Конспект. Конспект по месторождениям. Месторождение трубки Мир
 Скачать 81.6 Kb.
|
 Месторождение трубки “Мир” Республика Саха (Якутия) фантастически богатая полезными ископаемыми геологическая провинция. Аналогов ей нет не только в России, но и во всем мире. Все это вызывает нескрываемую зависть наших иностранных друзей и партнеров. «Это несправедливо, что Господь Бог вознаградил землю, где зимой температура достигает минус 70 градусов такими богатствами» – весьма часто утверждают государственные деятели и ученые мужи дальнего и ближнего Зарубежья. Но долгое время алмазные месторождения, которыми так богата Якутия, оставались недоступны. Ещё совсем недавно на эти земли, где царит многолетняя мерзлота, не ступала нога человека. И это неудивительно: по абсолютной величине минимальной температуры Якутия не имеет равных себе регионов во всём Северном полушарии. Крупнейший в мире алмазный карьер – кимберлитовая трубка «Мир» сотворен руками человека в царстве вечной мерзлоты по адресу: город Мирный, Республика Саха (Якутия). Над рукотворным кратером категорически запрещен пролет летательных аппаратов: гигантская воронка диаметром 1200 метров и глубиной 525 метров, инициируя нисходящие воздушные потоки, засасывает вертолеты. Кимберлитовая рубка Мир находится в Малоботуобинском алмазоносном районе (Мирнинское поле) в среднем течении р. Ирелях, левого притока р. Малая Ботуобия. Трубка на дневной поверхности по форме представляет собой овал, размерами 490х320 м. До глубины 200 м имеет воронкообразное расширение, а глубже по падению переходит в цилиндрический канал, выклинивающийся в дайку на глубине 1000 м. Она прорывает карбонатные породы ордовика мощностью 200 м и толщу терригенно-карбонатных отложений верхнего и среднего кембрия. Трубка сложена крупнообломочными кимберлитовыми брекчиями голубого и серого цветов. В составе брекчии содержится большое количество ксеногенного осадочного материала из прорванных толщ. Размеры обломков этого материала варьируют весьма сильно. Встречаются «плавающие рифы» - блоки осадочных пород, значительные по объёму. Помимо их в кимберлитовых брекчиях присутствуют обломки метаморфических пород (амфибол-биотитовых сланцев), глубинных ультраосновных образований (гранатовых перидотитов, перидотитов и серпентенитов) и кимберлитовых автолитов. Кимберлит, цементирующий обломочный материал, имеет массивную текстуру и порфировую структуру. Основная масса его сложена серпентином и карбонатами. Порфировые выделения представлены преимущественно серпентиновыми псевдоморфозами по оливину, реже оливином, гранатом, флогопитом. Алмазы трубки Мир характеризуются высоким качеством – бесцветные камни составляют 75,4%. Среди окрашенных преобладают буровато-коричневые разновидности (7,2% от общего объема) и дымчато-серые (13,9%). Из кристаллографических форм преобладают октаэдры (61,2%), ромбододекаэдры составляют в объеме добычи 9,7%, комбинационные формы – 28,8%, кубы – 0,6%. Трубка открыта в 1955 году, разрабатывалась карьером с 1957 по 2001 год. Глубина карьера достигла 525 м, диаметр на поверхности земли - 1200 м. Построен подземный рудник. Начальные запасы алмазов составляли около 360 млн. карат. Кроме того, на глубоких горизонтах учитываются ресурсы алмазов категории Р1 в количестве 30 млн. карат. Балансовые запасы на 01.01.2014 г. составляли: разведанные (категории С1) – 139,5 млн. карат, предварительно оценённые (С2) – 3 млн. карат. Среднее содержание алмазов в руде (в оставшихся разведанных запасах) – 3,61 карт/т. Кроме алмазов на трубке в очень небольших объёмах периодически велась добыча ювелирных хризолитов, пиропов, цирконов. Главное Сарановское месторождение Главное Сарановское месторождение хромитов находится на западном склоне Урала в Горнозаводском