Основы учения пол.иск Солопов А.А.. Контрольная работа по дисциплине Основы учения о полезных ископаемых
 Скачать 3.52 Mb.
|
|
МИНОБРНАУКИ РОССИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ «ОРЕНБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ» Факультет профессиональной подготовки дипломированных специалистов Кафедра геологии, геодезии и кадастра КОНТРОЛЬНАЯ РАБОТА по дисциплине «Основы учения о полезных ископаемых» «Карбонатитовые месторождения. Пример описания представительного типа месторождений, план и разрез» Руководитель работы профессор _________ Панкратьев П.В. "_____"____________2022 г. Исполнитель студент группы З-20ПГ(с)ГНГ(у)(фппдс) _________ Солопов А.А. "_____"____________2022 г Оренбург 2022 Содержание Введение…………………………………………………………………….3 Теоретическая часть ……………………………………………………4 Карбонатитовые месторождения…………………………………..4 Физико-химические условия рудообразования………………….8 Практическая часть……………………………………………………..9 Заключение…………………………………………………………………17 Список используемой литературы………………………………………..18 Введение Карбонатитами называют эндогенные скопления карбонатов, пространственно и генетически связанных с формациями ультраосновных щелочных пород и нефелиновых сиенитов. В настоящее время в мире известно более 400 массивов интрузивных пород, с которыми ассоциируют карбонатитовые месторождения. Среди них крупнейшими являются: Араша (Бразилия), Гулинское (Сибирь), Ковдор (Кольский п-ов), Сокли (Финляндия), Палабора (Южная Африка). Формирование массивов протекало только на древних платформах в интервале времени от позднего докембрия до третичного периода включительно. В пределах сложных комплексных полифазных интрузий выделяют карбонатитовый комплекс, представляющий собой пространственно-генетическую совокупность карбонатитов и сингенетических синхронных им карбонатитоидов — пород, в составе которых карбонаты расчленяется на три группы (слайд 2). Карбонатитоиды: силикатные (с оливином, мелилитом);алюмосиликатные (с нефелином, калишпатом, альбитом, биотитом, канкринитом, хлоритом); фосфатные (с апатитом); оксидные (с магнетитом, гематитом); сульфидные (с пирротином, халькопиритом, пиритом и другими сульфидами). Для них характерно содержание СО2 в среднем 4%. Карбонатитоиды карбонатно-силикатные, алюмосиликатные, фосфатные, оксидные, сульфидные. В них СО2 содержится в среднем 15%. 3. Карбонатиты — породы со средними концентрациями СО, до 35%. 1 Теоретическая часть 1.1 Карбонатитовые месторождения Карбонатитами называются эндогенные скопления кальцита, доломита и других карбонатов, пространственно и генетически ассоциированные с интрузивами ультраосновного щелочного состава центрального типа, формирующимися в обстановке платформенной активизации. В настоящее время на земном шаре известно более 400 массивов ультраосновных щелочных пород. Термин "карбонатиты" ввел в употребление норвежский ученый В.К. Бреггер в 1921 г при описании карбонатитового массива Фён в Норвегии В России такие массивы известны в Карело-Кольском регионе, Сибири. Размещаются массивы на платформах и имеют различный геологический возраст. Среди них известны массивы докембрийского (Сибирь, Северная Америка), каледонского (юг Сибири), герцинского (Мурманская обл.), киммерийского (Сибирь, Бразилия) и альпийского циклов развития (большинство карбонатитов Африки). Карбонатиты образуют обособленную группу эндогенных месторождений в силу резко специфических геологических условий их образования. Карбонатитовые месторождения связаны только с платформенным этапом геологического развития и ассоциированы с комплексами ультраосновных щелочных пород. Массивы имеют трубообразную форму, дифференцированный состав и концентрически зональное