його межах розташований риф Меренського - горизонт діаллагових норитов, що містять лінзи хромитов і скупчення сульфідів, збагачених платиною та паладієм.

Велика Дайка розсікає весь архейський кратон Зімбабве (її довжина 550 км, ширина 4-12 км) і являє собою єдине інтрузивне тіло в зоні глибинного розколу. Весь комплекс виник протягом 50 тис років. Верхня частина дайки до глибини 2-4 км має горизонтальне, а нижче вертикальне плітообразное залягання. У верхній частині наголошується розшарування порід (зверху вниз): 1) габро, 2) тонкий (0,3 м) горизонт перешаровуються дунитов, піроксенітов і перідотітов, збагачений мідно-нікелевими сульфидами з платиною, 3) пачка шаруватих ультраосновних порід з горизонтами хромітових руд . Нижче слід безрудних нерасслоенная вертикальна частина интрузива, складена ультраосновнимі породами.

Серед магматичних родовищ найбільш значні родовища заліза, титану, ванадію, хрому, платини, міді, нікелю, кобальту, апатиту, алмазів, ніобію-танталу, цирконію та гафнію.

Пегматитові родовища

Виділяють дві групи пегматитов - ендогенні та метаморфогенні. Ендогенні пегматити і пов'язані з ними корисні копалини належать до групи позднемагматіческім утворень, що формувалися на завершальній стадії становлення масивів і розташовуються поблизу його покрівлі. Вони пов'язані з родоначальних интрузивами тотожністю складу. Форма тел пегматитов жило - і гнездообразно, зазвичай мають зональне будову, нерівномірні розміри зерен мінералів і присутні в них сліди метасоматической переробки первинних мінеральних асоціацій магматичного походження. Переважна кількість пегматитов пов'язано з гранітними породами. З іншими формаціями глибинних вивержених порід пегматити зустрічаються рідше. Тіла пегматитов відомі, але не обов'язкові для перідотітового, габбровой і плагиограніт-сиенітовиє формацій ранніх стадій геосинклінального розвитку. На активізованих платформах пегматити виявлені за основними, кислими і особливо лужними породами. Гранітні пегматити розділені А.Е.Ферсманом на пегматити чистої лінії і пегматити лінії схрещення. Перші залягають у гранітах або тотожних породах і не зазнали змін складу в процесі формування. Другі утворюються серед інших формацій, при цьому виникають гібридні пегматити, що асимілювали речовина бічних порід, і десіліцірованние пегматити, які віддали частину свого кремнезему вміщуючих порід.

Метаморфогенні пегматити, що формуються на різних стадіях метаморфічного перетворення, переважно древніх докембрійських порід, за особливостями складу відповідають фациям регіонального метаморфізму вміщуючих порід.

Переважною формою пегматитов є плітообразние і складні жили, рідше зустрічаються лінзи, гнізда і труби. Довжина тел пегматитов змінюється від 150 м до 5000 м, при зміні потужності від 50 м до 400 м. Пегматити формувалися протягом тривалої геологічної історії Землі від архейского до альпійського циклів.

Пегматити формують регіональні пояса від сотень до декількох тисяч кілометрів (мамского, Забайкальський, Кольско-Карельський, Раджастанській пояс Індії, Аппалачський, Південно-Африканський та ін.). В межах поясів пегматити групуються в поля (пучки, вузли), приурочені до ланцюжків інтрузівов, положення яких визначається поперечними складчастими і розривними порушеннями. За співвідношенням пегматитов з вміщають породами виділяють два різновиди: сінгенетічние, або Шліровая, камерні пегматити; епігенетічние або вичавлені пегматити. Перші сформувалися на місці скупчення залишкових пегматітообразующіх продуктів магматичного розплаву, знаходяться в материнській породі, у них відсутні різкі контакти з вміщають породами, відсутня мелкозернистая аплітовая облямівка, овальна форма тіл, велика кількість міаролових пустот. Другі формуються за межами залишкового магматичного вогнища для них характерно розміщення не тільки в материнській породі, але за її межами, контроль пегматитових тіл тектонічними порушеннями, жильна форма, різкі контакти з вміщають породами, наявність дрібнозернистої аплітовой облямівки, відсутність міаролових пустот.

Переважна маса пегматитів формувалася на значних глибинах від 1,5-2 і 16-20 км. Рання кристалізація магматичного розплаву відбувається при температурі 1200-900оС, нормальний граніт застигає при температурі трохи нижче 1000оС, у присутності мінералізаторів температура може знижуватися до 730-640оС. Враховуючи сукупність усіх даних початкова температура гранітного пегматитового розплаву повинна бути порядку 800-700оС. У процесі подальшого накопичення та метасоматического перетворення пегматітообразующіх мінеральних комплексів, температура поступово знижувалася з послідовним формуванням биотита, кварцу, мусковіта, берилу, наступних виділень кварцу і топазу, мориона і аметисту, і заключних виділень халцедону. Останній формується в інтервалі температур 90-55оС.

