КАРБОНАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Контрольные вопросы
Рис. 23. Строение кимберлитовых трубок
(I – круглых, II – эллипсовидных в плане):
1 – кимберлит и кимберлитовый туф; 2 – кимберлитовая брекчия; 3 – кимберлит приконтактовой зоны карбонатизированный; 4 – известняк; 5 – доломит; 6 – мергель; 7 – контур трубки; 8 – границы между разновидностями кимберлита
Распределение алмазов внутри трубок равномерное, но, как правило, снижается с глубиной. Обычно алмазоносные трубки выполнены эруптивной брекчией, сцементированной кимберлитом. Кристаллы алмазов 46 и их обломки разнообразны по кристаллографическому облику (октаэдры, тетраэдры, ромбододекаэдры, кубы и др.), окраске (белые, серые, желтые, голубые и др.) и размерам. Величина алмаза указывается в каратах: 1 карат равен 200 мг. В природе встречаются алмазы массой от сотых долей карата до нескольких тысяч каратов; крупные алмазы встречаются редко.
При поверхностном разрушении алмазоносных кимберлитовых трубок в элювиальных, делювиальных и аллювиальных отложениях встречается характерная минеральная ассоциация (оливин, пироп, пикроильменит и хромдиопсид), являющаяся важным поисковым признаком коренных месторождений алмазов.
Позднемагматические месторождения.К позднемагматическим относятся месторождения хромитов и палладия, титаномагнетитов в породах габбро-пироксенит-дунитовой формации, а также апатит-нефелиновых и редкоземельных месторождений в щелочных породах. Для позднемагматических месторождений характерна сидеронитовая текстура руды (рудные минералы цементируют кристаллы ранее выделившихся породообразующих силикатов), эпигенетический характер рудных тел, крупные масштабы месторождений богатых по содержанию полезных компонентов руд. Обычны переходы от раннемагматических к позднемагматическим месторождениям, когда в массивах интрузивных пород встречаются как зоны вкрапленных руд ранней генерации, так и залежи массивных руд поздних этапов кристаллизации. Это указывает на непрерывность процесса магматической кристаллизации и изменение условий кристаллизации под влиянием летучих компонентов, ассимиляцию вмещающих пород.
Месторождения хромитовой формации в габбро-пироксенит-дунитовых массивах широко распространены в СССР (наУрале, Кавказе, в Сибири, на Камчатке, Сахалине), а также в Албании, Греции, Югославии, Турции, Иране, Пакистане, Индии, на Филиппинах, Мадагаскаре и Кубе.
Ультраосновные массивы с позднемагматическими месторождениями хромитов размещены в эвгеосинклинальных областях, время их формирования от докембрия до кайнозоя включительно. Они располагаются в форме поясов и тесно сопряжены с региональными глубинными разломами. Крупнейший Кемпирсайский хромитоносный массив, находящийся в Актюбинской области Казахской СССР, на южной оконечности Урала, в пределах Уралтаусского мегантиклинория, вытянут в субмеридиональном направлении на 82 км согласно с зоной разлома. Ширина массива от первых километров в северной части до 32 км в южной. Северная часть массива залегает согласно с направлением сланцеватости верхнепротерозойских отложений в висячем боку и ордовикских – в лежачем. Эта часть массива представляет собой моноклинально падающее на запад тело мощностью до 2,5 км с углами дения 40–60°. На поверхности массива отмечено три сводовых поднятия, в прогибах между ними встречены ксенолиты кровли, сложенные габбро-амфиболитами и верхнепротерозойскими сланцами. По геологическим и геофизическим данным массив имеет форму лакколита, залегающего между породами верхнего протерозоя и нижнего палеозоя. Под юго-восточной и северной хромитоносными частями массива геофизическими работами выявлены подводящие каналы, имеющие крутое восточное падение в сторону Магнитогорского синклинория. Время формирования интрузива 400 млн лет.
Массив сложен перидотитами (гарцбургитами) и дунитами, в различной степени серпентинизированными. В пределах массива известны более 160 хромитовых месторождений и рудопроявлений, размещающихся в четырех рудных полях. Все промышленные хромитовые месторождения размещены в Южно-Кемпирсайском рудном поле и тяготеют к двум субмеридиональным зонам протяженностью 22 км каждая. Вмещающие породы представлены серпентинизированными дунитами.
