Лабораторная 54. Карбонатитовые месторождения
 Скачать 57.03 Kb.
|
|
Карбонатитовые месторождения Карбонатитовыми называются месторождения, скопление полезных компонентов в которых происходило в процессе гетерогенного магматического и постмагматического развития, приведшего к образованию ультраосновных щелочных карбонатитовых комплексов (УЩКК). Формирование комплексов и связанных с ними месторождений происходило в период тектоно-магматической активизации древних платформ. Распространены они чаще всего в краевых участках платформ или на щитах. Размеры интрузивных комплексов измеряются от нескольких до нескольких сотен квадратных километров. В настоящее время в мире известно уже более 400 массивов интрузивных пород, с которыми ассоциируют карбонатиты. Рудоносные массивы обычно формируются в течение 10-100 млн лет в два этапа: раннемагматический и позднемагматический. Первый этап разделяется на 4 стадии (фазы внедрения): гипербазитовую (дуниты, перидотиты), щелочную гипербазитовую (щелочные пироксениты, биотитовые перидотиты); ийолит-мельтейгитовую и нефелиновых сиенитов. Позднемагматический (собственно карбонатитовый) этап также разделяется на четыре стадии: кальцитовую, магнезиокальцитовую, доломит-кальцитовую и доломит-анкеритоаую. Установлена четкая последовательность минералообразования – кальцит-доломит-анкерит. Карбонатитовые тела контролируются радиальными, концентрическими и конусными (падающими к центру массива) разрывными нарушениями. Особенно благоприятными для образования карбонатитовых тел являются участки пересечения кольцевых и радиальных трещин. Наиболее распространенными формами карбонатитовых тел являются системы конических даек и жил, падающих как к центру массива, так и от него; радиальные дайки; линейные жильные зоны и крутопадающие линзовидные штокверки. Для комплексов характерны кольцевое строение и концентрическая зональность, обусловленная многофазностью процесса их образования. Латеральная зональность представлена двумя типами – центростремительным, когда в центре массива располагаются наиболее ранние фазы, и центробежным, характеризующимся обратными соотношениями. С описываемыми интрузивными комплексами связаны ореолы экзо- и эндоконтактного метасоматоза. В экзоконтактах развивается фенитизация, представленная вторичными выделениями ортоклаза, альбита и эгирина, а в эндоконтактах образуются разнообразные минеральные ассоциации: нефелин-пироксеновые, пироксен-флогопитовые и пироксен-амфиболовые. Выделяются четыре петрологические группы карбонатитовых систем: 1) магматическая (мантийная щелочная ультраосновная и базальтовая). С ней связаны силикатные породы – дифференциаты мантийных магм: дуниты, пироксениты, ийолиты, мельтейгиты и др.; 2) флюидно-магматическая (комплексная мантийно-коровая); 3) флюидно-карбонатитовая (мантийно-коровая, фенито-карбонатитовая); 4) флюидно-анатектическая (мантийно-коровая, нефелино-сиенито-карбонатитовая). С этими системами связано шесть типоморфных рудных формаций: перовскит-титаномагнетитовая (Гулинское месторождение), апатит-форстерит-магнетитовая (Ковлор), редкометалльных пирохлоровых карбонатитов, редкоземельных карбонатитов, флюоритовых карбонатитов и апатит-нефелиновых руд. В вертикальном разрезе карбонатитовых систем выделяются три фации глубинности: поверхностная, гипабиссальная и абиссальная. Поверхностная или вулканическая фация (0,0-0,5 км) представлена древними и современными (Олданио и Наманго в Африке) вулканическими конусами, извергавшими щелочно-углекислые и кальциево-углекислые лавы. Эта фация характеризуется отсутствием оруденения. Гипабиссальная (субвулканическая и плутоническая) фация (0,5-6,0км) выделяется в вулкано-плутонических комплексах. Широким развитием пользуются силикатные карбонатитоиды (оливиниты, мелилитовые и монтичеллитовые породы). Собственно карбонатиты слагают не более 10% объема тел, имеющих сечение 3-4 км. Оруденение приурочено к карбонатитоидам и имеет большой вертикальный размах (4-6 км). Здесь установлены следующие типы месторождений: апатит-магнетитовые (Ессейское, Ковдор), перовскит-магнетитовые (Куглинское), флогопитовые (Одихинжа, Ковдор), редкоземельные (Маунтин-Пасс, США). С глубины 2 км развиты редкометалльные, урановые и медные месторождения: гатчетолитовые и пирохлоровые руды в карбонатитоидах и карбонатитах (Араша, Бразилия; Сокли, Финляндия); кальциртитовые и бадделеитовые в карбонатитах; халькопиритовые (Палабора, ЮАР). Абиссальная (плутоническая фация) располагается на глубине 6,0-12 км. Здесь широко развиты пироксениты и карбонатиты, с которыми ассоциирует редкометалльное оруденение, представленное гатчетолитовыми, пирохлоровыми, колумбитовыми, паризит-бастнезитовыми и монацитовыми рудами. В объяснении происхождения карбонатитовых месторождений конкурируют две гипотезы – магматическая и гидротермальная. В настоящее время разработана общая генетическая модель карбонатитового рудообразования, согласно которой перенос углерода из мантийных источников осуществлялся восстановительными флюидами, состоящими из CH4, CO, H2 и других газовых компонентов. Температурный режим по данным изучения минеральных равновесий и флюидных включений, составлял для: 1) раннемагматического этапа – 1300-1060°C; 2) карбонатитового этапа – 650-260°C. Обособление карбонатитовых магматических жидкостей происходило не в мантийных, а в коровых абиссальных и субвулканических очагах. Здесь концентрировался кальций, поступавший как из дифференциатов мантийных магм, так и из продуктов метамагматизма – карбонатизации и ощелачивания, проходивших при участии смешанных мантийно-коровых источников углекислоты. С карбонатитами связаны крупные ресурсы тантала, ниобия и редких земель, значительные запасы железных руд, титана, флюорита, апатита, флогопита, вермикулита, стронция, меди и в меньшей степени свинца и цинка. Крупнейшим месторождением редких металлов в России является карбонатитовый массив Томтор, разведанный в Якутии. Пегматитовые месторождения Пегматиты и связанные с ними месторождения относятся к продуктам поздних стадий кристаллизации силикатных расплавов, насыщенных флюидными компонентами (OH, F, Cl, B, P). Для них характерно гиганто- и крупнокристаллическое строение, гнездовое, либо полосчатое обособление мономинеральных блоков, присутствие скоплений совершенных по форме и крупных по размерам кристаллов многих породообразующих, а также редких и акцессорных минералов. Выделяют два генетических типа пегматитов – магматогенные и метаморфогенные. Магматогенные пегматиты представляют собой позднемагматические образования, тождественные по составу материнской интрузии. Они характерны для интрузивов любого состава, но промышленный интерес представляют только гранитные пегматиты. Метаморфогенные пегматиты распространены в метаморфических породах фундамента древних платформ. Пространственно-генетическсая связь их с интрузивными массивами отсутствует. Считается, что их образование связано с развитием очаговых структур и протекает на фоне падения температур и давлений. Выделяют 3 группы магматогенных пегматитов: 1) гранитные (слюдисто-кварц-полевошпатовые), ассоциирующие с гранитными интрузивами; 2) щелочные ( эгирин-полевошпат-нефелиновые), связанные с щелочными массивами; 3) основные (оливин-плагиоклаз-пироксеновые), связанные с интрузивами ультраосновного и основного состава. Гранитные пегматиты сложены, главным образом, ортоклазом, микроклином, кварцем, альбитом, олигоклазом и биотитом. Эти пегматиты разделяются на две группы: простые недифференцированные пегматиты, сложенные почти исключительно микроклином и кварцем, и сложные дифференцированные разности. В сложных пегматитах выделяют следующие зоны и участки аномальных минеральных скоплений: 1) внешняя тонкозернистая мусковит-кварц-полевошпатовая оторочка мощностью несколько см; 2) кварц-полевошпатовая масса с письменной и гранитной структурой; 3) блоки крупнокристаллического микроклина; 4) кварцевое ядро; 5) неправильных скоплений кварца, альбита и сподумена, расположенная на границе кварцевого ядра и микроклиновых блоков. В последней зоне могут быть распространены топаз, берилл, лепидолит, флюорит, апатит, минералы редких, редкоземельных и радиоактивных элементов и др. Чем совершеннее степень дифференциации, тем образуется большее число зон, возрастает количество скоплений с рудными минералами, укрупняются размеры зерен и кристаллов минералов и расширяется их число, сокращаются размеры зоны гранитной и письменной структуры, около пегматитовых тел образуются ореолы метасоматоза до 50 м по восстанию и до 10 м по мощности. Среди гранитных пегматитов выделяются два типа: 1) пегматиты чистой линии и 2) пегматиты линии скрещения (десилицированные). К пегматитам чистой линии относят тела, расположенные в гранитах или в породах близкого к ним химического состава. Пегматиты линии скрещения формируются при воздействии