У мінеральному складі пегматитов переважають силікати і оксиди. Гранітні пегматити чистої лінії складені ортоклазом, мікрокліном, кварцем, альбітом, олігоклаз і буттям; другорядні мінерали - сподумен, мусковіт, турмалін, гранат, топаз, берил, лепідоліт, флюорит, апатит, мінерали рідкісних і радіоактивних елементів, рідкісних земель. Гібридні пегматити, утворені при асиміляції глиноземистих порід, збагачуються андалузитом, кіаніту, сілліманітом.

Пегматити, що асимілювали карбонати кальцію, магнію, заліза, містять рогову обманку, піроксени, Стено (титаніт), скаполіт. Десіліцірованние пегматити в ультраосновних і карбонатних породах представлені зазвичай плагиоклазітах. При пересиченні глиноземом виникають корундові плагиоклазітах.

Лужні пегматити складаються з мікрокліна, ортоклаза, нефелина або содаліта, егіриніт, гакманіта, натроліта, арфведсоніта з домішкою апатиту, анальцима, мінералів цирконію, титану, ніобію і рідкісних земель.

Пегматити ультраосновних і основних магми складені основним плагиоклазом, ромбічним піроксеном (Бронзіта), менше поширені олівін, амфібол, біотит з домішкою апатиту, граната, сфена, циркону, титаномагнетиту, магнетиту.

За складом і особливостям внутрішньої будови пегматити поділяються на прості, або недиференційовані, і складні, або диференційовані.

Прості гранітні пегматити складаються з калієвого польового шпату і кварцу.

Складні гранітні пегматити мають різноманітний мінеральний склад і зональне будову. У структурі зональних пегматитов виділяються: оболонка, внутрішня частина і неправильні метасоматические скупчення. Всі вони складають п'ять головних елементів зональної структури (Рис. 4).

Рис. 4. Схема текстурної-парагенетических типів пегматитів. За К. Власову.

I - рівномірнозернисті або письмовий, II - блоковий, III - поліодіфференцірованний, IV - редкометалльних заміщення, V - альбіт-сподуменовиє типи;

1 - граніт; 2 - пегматоїдних граніт; 3 - микроклин; 4 - кварц; 5 - контактовому облямівки і зони мусковіт-кварц-полевошпатового складу; 6 - пегматит письмовій та гранітної структури; 7 - блокова зона; 8 - мономинеральной мікроклінові зона; 9 - кварц-сподумновая зона; 10 - комплекси та зони заміщення; альбіт, кварц, мусковіт, релікти мікрокліна, рідкіснометалеві мінерали (лепідоліт, берил, часто цезієвий, ніобат-танталату, поліхромний турмалін, сподумен та ін.).

Перша, зовнішня зона складена тонкозернистой облямівкою мусковіт-кварц-полевошпатового складу, зазвичай кілька сантиметрів потужністю. Друга зона виконана кварц-польовошпатової масою письмовій та гранітної структури. Третя складається з мономинеральной маси або блоків мікрокліна. Четверта зона виконана кварцом і являє собою кварцевое ядро. П'ята зона не завжди проявлена ??і не відокремлюється чітко. Вона представлена ??неправильними скупченнями кварцу, альбіта, мусковіта, сподумена і мінералів рідкісних металів, що тяжіють до кордону кварцового ядра і мікроклінові зоні. Така будова розглядається, як наслідок еволюційного розвитку пегматитових тіл в процесі їх формування. Розвиток може дійти до різних стадій, у зв'язку, з чим можуть утворюватися пегматити різного ступеня диференційованості.

Серед пегматитових родовищ виділяються три генетичних класу: прості пегматити; перекристалізованого пегматити; метасоматически заміщені пегматити. Прості пегматити складені калій-натрової польового шпату і кварцом з невеликою домішкою слюди. Ці пегматити розробляються для отримання комплексного керамічної сировини і використовуються для виробництва нижчих сортів виробів фаянсової і фарфорового промисловості (Куру-Ваара Мурманської обл.). Такі пегматити називаються також керамічними пегматитами. Пегматити характеризуються складною морфологією жильних тіл потужністю до декількох десятків метрів і довжиною до 800-1000м і більше, відрізняються досить постійним складом, що забезпечує хороше збагачення, є основним джерелом нізкокаліевой польовошпатових матеріалів. Іноді у складі пегматитов зустрічаються великі блокові відокремлення кварцу і мікрокліна (Рис. 5 Перетин простого пегматита).