строение. В них выделяют четыре главные группы пород: 1) ранние ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты); 2) щелочные (мельтейгит-ийолиты, щелочные и нефелиновые сиениты); 3) ореолы вмещающих пород, подвергшихся щелочному метасоматозу и превратившихся в фениты; 4) карбонатиты (рис. 1). Массивы сопровождаются дайковой серией сложного состава, отражающего длительную и направленную эволюцию магматического очага и состоящую из разнообразных пород – от пикритовых порфиритов до щелочных пегматитов. Последовательно формирующиеся группы пород, образующие карбонатитовые массивы, размещаются в центростремительном направлении от периферии к центру и иногда в обратном, центробежном направлении. Примером последнего размещения может служить Ковдорский массив в Мурманской области. Центральная часть массива сложена оливинитами, образующими шток, далее располагаются прерывистым полукольцом пироксениты, а периферическая часть выполнена ийолитами и мальтейгитами. Карбонатиты в массиве представлены несколькими разновидностями: кальцитовыми карбонатитами, имеющими широкое распространение, доломитовыми карбонатитами, которые встречаются значительно реже, и доломито-кальцитовыми, возникшими большей частью в процессе доломитизации кальцитовых разновидностей пород. Многочисленные жилы и линзы, кальцитовых карбонатитов залегают в оливинитах центральной части массива и в щелочных породах его краевой зоны. Они группируются в отчетливо выраженную дугообразную зону и в ее пределах приурочены к серии кольцевых трещин-разломов, пологопадающих внутрь массива (Рис.2).  Рис. 1. Общая схема строения карбонатного месторождения: 1 – щелочные породы; 2 – ультраосновные породы; 3 – гнейсы; 4 – фениты; 5 – шток карбонатитов; 6 – жилы карбонатитов. Карбонатитовые тела представляют собой штоки, конические жилы, падающие к центру массива, кольцевые жилы, падающие от центра массива, радиальные дайки. Штоки в поперечнике имеют размеры от сотен метров до нескольких километров, а жилы мощностью от 10м при длине несколько сот метров до нескольких километров (1-2 км). Минеральный состав карбонатитов определяется наличием карбонатов, составляющих 80-99%. Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты, реже встречаются доломитовые, еще реже анкеритовые и совсем редко сидеритовые карбонатиты. В формировании карбонатитов установлена последовательность их образования – первым накапливается кальцит, далее доломит и анкерит. Остальные минералы в карбонатитах являются акцессорными, их более 150 разновидностей. Типоморфными минералами являются флогопит, апатит, флюорит, форстерит; редкими – бадделеит, пирохлор, гатчеттолит - урансодержащий пирохлор, перовскит-кнопит-дизаналит, карбонаты редких земель (синеизит, бастнезит, паризит).  Рис. 2. Схематическая геологическая карта Ковдорского массива, по В.И. Терновому, Б.В. Афанасьеву, Б.И. Сулимову. 1 – сунгулитовые породы; 2 – карбонатиты; 3 – апатит-форстеритовые породы; 4 – магнетитовые руды; 5 и 6 – флогопит-диопсид-форстеритовые гигантозернистые (5) и средне- и крупнозернистые (6) породы; 7 – оливиниты флогопитизированные и диопсидизированные; 8 – гранатовые автоскарны; 9 – монтичеллитолиты; 10 – мелилитолиты; 11 – турьяиты; 12 – пироксениты; 13 – слюдиты и слюдяно-пироксеновые породы; 14 – нефелиновые пироксениты; 15 – полевошпатовые ийолиты и нефелиновые сиениты; 16 – ийолит-уртиты; 17 – ийолит-мельтейгиты; 18 – оливиниты; 19 – фениты; 20 – гранитогнейсы. В карбонатитах установлен стадийный характер минералообразования: в первую стадию формируются крупнозернистые кальциты с минералами титана и циркония; во вторую – среднезернистые кальциты с дополнительными минералами титана, урана, тория; в третью – мелкозернистый кальцит-доломитовый агрегат с ниобиевой минерализацией; в четвертую – мелкозернистые массы доломит-анкеритового состава с редкоземельными карбонатами. Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая, плойчатая, структура – разнозернистая. По составу полезных ископаемых, концентрирующихся в карбонатитах последние разделены на семь групп. 1. Гатчеттолит-пирохлоровые карбонатиты с содержанием Nb2O5 0,1-1%; 2. Бастнезит-паризит-монцонитовые карбонатиты с содержанием TR2O3 от десятых долей процента до 1%; 3. Перовскит-титаномагнетитовые руды связаны с гипербазитами в ассоциации с карбонатитами; 4. Апатит-магнетитовые с форстеритом карбонатиты с содержанием железа 20-70%, Р2О5 10-15%; 5. Флогопитовые скарноподобные образования, в коре выветривания формируется вермикулит; 6. Флюоритовые карбонатиты; 7. Сульфидоносные карбонатиты с медным оруденением при содержании меди 0,68% и свинцово-цинковым. Минеральные типы рудоносных карбонатитов отвечают различным уровням их возникновения и последующего эрозионного среза (Рис.3).  Рис. 3. Схематический вертикальный разрез рудоносного карбонатитового штока: 1 – карбонатиты; 2 – ультраосновные-щелочные породы; 3 – осадочно-метаморфические породы. Геологические структуры, определяющие положение и морфологию карбонатитовых тел внутри массивов, имеют один источник деформирующих усилий и разделяются на две разновидности по их морфологии. Центральные штоки приурочены к цилиндрическим трубкам взрыва. Карбонатитовые жилы приурочены к круговым структурам, среди них выделяют радиальные, кольцевые (падающие от центра), конические (падающие к центру). 1.2 Физико-химические условия рудообразования эндогенный минералообразующий геологический По данным геологических и экспериментальных исследований, минералообразующая среда представляла собой сложную низковязкую высококонцентрированную водную систему (200-600 г/л). Это - эндогенный рассол-расплав ("тяжелый флюид"). Главные компоненты: - катионы: калий, натрий, кальций, стронций K, Na, Ca, Sr; - анионы: хлориды, фосфаты, карбонаты (Cl, PO4, CO3). Постоянно присутствуют углеводороды. Отделение расплава-рассола происходило в завершающий этап становления щелочных комплексов, при этом в карбонатитовом расплаве концентрируются компоненты, не вошедшие в состав минералов силикатных пород. По мере снижения температуры процесса формировались следующие рудные фации: 1) перовскит-флогопитовая - 650 С; 2) гатчеттолит-пирохлор-флогопитовая - 470 С; 3) пирохлоровая - 370 С; 4) колумбит-бастнезитовая - 260 С. Давление. Приповерхностные карбонатиты формировались, по данным геобарометрии, в интервале 0.1-1.5 Кбар, редкометалльные (см выше) - 0.5 - 3 Кбар. Генезис. Существуют две крайних точки зрения на происхождение карбонатитов. Согласно первой (магматической), их возникновение связано с дифференциацией мантийных расплавов и последовательным внедрением продуктов дифференциации в земную кору (формирование кольцевых и штокообразных комплексов). В доказательства приводится: наличие ксенолитов ранее внедрившихся пород и пород "рамы"; термальный метаморфизм боковых пород; типичные для интрузий формы тел; излияние карбонатитовых лав; полосчатость в карбонатитах как результат течения магмы. Согласно второй (метасоматической), карбонатиты возникают в процессе метасоматического взаимодействия "тяжелого флюида" с щелочными породами путем замещения силикатов карбонатами. Необходимая для карбонатообразования углекислота поступала из ультраосновного расплава формирующего комплекс, кальций и другие компоненты частично заимствовались из вмещающих пород. Аргументы в пользу метасоматического генезиса: интенсивное проявление метасоматоза (скарнирования и фенитизации) до