В непосредственной близости от рудных тел в дунитах наблюдаются шлиры вкрапленных хромитовых руд (0,5–1 м в поперечнике), тонкие (1–10 см) жилки и прожилки массивных хромитов, а также содержащие пирротин и пентландит участки.
Контакты хромитов с вмещающими ультраосновными породами обычно резкие, нормальные, реже тектонические. Выклинивание рудных тел по падению и восстанию тупое, очень редко наблюдается расщепление рудных тел. Наиболее распространенные формы рудных тел – линейно-вытянутые жилоподобные линзы, реже изометрические линзы и столбообразные залежи (рис. 24). Углы падения рудных тел 5–15°, реже до 45°; глубина залегания от приповерхностных (менее 250 м) до 1200 м (далее не прослежены).
Рис. 24. Схематический геологический разрез Кемпирсайского месторождения:
1 – гарцбургит; 2 – энстатитовый дунит; 3 – дунит; 4 – хромитовая руда; 5 – маломощные шлировые хромитовые выделения; 6 – габбро-диабаз; 7 – линии тектонических нарушений
Размеры отдельных рудных тел варьируют в широких пределах от нескольких десятков метров до 1,5 км по простиранию, при мощности от нескольких до 150 м. Количество рудных тел на месторождениях колеблется от 1 до 99. На всех месторождениях рудные тела разбиты преимущественно субширотными нарушениями на отдельные блоки, иногда перемещенные на расстояние от нескольких десятков до 300 м.
Руды массивной, вкрапленной и нодулярной текстур сложены магнохромитом и, в подчиненном количестве, алюмохромитом, оливинитом или серпентином, развивающимся по оливину. Среднее содержание хромшпинелидов в рудах колеблется от 80 до 90%, серпентина от 5 до 15%. В массивных хромитовых рудах содержание Сr2О3 55–63, в густовкрапленных – 45–55%. Содержание глинозема – 8–15%, оксида магния – 10–30%. По химическому составу руды Южно-Кемпирсайских месторождений относятся к высокосортным с низким содержанием оксида двухвалентного железа, кремнезема, оксида кальция, серы и фосфора.
Месторождения апатит-нефелиновой формации приурочены к Хибинскому массиву нефелиновых сиенитов – конической интрузии центрального типа с незамкнутым на востоке кольцевым строением (рис. 25). Его площадь 1300 км2. Возраст массива девонский – 300 млн лет. Массив формировался при многократном внедрении щелочной магмы.
Рис. 25. Схематическая геологическая карта Хибинского щелочного массива:
1 – апатит-нефелиновые руды; 2 – ийолит-уртиты, малиньиты, рисчорриты; 3 – нефелиновые сиениты; 4 –фойяиты; 5 – щелочные сненит-порфиры; 6 – хибиниты трахитоидные; 7 – хибиниты гранитоидные; 8 –контактовые роговики; 9 –эффузивно-осадочная толща (докембрий); 10—гнейсы (докембрий)
Залежи апатит-нефелиновых руд пространственно связаны с интрузией ийолит-уртитовых (нефелин-эгириновых) пород, прослеживающихся на расстояние более 70 км. Интрузия залегает между грубозернистыми (хибинитами) и среднезернистыми (рисчорритами) нефелиновыми сиенитами и падает к центру массива под углом 2–70°.
Рудные тела представлены пластообразными и линзообразными залежами протяженностью до нескольких километров при мощности до 200 м. Глубина распространения руд по вертикали достигает 1,5 км. В висячем боку рудных тел располагаются богатые пятнистые и пятнисто-полосчатые апатит-нефелиновые руды, содержащие 60–80% апатита. В лежачем боку залегают бедные линзовидно-полосчатые и сетчатые апатит-нефелиновые руды с содержанием апатита 40–45%.
Апатит-нефелиновые руды пространственно и генетически связаны с комплексом щелочных пород, внедрение которых постепенно смещалось от периферии к центру. На заключительных стадиях глубинной магматической дифференциации возник остаточный ийолит-уртитовый расплав, обогащенной фосфором. Этот расплав был выжат в полость, раскрывшуюся в коническом разломе между хибинитами и рисчорритами. Обособление апатитовых руд происходило в процессе кристаллизационно-гравитационной дифференциации расплава.