Рис. 5. Перетин простого пегматита:

1 - кварцове ядро; 2 - пегматит письмовий структури; 3 - слюдяная облямівка; 4 - граніт.

Перекристалізованого пегматити, як правило, мають разнозерністимі крупно-і гігантозернистих структуру. Така структура могла сформуватися в результаті перекристалізації вихідної речовини жив під впливом гарячих газово-рідких розчинів, хімічний склад яких знаходився в рівновазі зі складом раніше виділилися пегматітообразующіх з'єднань. При перекристалізації калієвого польового шпату при гідролізі формується мусковіт (Рис. 6). З перекрісталллізованних пегматитов добувають мусковіт (родовища Чупіна-Лоухского району Карелії, мамского району Іркутської обл.), Попутно видобувають польовошпатова сировина, кварц. За кордоном основними центрами видобутку мусковіта є пегматитові поля Індії та Бразилії. Крупнолистовий мусковит видобувається тільки з пегматитів. За характером розподілу мусковіта в жильному тілі виділяють жили з рівномірним, зональним і гніздовим розподілом. У зв'язку з винятковою значущістю цих пегматитів вони називаються Мусковитовий пегматитами.

Рис. 6. Перетин перекристалізованого пегматита жили 4 Слюдяногорского родовища. За Г. Кулешова та ін. 1 - гнейси; 2 - середньозернисті пегматити; 3 - кварц; 4 - мусковіт.

Метасоматически заміщені пегматити на відміну від раніше розглянутих відрізняються перекристаллизацией і метасоматической переробкою в різній мірі під впливом гарячих мінералізованих розчинів, хімічно нерівноважних по відношенню до складу первинної пегматітообразующей мінеральної маси. Для цього класу характерно найбільш повне зональне будову з метасоматическими перетвореннями і грейзенізація (Рис. 7). Ці два процеси супроводжуються появою мінералів рідкісних металів, гірського кришталю, дорогоцінних каменів. З метасоматически заміщених пегматитов добувають оптичний флюорит, дорогоцінні камені, руди літію, берилію, цезію, рубідію, рідше олова, вольфраму, торію, урану, ніобію, танталу, рідкісних земель. Рідкіснометалеве і рідкоземельних мінералізація в пегматитах незалежно від генетичної належності їх до певної формації вважається метасоматически накладеної. Встановлено, що рідкіснометалеве мінералізація проявляється тільки в тих пегматитових полях, які приурочені до районів поширення аляскітових формації. Рідкоземельні мінералізація встановлюється тільки в пегматитових полях, розташованих в безпосередній близькості від лужних гранітів або в районах, де яким-небудь чином проявлений лужної метасоматоз, пов'язаний з цими гранітами. У цю групу об'єднані пегматити, відомі в літературі під назвою пегматитов натрію-літієвого типу. Всередині групи виділяють наступні рудно-метальних типи: танталіта-поллуцітовий, сподуменовиє, сподумен-берилію-танталітовий, колумбіту-берилові, берилій-колумбітовий. У тантало-поллуцітовом типі характерними акцесорними мінералами є рожеві турмаліни, бузкові літієві мусковітом, пурпура, вісмутін, Бісмут, літієві фосфати, каситерит; в сподуменовиє типі - берил, танталіт, колумбіт; в сподумен-берилію-танталітовом і колумбіту-берилові типах - мусковіт, каситерит, Бавен, бертрандит, арсенопірит, молибденит, іноді флюорит; в берилій-колумбітовом типі - молибденит, флюорит, топаз, базобісмутіт, каситерит. У всіх типах присутні другорядні мінерали: мусковіт, апатит, турмалін, гранат, біотит.

Рис. 7. Перетин метасоматически замещенного пегматита. За Н. солодового.

1 - наноси; 2-10 - зони: 2 - блокового кварцу, 3 - крупноблокового мікрокліна, 4 - мелкопластінчатим альбіта; 5 - кварц-сподуменовиє; 6 - Кльовеланд-сподуменовиє (по зовнішній периферії цієї зони розташовується малопотужна зона сахаровідного альбіта, що не показана на кресленні через його Дрібномасштабні), 7 - кварц-Мусковитовий гнізд, 8 - крупноблокового мікрокліна, 9 - гнізд дрібнозернистого альбіта, 10 - графічна кварц -мікрокліновая (місцями сильно альбітізірованная); 11 - вміщують породи.