образования карбонатитов; образование зон прожилкования и штокверков с минеральным составом, аналогичным формирующимся синхронно крупным телам карбонатитов; наличие в телах карбонатитов реликтов силикатных пород (карбонатизированных); зависимость состава темноцветных и акцессорных минералов карбонатитов от состава замещаемых силикатных пород; избирательный характер метасоматоза (ультраосновные породы замещаются легче сиенитов) метасоматическая зональность в распределении минеральных ассоциаций на контакте карбонатитов и силикатных пород. Вероятнее всего, изначально магматические карбонатиты испытывали после внедрения и кристаллизации расплава мощные постмагматические метасоматические преобразования. Специфические особенности карбонатитов, отличающие их от осадочных и метаморфических карбонатных пород. 1) Приуроченность к массивам ультраосновных-щелочных пород и ассоциация со всеми разновидностями пород этого комплекса; форма тел. 2) Их возникновение не зависит от состава вмещающих пород ("рамы" интрузии). 3) Среди карбонатитов обычно наблюдаются реликты ультраосновных, щелочных пород, скарнов; почти все эти ксенолиты карбонатизированы. 4) Многостадийность формирования карбонатитов. 5) Наличие редкометалльной и редкоземельной минерализации в карбонатитах. Практическая часть Карбонатитами называются эндогенные скопления карбонатов: кальцита, доломита, анкерита и др, пространственно и генетически связанные со сложными интрузиями пород ультраосновного и щелочного состава. Содержание карбонатов в них - более 50 % (если меньше, порода именуется карбонатитоидом), прочие минералы представлены, главным образом, оксидами и силикатами. Термин "карбонатиты" ввел в употребление норвежский ученый В.К. Бреггер в 1921 г при описании карбонатитового массива Фён в Норвегии. В настоящее время в мире известно более 400 щелочноультраосновных массивов с карбонатитами. Среди них крупнейшими являются: Араша (Бразилия), Гулинское (Сибирь), Ковдор (Кольский полуостров), Сокли (Финляндия) Альнё (Швеция), Палабора (Южная Африка).  Рисунок 1 – Общая схема строения карбонатитового месторождения  Рисунок 2 - Сёвит – кальцитовый карбонатит Карбонатиты являются относительно новым генетическим и промышленным типом месторождений, "канонизированным" в 50-х годах двадцатого века. Из них извлекают Ta, Nb, Zr, TR (лантан, церий, неодим и др), железные и фосфатные (апатит) руды, флогопит (вермикулит), флюорит, карбонатное сырье, а также Ti, U, Sr, Th, Pb, Zn, Mo, Cu и платиноиды, т. е. месторождения обычно являются комплексными. Бастнезит-паризит-монацитовые карбонатиты (Маунтин-Пасс, США) содержат основную долю мировых запасов редких земель (0.n - n % окислов TR в руде, до 20 % - в коре выветривания).   Рисунок 3,4 – Руды карбонатитового месторождения Месторождения ниобия содержат иногда до нескольких миллионов тонн Nb2O5 (содержание в руде в среднем 0.1-1 %, в коре выветривания - до 4.5 %). Запасы тантала составляют обычно несколько тысяч тонн при содержании Ta2O5 до 0.01-0.3 %). Важную роль играют апатит-магнетитовые карбонатитовые месторождения с форстеритом и флогопитом. Ковдор (Кольский п-ов) - несколько сотен миллионов тонн железной руды, содержание FeO 20-70 %, значительные запасы апатита (до 10-15 %P2O5, в коре выветривания - до 25 %), и флогопита.  