гранитного расплава на ультраосновные и карбонатные породы. В результате образуются плагиоклазы (от альбитов до анортозитов). Для пегматитов линии скрещения характерно наличие драгоценных камней: изумруда, аквамарина и полихромного турмалина (вместо берилла и шерла в пегматитах чистой линии), кунцита вместо сподумена, появляется александрит и другие минералы. Пегматиты образовывались во все периоды геологической истории, начиная с архея. Масштабы этого процесса возрастают по мере эволюции земной коры, однако рудная продуктивность угасает. По геологическим данным пегматиты формируются в широком интервале глубин от 1,5 до 20 км. Также необычно широк температурный диапазон 800-50°С. Происхождение пегматитов относится к одной из наиболее дискуссионных проблем в рудной геологии. Существуют следующие гипотезы: 1) гипотеза А. Ферсмана и В. Никитина, предполагающая образование пегматитов за счет раскристаллизации остаточного расплава; 2) гипотеза Р.Джонса и Е. Камерона (США), доказывающая формирование пегматитов в два этапа – магматический и пневматолито-гидротермальный; 3) гипотеза А.Н. Заварицкого, согласно которой дифференцированные пегматиты возникали за счет растворения и метасоматического замещения новыми минеральными ассоциациями простых пегматитов; 4) гипотеза А.А. Маракушева и Е.И. Граменицкого, предполагающая ликвацию гранитной магмы; 5) метаморфогенная гипотеза В.Н. Мараховского, объясняющая формирование пегматитов в породах архейского и протерозойского фундамента. В зависимости от конкретных геологических ситуаций сохраняется актуальность отдельных положений всех пяти гипотез. Месторождения пегматитов по ведущему типу полезного ископаемого делятся на четыре класса: керамический, мусковитовый, редкометалльный и цветных камней. Керамические месторождения представлены пегматитами, сложенными почти исключительно калинатровыми полевыми шпатами и кварцем. Они обладают письменной, гранитной и гигантозернистой структурой. Отношение кварца и полевых шпатов в промышленных типах сырья составляет 1:3. Мусковитовые месторождения встречаются в магматогенных и метаморфогенных пегматитах. Промышленное значение имеют тела, в 1 м3 которых произведение средней площади пластин мусковита на их массу будет больше 10-20 кг/см3. Запасы крупных месторождений достигают нескольких тыс. т. Наиболее значительные мусковитовые провинции располагаются в России (Карелия, Забайкалье), Индии и Бразилии. Редкометалльные месторождения ассоциируют с магматогенными и метаморфогенными метасоматически замещенными пегматитами. Месторождения, связанные с магматогенными пегматитами, характеризуются большим разнообразием рудных минералов. Помимо наиболее важных в промышленном отношении лития, бериллия, тантала, ниобия, из них добывают в небольших количествах олово, вольфрам, уран, торий, редкие земли. В метаморфогенных пегматитах, образовавшихся в условиях андалузит-силлиманитовой фации, часто располагаются сложные тантал-ниобиевые и редкоземельные месторождения. Месторождения редкометалльных пегматитов наиболее широко распространены в фундаменте древних платформ, в фанерозойских складчатых поясах, в зонах тектоно-магматической активизации (Бразилия, Австралия, Урал, Сибирь, Карелия в России). Месторождения цветных камней связаны с магматогенными метасоматически замещенными пегматитами. Особенно перспективны гранитные пегматиты. Им свойственны крупные, до 200 м, открытые полости с друзами кристаллического сырья. Эти месторождения являются источником добычи горного хрусталя, оптического флюорита, топазов, изумрудов, аквамаринов, гранатов, аметистов и других драгоценных и поделочных камней. Такие месторождения есть во многих регионах мира (Волынь, Украина; Карелия, Урал и Забайкалье в России; Бразилия, Южная Африка, Австралия, и др.). Контрольные вопросы 1. С какими интрузивными комплексами связаны карбонатитовые месторождения? 2. Какими полезными ископаемыми богаты карбонатиты? 3. Какое строение характерно для ультраосновных-щелочных комплексов? 4. В каких условиях не происходило обособление карбонатитовых магматических жидкостей? 5. В каких породах формируются десилицированные пегматиты? 6. Какие полезные ископаемые не добывают из пегматитов? 7. Какие черты пегматитовых месторождений не являются типичными? 8. Какие металлы добывают из пегматитов? Литература 1. В.И. Старостин, П.А. Игнатов Геология полезных ископаемых. М.: Академический проект, 2004. С.82-102. |