Всередині групи рідкоземельних пегматитов виділені: рідкоземельні-церієву і рідкоземельних-ітрієво і мікрокліном-амазоніта-гадолінітовий типи пегматитов. У першому типі основним породообразующим мінералом є микроклин, рідко порушене процесами амазонітізаціі. Рідкоземельні мінералізація приурочена до зон окварцеванія і представлена ??ортіта і чевкінітом. У рідкоземельних-ітрієвих пегматитах - абукумалітом, іттротітанітом, фергусонітом, торує, цітролітом. Характерним акцесорних мінералом є магнетит. У мікрокліном-амзоніто-гадолінітовом типі переважаючими породообразующими мінералами є амазонит, микроклин. Рідкоземельні мінералізація представлена ??гадолинита. Постійним другорядним мінералом є біотит.

Пегматитові родовища берилію досить широко поширені, на їх частку припадає вся світова видобуток берилію. Берил з пегматитів витягується переважно попутно при розробці їх на мусковіт, тантал, цезій або літій. Поява в них великих кристалів (іноді кілька тонн) дозволяє вести ручну виїмку і отриманню без будь-якого збагачення концентратів, що містять 10% окису берилію. Спільно з бериллом часто зустрічається чорний турмалін, колумбіт, цітроліт, монацит.

Пегматитові родовища олова відомі в Східному Сибіру Росії і розташовані в докембрійських комплексах. Руди зазвичай комплексні, розробляються на олово, тантал, ніобій, скандій, рубідій, частково на вольфрам і вісмут. Найбільш багаті оловом (до 0,1%) альбітовие і альбіт-сподуменовиє пегматити. Головні мінерали представлені каситеритом, сподуменом, петалітом, амблігонітом, кварцем, мікрокліном, альбітом, топазом, турмаліном; акцесорних мінерали - танталіт, вольфраміт.

Карбонатітовиє родовища

Карбонатитами називаються ендогенні скупчення кальциту, доломіту і інших карбонатів, просторово і генетично асоційовані з интрузивами ультраосновного лужного складу центрального типу, що формуються в обстановці платформної активізації. В даний час на земній кулі відомо понад 250 масивів ультраосновних лужних порід. У Росії такі масиви відомі в Карело-Калуському регіоні, Сибіру. Розміщуються масиви на платформах і мають різний геологічний вік. Серед них відомі масиви докембрийского (Сибір, Північна Америка), каледонского (південь Сибіру), герцинского (Мурманська обл.), Кіммерійського (Сибір, Бразилія) і альпійського циклів розвитку (більшість карбонатитов Африки). Карбонатити утворюють відокремлену групу ендогенних родовищ в силу різко специфічних геологічних умов їх утворення. Карбонатітовиє родовища пов'язані тільки з платформним етапом геологічного розвитку і асоційовані з комплексами ультраосновних лужних порід. Масиви мають трубообразную форму, диференційований склад і концентрично зональне будову. У них виділяють чотири головні групи порід: 1) ранні ультраосновні (дуніти, перідотіти, піроксеніти); 2) лужні (мельтейгіт-ійоліти, лужні і нефелінові сиеніти); 3) ореоли вміщали порід, які зазнали лужному метасоматозу і перетворилися в феніти; 4) карбонатити (рис.1). Масиви супроводжуються дайковой серією складного складу, що відображає тривалу і спрямовану еволюцію магматичного вогнища і складається з різноманітних порід - від пікрітових порфіритів до лужних пегматитов. Послідовно формуються групи порід, що утворюють карбонатітовиє масиви, розміщуються в доцентровому напрямку від периферії до центру і іноді в зворотному, центробежном напрямку. Прикладом останнього розміщення може служити Ковдорскій масив в Мурманській області. Центральна частина масиву складена олівінітов, що утворюють шток, далі розташовуються переривчастим півкільцем піроксеніти, а периферична частина виконана ійолітамі і мальтейгітамі. Карбонатити в масиві представлені кількома різновидами: кальцитовими карбонатитами, що мають широке поширення, доломітовими карбонатитами, які зустрічаються значно рідше, і доломіто-кальцитовими, що виникли здебільшого в процесі доломітізація кальцитових різновидів порід. Численні жили і лінзи, кальцитових карбонатитов залягають в олівінітов центральній частині масиву і в лужних породах його крайової зони. Вони групуються в чітко виражену дугоподібну зону і в її межах приурочені до серії кільцевих тріщин-розломів, пологопадающих всередину масиву (Рис.2).

Рис. 1. Загальна схема будови карбонатного родовища:

1 - лужні породи; 2 - ультраосновних породи; 3 - гнейси; 4 - феніти; 5 - шток карбонатитов; 6 - жили карбонатитов.