районе Пермского края (в Чусовском районе Пермской области по адм-тер. дел. до 2005 года) и расположено в 100 км. к востоку от районного центра. Является единственным эксплуатируемым в России месторождением хромитов. Северный Сарановский массив, где в настоящее время эксплуатируется Главное Сарановское месторождение, протягивается в меридиональном направлении на 1,8 км. при ширине 0,4 км. и к северу постепенно погружается на глубину. Несколько меньшего размера Южный Сарановский массив расположен в 1 км. южнее. Здесь ранее на ряде рудников также осуществлялась добыча хромитов, ныне прекращённая. Расположение Сарановского массива в области миогеосинклинали, а не эвгеосинклинали, что характерно для хромитоносных массивов Урала и других складчатых областей, тесная пространственная и генетическая связь с габбро и габбро-норитами, специфический химический состав пород, руд и рудообразующих хромшпинелидов, а также своеобразие хода кристаллизации дают основание для установления различной формационной принадлежности комплекса пород Сарановского массива и других хромитоносных массивов Урала, а также для отнесения Сарановского массива к габбро-перидотитовой формации. По своим признакам Сарановский массив занимает как бы промежуточное положение между формациями платформенных и геосинклинальных областей. Сарановский хромитоносный габбро-перидотитовый массив, имеющий на поверхности очень небольшие размеры, обладает достаточно большими запасами хромитовых руд. Площадь выхода ультраосновных пород всего 0,22 км2 при протяжённости 1700-1800 м. и ширине около 200 м. Максимальная ширина массива в средней части, включая габброиды, около 400 м. Простирание его субмеридиональное (0-345°). В северном направлении массив постепенно погружается на глубину и в погребённой части прослеживается на 500 м. В 1 км. к югу от Северо-Сарановского массива на поверхность выходит второй массив гипербазитов - Южно-Сарановский, который имеет несколько меньшие размеры и тоже субмеридиональное простирание. В нем размещаются хромитовые тела бывших рудников Бисерского, Любушкина и Большого Пестеря, а также ряд рудных тел, открытых разведкой позднее. Сейчас эти месторождения не разрабатываются, эксплуатируется лишь рудник Главного Сарановского месторождения в Северном массиве. Сарановский массив располагается в западном крыле Центрально-Уральского поднятия и находится во внешнем поясе гипербазитов Урала. Своим возникновением он обязан каледонской активизации субмеридиональных разломов внутри протерозойского фундамента и связан с аркогенными структурами западного склона Урала (В.Смирнов, 1959, 1969). Зона, где размещены этот и некоторые другие гипербазитовые массивы, лежит за пределами собственно эвгеосииклинальных структур Урала, состоит из миогеосииклинальных образований и характеризуется наличием жесткого фундамента. Такое её положение отразилось на особенностях строения и соства пород и руд Сарановского массива. В районе Сарановского массива развиты метаморфические слюдяные, кварц-слюдяно-хлоритовые сланцы и филлиты с подчинёнными толщами кварцитов, известняки и доломиты. Вмещающими породами являются кварц-слюдяные сланцы верхнепротерозойского возраста. Массив расположен в области южного периклинального замыкания антиклинали, также называемой Сарановской. Очевидно, массив приурочен к одному из тектонкческих нарушений, которое проходит по восточиом крылу Сарановской антиклинали вблизи её осевой зоны. Контакты массива гипербазитов согласны с залеганием вмещающих пород. По форме массив представляет собой моноклинальное согласное тело, круто падающее на восток. По данным бурения, залегание контактов массива и заключённого в нем хромитового оруденения на глубинах 300-400 м. из крутопадающего (80-85°) постепенно