Ийолит-уртитовый комплекс образовался в результате трех последовательных внедрений – подстилающей пачки ийолит-уртитов, продуктивной пачки массивных уртитов и руд, а также вышележащей пачки полевошпатовых ийолитов.
1. Как подразделяются магматические месторождения.
2. Условия образования раннемагматических месторождений, примеры месторождений.
3. Как образуются позднемагматические месторождения, примеры месторождения.
4. Условия образования ликвационных месторождений, примеры месторождений.
5. Назовите типичные магматические эффузивные месторождения.
6. Характерные признаки магматических месторождений.
Карбонатитами называют эндогенные скопления карбонатов (кальцита, доломита, реже анкерита и сидерита), пространственно и генетически связанные с интрузивными комплексами центрального типа, эволюционировавшими в процессе образования от ультраосновных до щелочных пород. Среди них выделяются концентрически-зональные штоки типа вулканических горловин, лополитообразные конические массивы, системы радиальных, кольцевых и полукольцевых даек; последние развиваются по коническим трещинам, сходящимся или расходящимся на глубине. Значительно реже образуются трещинные линейно вытянутые массивы, встречаются также комбинированные интрузии. Площади выходов карбонатитовых интрузий составляют обычно десятки, реже сотни и тысячи квадратных километров.
Карбонатиты встречаются на активизированных зонах платформ срединных массивов и на участках завершенной складчатости, приурочены к глубинным разломам, параллельным краю платформы, рассекающим срединные массивы и зоны сочленения платформ со складчатыми областями. Время их образования от палеозоя до современных. Периоды их образования совпадают со временем складкообразования в примыкающих геосинклиналях. Глубина формирования – 1,5–10 км, температура образования – 600–150 °С, давление – 100–60 МПа. Частично карбонатиты кристаллизуются на глубине из магматических расплавов; большая часть карбонатитов формируется из вскипающих газоводных растворов-расплавов, насыщенных углекислотой и отделяющихся от магмы.
По условиям формирования выделяются «открытые» и «закрытые» массивы. «Открытые» массивы достигают дневной поверхности, где образуют вулканы, жерла которых выполнены ультраосновными щелочными эффузивами и эксплозивными образованиями, сменяющимися на глубине карбонатитами, щелочными и ультраосновными породами.
«Закрытые» массивы формировались на глубине и не имели выхода на дневную поверхность. В них отсутствуют эффузивные породы и пирокласты, а участки с максимальным развитием карбонатитов удалены от апикальных частей массивов.
Формирование начинается с внедрения ультраосновной (дунит-перидотитовой) магмы и переходит через ультраосновные – щелочные (мейтельгиты, ийолиты, уртиты и др.) к щелочным (нефелиновые сиениты) породам, после которых образуются карбонатиты. Вмещающие породы претерпевают силикатный и щелочной метасоматоз с образованием биотитовых слюдинитов и фенитов, ореолы которых имеют мощность десятки – сотни метров, редко несколько километров. Развитие пород, как правило, идет центростремительно, иногда центробежно. Первые образуются при одновременной раскристаллизации, вторые в несколько фаз, с последовательным внедрением через большие промежутки времени (сотни миллионов лет).
Карбонатиты состоят на 80–90% из карбонатов. В них встречается около 150 минералов, типоморфными являются флогопит, титаномагнетит, магнетит и апатит, а также редкие – пирохлор, гатчеттолит (урансодержащий пирохлор), бадделеит (диоксид циркония), перовскит (титанат редких земель), монацит (фосфат редких земель), карбонаты редких земель (синхизит, паризит, бастнезит) и стронция (стронцианит), халькопирит, борнит, молибденит, галенит, сфалерит, флюорит.
Для большинства карбонатитов установлен стадийный характер минералообразования. Характерный для ранних стадий кальцит сменяется доломитом, а затем анкеритом и сидеритом. В посткарбонатитовый этап магнезиально-железистые карбонаты вновь сменяются кальцитом. Минералы титана и циркония, весьма характерные для первых стадий карбонатитового процесса, сменяются минералами циркония и ниобия, затем тантала и ниобия, далее ниобия и редких земель и на последних стадиях меди, свинца, цинка и флюоритом. Эволюция редкоземельных минералов происходит от карбонатов к фторкарбонатам, затем фосфатам и, наконец, силикатам (ортит).
Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая и плойчатая за счет выделения темноцветных акцессорных минералов среди карбонатной массы. Структура зернистая, размер зерен убывает от ранних к поздним стадиям кристаллизации. Среди карбонатитовых месторождений выделяют:
1. Редкометально-редкоземельные месторождения: гатчеттолит-пирохлоровые; бастнезит-паризит-монацитовые; перовскит-титаномагнетитовые.
Редкометально-редкоземельные месторождения включают около 90% мировых запасов ниобия и 10% тантала, при содержании пятиокиси ниобия 0,1–0,3%, пятиокиси тантала 0,001–0,3%, редких земель от десятых долей до нескольких процентов. Масштабы месторождений по ниобию от крупных до уникальных, по танталу от средних до крупных, по редким землям от средних до уникальных.
2. Апатит-магнетитовые месторождения (с бадделеитом) – средние по запасам магнетитовых и апатитовых руд, крупные по запасам циркония.
3. Месторождения цветных металлов (меди, молибдена, свинца и цинка) – с мелкими до крупных запасами.
4. Флогопитовые месторождения – со средними до крупных запасами.
5. Флюоритовые месторождения – с мелкими до средних запасами.
На поздних стадиях карбонатитового процесса широко распространены щелочные амфиболы, представленные крокидолитом – голубым асбестом. В зонах дезинтеграции флогопит-форстеритовых жил обнаружены ювелирные разности хризолита.
В настоящее время известно более 200 массивов ультраосновных щелочных пород, в которых обнаружены карбонатитовые месторождения, около половины из них находится в странах восточной и южной Африки, четвертая часть в Карело-Кольской, Тиманской, Кокчетавской, Приенисейской, Восточно-Саянской, Алданской и Сихоте-Алинской провинциях.
Карбонатитовые месторождения известны также в США, Канаде, Боливии, Германии, Швеции, Норвегии, Финляндии, Гренландии, Индии, Афганистане, Австралии, Китае.
Белозиминское апатитовое редкометальное месторождение в Восточной Сибири приурочено к массиву кальцитовых карбонатитов, который расположен в зоне сочленения Сибирской платформы с ее складчатым обрамлением и контролируется региональным глубинным разломом северо-западного простирания.
Массив является типичным интрузивом центрального типа с крутыми контактами и концентрически-зональным строением. Внешняя часть массива (меньше половины площади) сложена щелочно-ультраосновными (ийолиты, уртиты, мельтейгиты с реликтами пироксенитов) и щелочными (нефелиновые сиениты) породами, а центральную часть (больше половины площади) слагают карбонатиты. Вмещающие породы – верхнепротерозойские филлитовидные сланцы и конгломераты – на контакте с массивом превращены в фениты.
На месторождении выделяются ранние кальцитовые и поздние кальцит-доломитовые и доломит-анкеритовые карбонатиты. Кальцитовые карбонатиты подразделяются на две стадии образования.
Карбонатиты первой стадии – крупнозернистые, безрудные, содержащие авгит-диопсид, форстерит и биотит. Текстура их массивная, полосчатая. Развиты по периферии карбонатитов, а также образуют жильные тела среди силикатных пород массива и во вмещающих породах.
Карбонатиты второй стадии – крупно- и среднезернистые, содержат диопсид, форстерит, флогопит, магнетит и апатит. Текстура их атакситовая (беспорядочная), пятнисто-полосчатая и пегматоидная. Залегают они среди карбонатитов первой стадии и вдоль контакта их с силикатными породами, образуя дугообразные и кольцевые зоны. С карбонатитами второй стадии связаны все рудные залежи тантало-ниобиевого и ниобиевого оруденения. Типичными рудными минералами этих карбонатитов являются пирохлор, гатчеттолит, бадделеит и циркелит.
В участках развития анкерита ведущим минералом становится колумбит. Типичными спутниками пирохлора являются апатит и магнетит. В пирохлоровых рудах содержится 4–5% Р2О5, что делает эти руды комплексными, из которых можно получить пирохлоровый и апатитовый концентраты.