Карбонатітовиє тіла являють собою штоки, конічні жили, падаючі до центру масиву, кільцеві жили, падаючі від центру масиву, радіальні дайки. Штоки в поперечнику мають розміри від сотень метрів до кількох кілометрів, а жили потужністю від 10м при довжині кілька сот метрів до декількох кілометрів (1-2 км). Мінеральний склад карбонатитов визначається наявністю карбонатів, складових 80-99%. Найбільш поширені кальцитові карбонатити, рідше зустрічаються доломітові, ще рідше анкерітовие і зовсім рідко сідерітових карбонатити. У формуванні карбонатитов встановлена ??послідовність їх утворення - першим накопичується кальцит, далі доломіт і анкерит. Решта мінерали в карбонатитах є акцесорними, їх більше 150 різновидів. Тіпоморфним мінералами є флогопит, апатит, флюорит, форстерит; рідкісними - баделеїт, пірохлор, гатчеттоліт - урансодержащих пірохлор, перовськит-Кнопа-дізаналіт, карбонати рідкісних земель (сінеізіт, бастнезит, паризит).

Рис. 2. Схематична геологічна карта Ковдорського масиву, по В.І. Терновому, Б.В. Афанасьєву, Б.І. Сулімова

1 - сунгулітовие породи; 2 - карбонатити; 3 - апатит-форстеритовие породи; 4 - магнетитові руди; 5 і 6 - флогопит-диопсид-форстеритовие гігантозернистих (5) і середньо- і грубозернисті (6) породи; 7 - олівінітов флогопітізірованние і діопсідізірованние; 8 - гранатові автоскарни; 9 - монтічеллітоліти; 10 - мелілітоліти; 11 - турьяіти; 12 - піроксеніти; 13 - слюдитов і слюдяно-піроксенові породи; 14 - нефелінові піроксеніти; 15 - полешпатові ійоліти і нефелінові сиеніти; 16 - ійоліт-уртіти; 17 - ійоліт-мельтейгіти; 18 - олівінітов; 19 - феніти; 20 - гранітогнейси.

У карбонатитах встановлений стадійний характер минералообразования: в першу стадію формуються грубозернисті кальцити з мінералами титану і цирконію; в другу - середньозернисті кальцити з додатковими мінералами титану, урану, торію; в третю - дрібнозернистий кальцит-доломітовий агрегат з ниобиевой мінералізацією; у четверту - дрібнозернисті маси доломіт-анкерітового складу з рідкоземельними карбонатами. Текстура карбонатитов масивна, полосчатая, вузлувата, плойчаті, структура - разнозерністимі. За складом корисних копалин, що концентруються в карбонатитах останні розділені на сім груп. 1. Гатчеттоліт-пірохлоровие карбонатити з вмістом Nb2O50,1-1%; 2. бастнезит-паризит-монцонітового карбонатити з вмістом TR2O3от десятих часток відсотка до 1%; 3. Перовськіт-титаномагнетитові руди пов'язані з гипербазітамі в асоціації з карбонатитами; 4. Апатит-магнетитові з форстериту карбонатити з вмістом заліза 20-70%, Р2О510-15%; 5. флогопітовий скарноподобние освіти, в корі вивітрювання формується вермикуліт; 6. Флюоритові карбонатити; 7. Сульфідоносние карбонатити з мідним зруденінням при вмісті міді 0,68% і свинцево-цинковим. Мінеральні типи рудоносних карбонатитов відповідають різним рівням їх виникнення та подальшого ерозійного зрізу (Рис.3).

Геологічні структури, що визначають положення і морфологію карбонатитових тел всередині масивів, мають одне джерело деформирующих зусиль і розділяються на два різновиди по їх морфології. Центральні штоки приурочені до циліндричних трубках вибуху. Карбонатітовиє жили приурочені до круговим структурам, серед них виділяють радіальні, кільцеві (падаючі від центру), конічні (падаючі до центру).

Рис. 3. Схематичний вертикальний розріз рудоносного карбонатитового штока: 1 - карбонатити; 2 - ультраосновні-лужні породи; 3 - осадочно- метаморфічні породи.