переходит в более пологое с углами падений до 40-30°. При согласном залегании контактов массива с вмещающими породами такое положение лежачего бока интрузива указывает на то, что крутое крыло антиклинали по падению на восток переходит в сииклинальную структуру, которая на глубине вмещает основное тело интрузива. Очевидно, эрозия вскрыла только верхнюю западную часть массива, возможно, представляющую собой апофизу от факолитообразного интрузивного тела, главная масса пород которого размещается восточнее его выхода на поверхность, залегая в синклинальном прогибе. К востоку от площади выхода на поверхность гипербазитов и габброидов сииклиналь срезается тектоническим разломом. Перидотиты и габбро-нориты слагают единое интрузивное тело, которое прорывается дайками габбро-диабазов. По керну скважин наблюдается весьма резкий переход от габбро-норитов к перидотитам, но следов воздействия одной породы на другую не обнаружено. Это позволяет говорить о своеюбразной резко расслоенной интрузии, к нижней, перидотитовой части которой приурочено хромитовое оруденение. Собственно рудоносная зона шириной в плане 40-45 м. заключает три субпараллельных жилоподобных рудных тела - Западное, Центральное и Восточное и расположена примерно в осевой части полосы гипербазитов. Положение её в полосе гипербазитов несколько асимметричное. На севере она приближается к занадному (нижнему) контакту массива с вмещающими породами на 25-30 м. и отстоит от зоны перехода ультрабазитов к габброидам на 60-70 м. В южной части массива расстояние рудоносной зоны от вмещающих сланцев 120-140 м., а от габброидов около 20 м. Западный борт массива от зоны контакта гипербазитов с вмещающими породами до рудоносной зоны сложен нацело серпентинизированными перидотитами. Перидотиты массива представлены серпентинитами, в большинстве случаев с сохранившейся реликтовой структурой. Перидотиты отличаются варьирующими соотношениями слагавших их ранее оливина, пироксена и хромшпинелида. В отдельных участках, особенно в зоне западного контакта содержание пироксенов понижается до 7-10%. Количество акцессорных хромшшинелидов заметно возрастает с приближением к рудоносной зоне. Перидотиты часто грубозернисты. Они имеют пойкилитовое, пойкилитоофитовое и пегматоидное сложение, для пойкилитовых перидотитов характерна довольно постоянная величина зернистости оливинов (2-4 мм). Зёрна оливинов обычно округлой формы, мелкие идиоморфные зерна хромшпинелидов включаются в более крупные зёрна ромбического пироксена или в их агрегат. Пегматоидные перидотиты имеют то же сложение, но более грубую и невыдержанную зернистость, размер зёрен замещённого серпентином оливина изменяется от 1-2 до 10-30 мм. и более. Иногда встречается моноклннный пироксен, замещённый хлоритом и тремолитом. Переходы от условно выделенной рудоносной зоны к вмещающим перидотитам Восточной и Западной полос постепенные. Околорудные перидотиты тарактеризуются большой насыщенностью вкраплениями мелких зёрен хромшпинелидов, а количество хромшпинелидов в породе сильно варьирует. Характерно, что идиоморфные зёрна хромшпинелидов размером от долей до 2-3 мм. размещаются между крупными (1-4 см) идиомморфными зёрнами серпентинизированного оливина и заключены в зёрнах ромбического и моноклинного пироксенов. Пироксены подчинены кристаллическим формам оливина. В интерстициях оливинов заключены пироксен и хромшпинелид. Промышленные рудные концентрации представлены тремя субпараллельными жилоподобными телами. Центральное тело имеет протяженность 1200м. при мощности 10 м; Западное - 910 м. при мощности 5 м. и Восточное - 1100 м. при мощности 3-3,5 м. Разведочным бурением на глубинах выявлены сопутстующие линзообразные тела небольшой мощности (до 1,5 м) и невыдержанные по простиранию, располагающиеся