Ковдорское апатит-магнетитовое месторождение находится на юго-западе Мурманской области и приурочено к односменному массиву ультраосновных щелочных пород и карбонатитов площадью 40 км2. Массив является многофазным интрузивом центрального типа и сложен последовательно внедрившимися оливинитами,
йолитами, мейтельгитами и нефелиновыми сиенитами, а также сложным комплексом метасоматитов и карбонатитов (рис. 26). Магнетитовые руды и магнетитосодержащие породы слагают вытянутое в субмеридиональном направлении рудное тело длиной свыше 1,3 км и шириной 100–800 м, залегающее среди ийолитов и пироксенитов в юго-западной части массива. Разведано до глубины 700 м. Рудная залежь окружена сплошной оторочкой флогопит-апатит-форстеритовых пород мощностью от 20 до 120 м, отделяющей рудные тела от вмещающих ийолитов и пироксенитов. Эти породы встречаются и внутри залежи в виде полос, пятен, линз.
Руды месторождений состоят из апатит-форстеритовых пород, пронизанных жилами магнетита и прожилками кальцита. Последние часто переходят в карбонатиты. Преобладают руды с небольшим содержанием кальцита: апатит-форстерит-магнетитовые, форстерит-магнетитоые и флогопит-апатит-форстерит-магнетитовые. По текстурам среди руд различаются полосчатые, вкрапленные, пятнистые и массивные. Структура руд аллотриоморфнозернистая. Размеры зерен магнетита 0,5–5 мм до нескольких сантиметров. В незначительном количестве встречаются ильменит, пирохлор, циркелит, гатчеттолит, пирротин, халькопирит, пирит, марказит, неравномерно распределенные в магнетитовых рудах. Все разновидности магнетитовых руд и карбонатиты содержат неравномерную вкрапленность бадделеита.
В рудах содержится (в %): Fe 20–55 (в среднем 29); MgO 15–17; СаО 11–12; Р 2,9; S 1, 2; Мn и ТiO2 – десятые доли процента. Из руд месторождения извлекают магнетитовый, апатитовый и бадделеитовый концентраты.
Флогопитовые месторождения в карбонатитах формируются в динамической обстановке трещинной тектоники и многофазной (до 5–7 фаз) интрузивной деятельности, сопровождавшейся пульсацией постмагматических растворов. Химический состав среды минералообразования карбонатитов, отличающийся высокой концентрацией железо-магнезиальных компонентов ультраосновных пород, а также глинозема и щелочей щелочных пород, создавал благоприятные условия для образования флогопита. Пульсация постмагматических растворов на границе ультраосновных и щелочных пород способствовала многократному накоплению флогопита разных периодов образования. В некоторых массивах карбонатитов насчитывается до двух десятков генераций флогопита.
Рис. 26. Схематическая геологическая карта Ковдорского месторождения:
1 – доломитовые карбонатиты; 2 – кальцитовые карбонатиты (а – неправильной формы, б – жильные); 3 – кальцит-магнетитовые руды; 4 – магнетитовые руды; 5 – апатит-магнетитовые руды; 6 – апатит-форстеритовые породы; 7 – щелочные изверженные породы; 8 – пироксениты; 9 – фениты
Крупные промышленно-ценные кристаллы флогопита находятся в горных породах, обладающих крупно- и гигантокристаллической структурой. Наиболее мощные скопления флогопита установлены в оливинитах и пироксенитах или в мелилитах. Они явно тяготеют к контакту высокожелезисто-магнезиальных пород с щелочными.
В зонах повышенной концентрации крупных кристаллов флогопита встречается несколько типов оруденения: 1) крупные зоны со сплошным ослюдением; 2) серии флогопитовых жил и прожилков; 3) неравномерная вкрапленность и рассеянные гнезда.
Размеры кристаллов варьируют от десятков сантиметров до нескольких метров в поперечнике. Распределение флогопита в массивах ультраосновных щелочных пород в плане подчиняется кольцевому или неполнокольцевому рисунку. Размеры участков, насыщенных флогопитом, – от десятков до многих сотен квадратных метров, даже километров.
Содержание промышленно ценного флогопита в рудах варьирует от десятков и сотен килограммов в кубическом метре до сплошных слюдяныхмасс. Качество слюды невысокое. В ней много пузырьковых включений, приуроченных к определенным зонам нарастания кристаллов. Поэтому при переработке флогопита значительная часть его уходит в отходы. Запасы флогопита в ряде массивов карбонатитов весьма крупные.