Формування масивів ультраосновних лужних порід з карбонатитами охоплює тривалий інтервал часу і ділиться на чотири етапи магматичної еволюції, роз'єднані перервами впровадження магматичних порід: 1 - утворюються ультраосновних породи (дуніти, перідотіти, піроксеніти); 2 - лужно-гіпербазітового етап з формуванням біотитових піроксенітов і перідотітов і мелілітсодержащіх порід; 3 - ійоліт-мельтейгітовий етап характеризується появою порід від якупірангітов (вкрай меланократовая бесполевошпатовая ультраосновних лужна порода) до уртітов (істотно нефелінових порода); 4 - впроваджуються нефелінові та лужні сиеніти. Після цього виникають карбонатити. Всі етапи супроводжуються формуванням комагматічних даек. Весь інтервал часу, що охоплює становлення масивів може охоплювати кілька десятків і навіть перших сотень мільйонів років. Тривалий розвиток ультраосновних лужних порід і супроводжуючих їх карбонатитов відбувалося в широких рамках температур і тисків. Ультрабазити формуються при температурах 1350-1100оС, нефелінові сиеніти - 750-620оС, карбонатити першій стадії 630-520оС, другої стадії 520-400оС, карбонатити третій стадії 400-300оС, карбонатити четвертій стадії 300-200оС. Значна вертикальна протяжність карбонатітообразованія свідчить про зміну тиску від верхнього рівня (поблизу поверхні землі) до глибинних горизонтів 100-60 МПа.Магматіческая гіпотеза. Форма тел карбонатитов говорить про можливе їх утворення при раскрісталлізаціі з магматичного розплаву. Про це свідчать уламки порід, що вміщають в карбонатитах, флюидная текстура деяких карбонатитов, наявність у складі карбонатитов остившіх розплавлених включень з температурою гомогенізації 880-558оС. Остання обставина дозволило поставити питання про явище магматической ликвации з відділенням карбонатного розплаву при температурі 900 ± 50оС. Ці уявлення підтверджуються експериментальними даними.

Гідротермальних гіпотеза. Ніхто з дослідників не заперечує наявність карбонатитов гидротермально-метасоматического походження. На користь цієї гіпотези свідчать такі дані: наявність поступових переходів від карбонатитов до заміщаються їм породам; наявність реліктів незаміщених силікатних порід, пронизані мережею прожилков; метасоматичні зональність у розподілі мінеральних асоціацій, на контакті карбонатних і силікатних порід; залежність складу темноколірних і акцесорних мінералів карбонатитов від складу заміщаються силікатних порід; виборчий характер карбонатного метасоматоза.

Скарнові месторожденіяСкарн - (від швед. Scarn, буквально - бруд, покидьки), метасоматические гірські породи, складені вапняно-магнезіально-залізистими силікатами і алюмосиликатами; виникають в зоні високотемпературного контактового ореолу магматичних гірських порід в результаті хімічної взаємодії карбонатних порід з магмою, інтрузивними або іншими алюмосилікатними породами при посередництві гарячих магматогенних розчинів. Розрізняють вапняні скарнах, складені Ca-Mg-Fe-силікатами і алюмосиликатами (піроксени ряду диопсид-геденбергіт і гранати ряду гроссуляр-андрадит), і магнезіальні апатиту, з магнійсодержащіе мінералами (форстерит, диопсид, шпінель, флогопит).

Вапняні С. виникають переважно в умовах малих і середніх глибин (до 10-12 км) у послемагматіческой етап в контактах вапняків з алюмосилікатними породами. Магнезіальні скарнах утворюються при реакційному взаємодії доломіту з внедряющейся магмою або в умовах великих глибин (понад 10-12 км) у контакті з алюмосилікатними породами в послемагматіческой етап. Скарни представлені переважно контактними лінзоподібними і пластообразнимі покладами, рідше зустрічаються трубообразние або жильні тіла в карбонатних або алюмосилікатних породах; характерно зональний будова скарнових тел. До скарнах нерідко приурочені великі скупчення руд (особливо заліза, міді, свинцю, цинку, вольфраму, молібдену та ін.) І неметалевих корисних копалин (флюгопіта, боратов та ін.).

У зв'язку з цим виділяється особливий тип родовищ - скарновий, що має важливе промислове значення (наприклад, в СРСР з рудних - Магнітогорське залізорудну на Уралі, Соколово-Сарбайское залізорудну в Казахстані, Алтин-Топканское поліметалеве в Середній Азії, Тирниаузское вольфрам-молибденовое на Кавказі; з нерудних - боратов в Сибіру, ??флогопита в Прибайкалля, на Алданов і на Памірі).