как под основными рудными телами, так я выше их. По сложению их руды подобны рудам основных рудных тел. Все три жилоподобных тела сложены почти массивными хромитовыми рудами, однако всегда содержащими небольшое количество нерудных минералов. Характерны руды полосчатой текстуры с полосчатостью, согласной с контактами. Наиболее насыщены хромшпинелидом руды Центрального тела. Западное жилоподобное рудное тело отделено от Центрального полосой вмещающих пород мощностью 6-8 м., а Восточное рудное тело от Центрального - полосой несколько меньшей мощности. Рудные тела в видимых частях нигде не смыкаются как по простиранию, так и по падению, если не считать поздних тектонических прислонений. Послерудными тектоническими нарушениями рудные тела разбиты на систему блоков, перемещенных относительно друг друга, с амплитудой перемещения до нескольких десятков метров. К востоку ультрабазиты резко сменяются весьма однородными по структуре, среднезернистыми лейкократовыми породами габбрового состава. Макроскопически они светло-серые среднезернистые, с подчинённым количеством темноцветных минералов (30-35%). Первичные минералы в породах не сохранились. Полевые шпаты нацело замещены цоизит-клиноцоизитовым агрегатом с хлоритом. Темноцветные минералы также полностью замещены хлоритом и амфиболом актинолит-тремолитового ряда. Хлорит представлен тонколистоватым клинохлором. В незначительном количестве иногда встречается серпентин (антигорит). Глубокое метаморфическое преобразование габброидов привело к тому, что акцессорные рудные минералы в них отсутствуют, если не считать единичных редко встречающихся зёрен хромшпинелида. Эти находки хромшпинелидов интересны тем, что контакт двух комплексов пород - ультраосновного и габброидного - не несёт следов взаимного воздействия (отсутствуют закалённые фации, породы в зоне их сопряжения средне- и крупнозернистые), а в габбро-норитах встречены акцессорные хромшпинелиды, поэтому предполагается родство перидотитов и габброидов. Рудные тела, ультраосновные и габброидные породы пересекаются дайками габбро-диабазов и жилами сильно хлоритизированных диабаз-порфиритов и более кислых пород. Среди сплошных и густовкрапленных хромитовых руд из жилоподобных рудных тел макроскопически различают три разновидности: 1) массивные с мизерным содержанием силиката, который распределён в рудной массе равномерно (не видна или очень слабо проявлена полосчатость или линейность); 2) густовкрапленные хромитовые руды с равномерно рассеянными зёрнами силикатов, чётко удлиненными в одном направлении; З) густовкрапленные хромитовые руды, со слоистым распределением удлинённых зёрен силикатов, представляющих собой «строчки» в одном сечении и тонкие, мощностью в «одно зерно» слои в поперечном сечении. При этом удлинённые зернышки силикатов располагаются либо впритык зерно к зерну, либо отделены одно от другого зёрнами хромшпинелидов. Руда состоит из хромшпинелида (95%) и силиката, представленного серпентином, развитым по пироксену и редко по оливииу. Поздние минералы, развивающиеся по серпентину и образованные в процессе гидротермальной минерализации, связанной с последующим внедрением более кислых расплавов, представлены тальком, хлоритом, карбонатами, амфиболами. Для руд характерны идиоморфизм зёрен хромшпинелидов и ясно проявленное порфировидное сложение, определяемое наличием двух семейств зёрен хромшпинелидов - крупного с размером от 1 до З мм. и мелкого, зёрна которого измеряются долями миллиметра (0,2-0,7 мм). Как первые, так и вторые обладают прямолинейными очертаниями и идиоморфны, хотя среди крупного семейства иногда встречаются зёрна с закруглёнными углами между гранями. Вкрапленные и убоговкрапленные хромитовые руды, размещающиеся вблизи жилоподобных рудных тел и