Рисунок 5- Бастнезит Структурно-тектоническая позиция. Формирование массивов протекало преимущественно на окраинах древних платформ (этап ТМА) в зонах крупных глубинных разломов. Источник расплава - верхняя мантия. Время формирования. От позднего докембрия до кайнозоя включительно. Рудоносные массивы формируются в течение 10-100 млн лет в два этапа - раннемагматический и позднемагматический. Первый разделяется на 3 стадии: 1) гипербазитовая (дуниты, перидотиты) (1350-1100 °С); 2) ийолит-мельтейгитовая (щелочные породы от якупирангитов до уртитов) (1100-630 °С); 3) нефелиновых сиенитов (750-620 °С). Позднемагматический или собственно карбонатитовый этап разделяется на 4 стадии: 1) кальцитовую (сёвитовую) (630-520 °С); 2) магнезиокальцитовую (520-400 °С); 3) доломит-кальцитовую (400-300 °С); 4) доломит-анкеритовую (300-200 °С). Установлена четкая последовательность минералообразования: кальцит - доломит - анкерит (Ca(Mg, Fe)[CO3]2). Карбонатиты обычно встречаются среди сложнопостроенных интрузивных комплексов (рис) ультраосновного щелочного состава кольцевого, или центрального типа. Подобное кольцевое строение массивов объясняется многоэтапным внедрением расплава различного состава. Карбонатиты всегда внедряются последними.  Рисунок 7 – Схематическая геологическая карта массива Ессей. Наиболее распространенными формами карбонатитовых тел являются штоки, кольцевые дайки и системы конических жил, падающих как к центру массива, так и от него; радиальные дайки; линейные жильные зоны, штокверки. Внедрения карбонатитов приурочены к контактам ранее внедрившихся фаз или к центральной части щелочного массива. Протяженность по вертикали - до 5-7 км. Окружающие массив породы рамы подвергаются метасоматическому процессу фенитизации. Фенитизация проявляется в замещении исходных минералов пород на альбит, K-Na-ПШ, нефелином, щелочными пироксеном и амфиболами. В эндоконтактах метасоматические изменения проявлены в виде возникновения нефелинпироксеновых, пироксен-флогопитовых и пироксен-амфиболовых ассоциаций (по ранним магматическим породам).  Рисунок 8 – Фенит Минеральный состав карбонатитов весьма разнообразен: карбонаты, щелочные пироксены (эгирин-диопсид), слюды (биотит, флогопит, тетраферрифлогопит), щелочные амфиболы, апатит, магнетит. Для карбонатов (кальцита и др) характерны повышенные содержания фтора, стронция, бария и редких земель (F, Sr, Ba, TR). Структура преимущественно зернистая (от мелкозернистых до гигантозернистых), размер зерен минералов уменьшается от ранних этапов карбонатитообразования к поздним. Текстура массивная, иногда полосчатая. Характерны реликтовые текстуры замещения. Главными способами образования минералов карбонатитовых тел являются: 1) магматический - кристаллизация из расплава; 2) гидротермальный - кристаллизация из раствора в пустотах 3) гидротермально-метасоматический - замещение минералов предшествующих стадий карбонатитового процесса; 4) автометаморфический - перекристаллизация ранних крупнозернистых пластинчатых карбонатов в мелкозернистый агрегат. Выделяют шесть типоморфных рудных формаций карбонатитов: 1) перовскит-титаномагнетитовая (Гулинское месторождение); 2) камафоритовая (кальцит-апатит-форстерит-магнетитовая) (Ковдор); 3) редкометалльных пирохлоровых карбонатитов (Nb, Ta, Татарское месторождение, месторождения Канады, Бразилии и Африки); 4) редкоземельных карбонатитов (особенно TR цериевой группы; Чуктуконское рудное поле, месторождения Канады, США, Африки) 5) флюоритовых карбонатитов (Россия, Индия, Намибия); 6) сульфидоносных карбонатитов (Палабора, ЮАР).  В вертикальном разрезе карбонатитовых систем выделяют 4 фации глубинности. 1. Поверхностная, или вулканическая фация (0.0-0.5 км) представлена древними и современными вулканами (Африка). Лавы содового и кальцитового состава, температура кристаллизации около 540 °С. Полезная минерализация есть (барит, апатит и др), но запасы небольшие. 2. Субвулканическая фация (0.5-1.5 км). Месторождения этой фации приурочены к корневым частям вулканов. Представлены более чем сотней массивов Африки (Чилва, Мрима и др), с высоким (0.3-1.5, в КВ - до 2 %) содержанием Nb2O5. Сюда же относятся Гулинский массив и Чангит в Маймече-Котуйской провинции, флюоритовые м-ния Индии и Намибии. 