Скарново РОДОВИЩА - родов, в яких руди переважно або виключно локалізовані в скарнах і околоскарнових р п. Може бути виділено 2 типу С. м .: 1) С. м. З супутнім зруденінням, або власне С. м., - родов, в яких процеси рудоутворення, що створили основні промислово цінні парагенезіси, у просторі і в часі поєднувалися з процесами скарнообразованія і формування околоскарнових п. Цей тип об'єднує різноманітні по метасоматичні фациям С. м. флогопита, магнетиту, боратових і сульфідних руд, що виникли в різній по хімізму середовищі, але під впливом початково однотипних розчинів спільного походження і в ту ж, що і скарни, ранню (лужну) стадію гидротерм. процесу внаслідок зміни властивостей розчинів - підвищення їх кислотності; 2) С. м. З накладеним зруденінням, або апоскарновие, - родов, в яких процеси рудоутворення в часі відірвані від процесу скарнообразованія, але просторово суміщені з його продуктами. Цей тип об'єднує різноманітні С. м., Пов'язані з накладенням на скарни більш пізніх гидротерм. розчинів кислотної стадії по-слемагм. діяльності внаслідок взаємодії кислих розчинів з основним середовищем скарнів, і представлений мо-лібденіт-шєєлітовиє, шеєліт-сульфідним (іноді з оловом), рідкіснометалеве-сульфідним, галеніт-сфалерітовим, полісульфідним, халькопірітовим, шеєліт-сульфідним (іноді з Аu), данбургіт- датолітовим та ін. зруденінням. С. м., Сформовані під впливом розчинів, пов'язаних з гранітними магмами, - переважно рідкіснометалеві і поліметалічні, а з основними магмами і їх діфференціатамі - залізорудні. Встановлюється емпірична закономірність взаємозв'язку типу рудоносности С. м. І характеру скарнового парагенезіса: а) шеєліт-товое і молибденит-шєєлітовиє оруденение локалізується переважно в скарнах, представлених парагенезісом геденбергітового пироксена з гроссуляровим гранатом; при цьому в геденбергіт може бути домішка іогансенітовой складової (до 20%), а в гроссуляр - піральспітовой (до 8 - 22%); б) залізорудну і поліметалеве оруденение, як правило, пов'язане з ас. залозистого граната з Саліта; при цьому в залізорудних і міднорудних С. ??м. піроксен звичайно представлений Саліта з домішкою геденбергітового складової в межах 6 - 20%, а в поліметалічних - відрізняється варіаціями в залозистого і значним вмістом іогансенітовой складової, однак найбільш типові мангансаліти і мангангеденбергіти; гранат залізорудних, міднорудних і поліметалічних С. ??м. зазвичай містить від 30 до 85% андрадітовой складової; в) безрудні скарнові парагенезіси характеризуються розвитком чистих іогансенітов, мангандіопсідов, магнезіоіогансенітов і диопсид, високо гранатів і гранатів, андрадітовая складова яких не перевищує 20 - 60%.

Гідротермальні родовища

Гідротермальні родовища (від гідро ... і грец. Therme - теплота, жар), велика група родовищ корисних копалин, що утворюються з опадів циркулюючих в надрах Землі гарячих водних розчинів, Виділяються 4 групи джерел води гідротермальних розчинів: 1) магматична вода, відділяється з магматичних розплавів в процесі їх застигання і формування вивержених порід; 2) метаморфічна вода, що вивільняється в глибоких зонах земної кори з водомістких мінералів при їх перекристалізації; 3) похована вода в порах морських осадових порід, що приходить в рух внаслідок зсувів в земній корі або під впливом внутриземное тепла; 4) метеорна вода, яка проникає по водопроникним пластів в глибини Землі. Мінеральна речовина, що знаходиться в розчині, при відкладенні якого формуються гідротермальні родовища, може бути виділено остигає магмою або мобілізовано з порід, крізь які фільтруються підземні води. Гідротермальні родовища формувалися в широкому інтервалі від поверхні Землі до глибини понад 10 км; оптимальні умови для їх утворення визначаються глибиною від декількох сот м до 5 км. Початкова температура цього процесу могла відповідати 700-600 ° С і, поступово знижуючись, досягати 50-25 ° С; найбільш рясне гидротермальное рудоутворення відбувається в інтервалі 400-100 ° С. На ранньому етапі вода існувала як пар, який при поступовому охолодженні конденсировался і переходив у рідкий стан. Це був справжній іонний розчин комплексних сполук різних елементів, що випадають при зміні тиску, температури, кислотно-лужний і окислювально-відновної характеристик. Їх відкладення могло відбуватися у відкритих порожнинах і внаслідок заміщення порід, по яких протікали гідротермальні розчини: в першому випадку виникали жильні, а в другому - метасоматические тіла корисних копалин. Найбільш поширеною формою гідротермальних тіл є жили, штокверки, пластообразние і неправильні по контурах поклади. Вони досягають довжини кілька км при ширині від кілька см до десятків м. Гидротермальниє тіла облямовані ореолом розсіювання складових їх елементів (первинні ореоли розсіювання), а прилеглі до них породи бувають гидротермально перетворені. Серед процесів гидротермального зміни порід найбільш поширене їх окварцеваніе, а також лужну перетворення, при привносе калію приводить до розвитку мусковіта, серициту і глинистих мінералів, а під впливом натрію - до утворення альбіта. За складом переважної частини мінералів виділяються наступні найголовніші типи гідротермальних руд: 1) сульфідні, що формують родовища міді, цинку, свинцю, молібдену, вісмуту, нікелю, кобальту, сурми, ртуті; 2) окисні, типові для родовищ заліза, вольфраму, танталу, ніобію, олова, урану; 3) карбонатні, властиві деяким родовищам заліза і марганцю; 4) самородні, відомі для золота і срібла; 5) силікатні, що створюють родовища неметалічних корисних копалин (азбест, слюди) і деякі родовища рідкісних металів (берилій, літій, торій, рідкоземельні елементи). Гідротермальні руди відрізняються великою кількістю входять до їх складу мінералів. Зазвичай вони нерівномірно розподілені в контурах рудних тіл, утворюючи чергуються зони підвищеної і зниженої їх концентрації, що визначають первинну мінеральну і геохімічну зональність гідротермальних родовищ. Існує кілька варіантів генетичних класифікацій. Американський геолог В. Ліндгрен (1907) запропонував виділяти серед них 3 класу, що враховують глибину і температуру освіти (гіпотермальний, мезотермальний і епітермальний). Інший американський геолог А. Бетман (1940) намічав 2 класу родовищ - відкладених в пустотах і утворилися шляхом заміщення. Швейцарський геолог П. Нігглі (1941) поділяв ці родовища за ознаками їх ставлення до магматичних порід і температурі формування. Радянський геолог М.А. Усов (1931) і німецький геолог П. Шнейдерхён (1950) розчленовували гідротермальні родовища за рівнем застигання рудоносних магми. Радянські геологи С.С. Смирнов (1937) і Ю.А. Билибин (1950) групували гідротермальні родовища по їх зв'язку з тектономагматіческімі комплексами вивержених гірських порід. В.І. Смирнов (1965) запропонував групувати гідротермальні родовища з природничих асоціаціям складають їх мінеральних комплексів, що відображає їх генезис. Гідротермальні родовища мають величезне значення для видобутку багатьох найважливіших корисних копалин. Особливо вони істотні для отримання кольорових, рідкісних, благородних і радіоактивних металів. Гідротермальні родовища, крім того, служать джерелом видобутку азбесту, магнезиту, плавикового шпату, бариту, гірського кришталю, ісландського шпату, графіту і деяких дорогоцінних каменів (турмалін, топаз, берил).

Список літератури

1.Годлевскій М.Н., Магматичні родовища, в книзі: Генезис ендогенних рудних родовищ, М., 1968; Смірною В.І., Геологія корисних копалини, 2 вид., М., 1969.

2. В.І. Смирнов. (Проблеми метасоматізма, 1969, 1970; Пилипенко, 1939; Шахов, 1947; Коржинський, 1948, 1953; Карпова, Івашенцов, 1954; Жаріков, 1966, 1970; Шабинін, 1966, 1970 та ін.). В. А. Рудник.

3. Смирнов С.С., Про сучасний стан теорії утворення магматогенних рудних родовищ, «Записки Всеросійського

4. Ферсман А.Є., Пегматити, 3 вид., Т. 1, М.- Л., 1940

5. Гінзбург А.І. [И др.], Рідкіснометалеве карбонатити, в кн .: Геологія родовищ рідкісних елементів, в. 1, М., 1958;

Розміщено на http: // www.

Авіація і космонавтика
Автоматизація та управління
Архітектура
Астрологія
Астрономія
Банківська справа
Безпека життєдіяльності
Біографії
Біологія
Біологія і хімія
Біржова справа
Ботаніка та сільське господарство
Валютні відносини
Ветеринарія
Військова кафедра
Географія
Геодезія
Геологія
Діловодство
Гроші та кредит
Природознавство
Журналістика
Зарубіжна література
Зоологія
Видавнича справа та поліграфія
Інвестиції
Інформатика
Історія
Історія техніки
Комунікації і зв'язок
Косметологія
Короткий зміст творів
Криміналістика
Кримінологія
Криптологія
Кулінарія
Культура і мистецтво
Культурологія
Логіка
Логістика
Маркетинг
Математика
Медицина, здоров'я
Медичні науки
Менеджмент
Металургія
Музика
Наука і техніка
Нарисна геометрія
Фільми онлайн
Педагогіка
Підприємництво
Промисловість, виробництво
Психологія
Психологія, педагогіка
Радіоелектроніка
Реклама
Релігія і міфологія
Риторика
Різне
Сексологія
Соціологія
Статистика
Страхування
Будівельні науки
Будівництво
Схемотехніка
Теорія організації
Теплотехніка
Технологія
Товарознавство
Транспорт
Туризм
Управління
Керуючі науки
Фізика
Фізкультура і спорт
Філософія
Фінансові науки
Фінанси
Фотографія
Хімія
Цифрові пристрої
Екологія
Економіка
Економіко-математичне моделювання
Економічна географія
Економічна теорія
Етика

8ref.com

© 8ref.com - українські реферати


енциклопедія  бефстроганов  рагу  оселедець  солянка