3. Гипабиссальная фация (1.5-6.0 км). Широко развиты силикатные карбонатитоиды (оливиновые, мелилитовые и монтичеллитовые породы). Собственно карбонатиты слагают не более 10 % объема тел поперечником 3-4 км. Оруденение приурочено к карбонатитоидам и имеет большой вертикальный размах. К этой группе относятся апатит-магнетитовые (Ессейское, Ковдор); перовскитмагнетитовые (Кугдинское); флогопитовые (Одихинча, Ковдор); редкоземельные (Маунтин-Пасс, США). С двухкилометровой глубины развиты редкометалльные, урановые и медные месторождения: - гатчеттолитовые (U-пирохлор) и пирохлоровые (Na, Ca, Ce)2(Nb, Ti ,Ta)2O6(O, OH, F) руды в карбонатитоидах и карбонатитах (Араша, Бразилия; Сокли, Финляндия); - кальциртитовые (CaZr3TiO9)и бадделеитовые (ZrO2) в карбонатитах (Ковдор); - халькопиритовые (Палабора, ЮАР). 4. Абиссальная (плутоническая) фация (6.0-12.0 км) представлена пироксенитами и карбонатитами, вмещающими редкометалльное оруденение (гатчеттолитовые, пирохлоровые, колумбитовые, паризит-бастнезитовые и монацитовые руды). Заключение Карбонатит - магматическая горная порода, состоящая более чем на 50% из карбонатов. По преобладающему карбонату выделяются доломитовые карбонатиты, кальцитовые карбонатиты и натрокарбонатиты. Характерные минералы карбонатитов: кальцит, доломит, флогопит, диопсид, мелилит, апатит, перовскит, пирохлор, анкилит и др. Карбонатиты преимущественно встречаются в виде маломощных жил, даек и силлов. Прикрочены к кольцевым интрузиям щелочных магматических пород и кимберлитам. К. являются индикатором рифтового типа магматизма. Известен только один вулкан (Олдонио-Ленгаи, Танзания) в котором происходят регулярные извержения натрокарбонатитов с температурой 520-580 С. Карбонатиты и сопутствующие им породы представляют важный тип месторождений полезных ископаемых. С карбонатитами связаны месторождения ниобия, циркония, тория, редкоземельных элементов, апатита, флогопита и др. Среди наиболее крупных - месторождения флогопита и вермикулита (Ковдор на Кольском п-ве, Гулинский массив - Полярная Сибирь), железа (Ковдор на Кольском п-ве; Пхалаборва в ЮАР), фосфора (Пхалаборва в ЮАР; Сукулу в Уганде и др.), богатые месторождения руд ниобия (Араша, Бразилия; Луэш, Заир; Ока, Канада и др.), также месторождения тантала (Нкомбва, Замбия), циркония (Пхалаборва, ЮАР), редких земель (Мрима, Кения), меди (Пхалаборва, ЮАР), флюорита (Тагна, Россия), цементного и известковистого сырья (Тороро и Сукулу, Уганда). Кроме того, возможно извлечение из некоторых месторождений барита и стронцианита. В условиях гипергенеза на карбонатитах развивается кора выветривания, содержание полезных компонентов в которой (апатита, пирохлора, бастнезита и др.) повышается в 3-5 раз по сравнению с коренными породами. Список используемой литературы 1 Михайлова, И.А. Палеонтология; в 2Т. Том 1/ И.А. Михайлова, О.Б. Бондаренко М.: Изд-во МГУ, 1997. - 446 c. 2 Михайлова, И.А. Палеонтология; в 2Т. Том 2/ И.А. Михайлова, О.Б. Бондаренко М.: Изд-во МГУ, 1997. – 385 с. 3 Хаин, В.Е. Историческая геология/ В.Е. Хаин, Н.В. Короновский, Н.А. Ясаманов М.: Изд-во МГУ, 1997. – 448 с. 4 Маслов, В.П. Атлас породообразующих организмов (известковых и кремневых)/ В.П. Маслов М.: Издательство наука, 1973 - 266 с. 5 Историческая геология с основами палеонтологии /Е.В. Владимирская, [и др]. Л.: Издательство Недра, 1985 - 423 с. 6 Богоявленская, О.В. Основы палеонтологии: учебник для ВУЗов. / О.В. Богоявленская, М.В. Федоров - М.: Недра, 1990. - 208 с. 7 Стратиграфический кодекс. Спб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2006. |