между ними, макроскопически имеют весьма разнообразные текстурные рисунки, которые определяются вариациями соотношений силикатной и рудной составляющих и размером зёрен хромшпинелидов и силикатов. Силикаты резко преобладают над хромшпинелидами. Общей характерной чертой вкрапленных руд является наличие чётко проявленной псевдосидеронитовой текстуры. Во всех разновидностях вкрапленных руд также содержатся хромшпинелиды двух размеров: крупное семейство (1-3 мм) и мелкое (0,1-0,5 мм). Наличие двух четко выраженных семейств зёрен хромшпинелидов в рудах указывает на смену физико-химических условий кристаллизации рудного расплава, обусловленную, по-видимому, перемещением его при внедрении из глубинных зон на более верхние уровни. Вследствие низкого содержания хрома и высокой железистости руды месторождения не пригодны для выплавки феррохрома и используются как огнеупорное и химическое сырьё. Месторождения Ковдорского массива Ковдорский массив представляет собой сложную многофазную интрузию центрального типа. Её отчётливое кольцевое строение обусловлено последовательным внедрением различных по составу интрузивных пород, сопровождающимся интенсивным метасоматическим изменением окружающих пород. Древнейшими интрузивными породами массива являются оливиниты, слагающие его ядро площадью около 8 км2. Краевую зону массива слагают щелочные породы - мельтейгиты, ийолиты, турьяиты. Их внедрение по контакту оливинитов с вмещающими гнейсами сопровождалось активным изменением и тех, и других пород. Гнейсы интенсивно фенитизированы. Оливиниты подвергались ослюденению и пироксенизации (на фронте магматического замещения ийолитами, называемом процессом ийолитизации), а также местами замещены монтичеллитовыми, мелилитовыми и мелилит-пироксеновыми метасоматитами (на фронте магматического замещения турьяитами, называемом процессом турьяитизации). Мелилитсодержащие породы нередко замещены гранат-монтичеллит-флогопитовыми, гранат-монтичеллит-амфиболовыми и гранат-диопсид-амфиболовыми (апомелилитовыми) породами. На месторождении их нередко называют автоскарнами. В северной части массива по периферии центрального оливинитового ядра породы флогопитового комплекса образуют полукольцевую зону протяжённостью 8 км и мощностью 1.5-2 км. Они представлены средне- и мелкозернистыми флогопит-диопсид-форстеритовыми породами с линзами крупно- и гигантозернистых флогопит-диопсид-форстеритовых метасоматитов. Породы флогопитового комплекса пересекаются полевошпатовыми ийолитами. Нередко по диопсид-флогопитовым породам развиты форстеритовые, форстерит-апатитовые и кальцит-тетраферрифлогопитовые линзы и жилки. В этих линзах встречаются бадделеит, циркелит. Одним из заключительных этапов становления Ковдорского массива явилось формирование многочисленных карбонатитовых штокверков и пород магнетитового комплекса (фоскоритов и нельсонитов). Эти породы весьма разнообразны и представляют наибольший промышленный интерес, так как именно с ними связаны месторождения бадделеит-апатит-магнетитовых и редкометальных руд. Породы железорудного комплекса приурочены к юго-западной части массива, где они образуют вертикально падающее трубообразное "Главное тело" сечением 800х1300 м и ещё несколько линейно вытянутых тел. Строение "Главного тела" можно представить в виде идеализированной метасоматической зональности (по Глаголеву, 1965): по пироксенитам: 0 зона: пироксенит 1 зона: форстерит+магнетит+апатит флогопит 2 зона: форстерит+шпинель+магнетит+апатит кальцит 3 зона: магнетит+апатит+кальцит 4 зона: апатит+кальцит (карбонатит) по ийолитам: 0 зона: ийолит (пироксен+нефелин) 1 зона: флогопит 2 зона: форстерит+магнетит+апатит+флогопит 3 зона: форстерит+шпинель+магнетит+апатит кальцит 4 зона: магнетит+апатит+кальцит 5 зона: апатит+кальцит (карбонатит) По-видимому, породы железорудного комплекса сформировались на фронте магматического замещения карбонатитами. По количественному соотношению породообразующих и промышленно ценных минералов на месторождении рассмотренные породы подразделяют на апатит-форстеритовые, апатит-форстерит-флогопитовые, апатит-форстерит-магнетитовые, апатит-кальцит-магнетитовые, кальцит-форстерит-магнетитовые и апатит-кальцитовые. Наиболее поздними являются аномальные руды, состоящие из магнетита, тетраферрифлогопита, кальцита, апатита. Обычными акцессорными минералами всех вышеперечисленных пород являются пирротин, халькопирит, бадделеит и пирохлор (или уранпирохлор в аномальных рудах). Карбонатиты Ковдорского массива очень разнообразны и широко распространены во всех частях массива. Можно выделить по крайней мере четыре стадии их формирования: кальцитовые карбонатиты с форстеритом, магнетитом, флогопитом, бадделеитом; редкометальные кальцитовые карбонатиты с форстеритом (или клиногумитом), магнетитом, тетраферрифлогопитом, бадделеитом, уранпирохлором; доломитовые и кальцит-доломитовые карбонатиты в ийолитах с анкилитом-(Се), стронцианитом, катаплеитом, Nb-анатазом и лабунцовитом; доломитовые карбонатиты с тетраферрифлогопитом, рихтеритом, стронциовитлокитом, стронциевым коллинситом, гирваситом, римкорольгитом, бобьеритом, красновитом и ковдорскитом. Наиболее молодыми интрузивными породами Ковдорского массива являются нефелиновые и канкринитовые сиениты, маломощные жилы которых секут все вышеперечисленные породы, включая карбонатиты. Месторождения Ковдорского массива Ковдорское комплексное бадделеит-апатит-магнетитовое месторождение открыто в 1933 году одновременно с самим массивом, а в 1962 году вступил в строй Ковдорский горно-обогатительный комбинат, выпускавший магнетитовый концентрат для Череповецкого металлургического завода. До 1975 года из его руд извлекался только магнетит, хотя параллельно велись исследования по разработке эффективной технологии попутного извлечения апатита и бадделеита. Эти исследования оказались успешными, и в настоящее время Ковдорский комбинат является крупным многопрофильным предприятием, на котором работают почти 6000 человек, выпуская, помимо магнетитового, ещё апатитовый и бадделеитовый концентраты. Разработка комплексного магнетит-апатит-бадделеитового месторождения ведётся акционерным обществом "Ковдорский горно-обогатительный комбинат" открытым способом, так что за 40 лет на месте некогда возвышавшейся здесь горы образовался огромный карьер длиной 2300 метров и глубиной более 270 метров. АО "Ковдорский ГОК" производит магнетитовый концентрат с 64.0-64.2 процентным содержанием железа, бадделеитовый концентрат с 98.1-98.3 процентным содержанием ZrO2 и апатитовый концентрат с 38 и более процентным содержанием Р2О5. Хотя основным потребителем ковдорских концентратов по-прежнему являются заводы Череповца, значительное количество продукции экспортируется в Финляндию (апатит, вермикулит), Норвегию (бадделеит, апатит), Японию (бадделеит) и Германию (апатит). Наконец, необходимо отметить, что Ковдорское железорудное месторождение необычайно богато редкими коллекционными минералами, по крайней мере 6 из которых: ковдорскит, гирвасит, римкорольгит, красновит, стронциовитлокит и ёнаит - являются минералами-эндемиками, то есть не встречаются больше нигде в мире. Флогопитовое месторождение было открыто в 1960 г. В.И.Терновым при разведке вермикулитового месторождения. Его промышленная разработка началась в 1965 году, а к 1970 году вступили в строй эксплуатационная шахта. Ковдорское франколитовое месторождение протянулось на 3 км вдоль южного и юго-западного экзоконтакта пород железорудного комплекса. Франколитовые руды заполняют глубокую впадину на поверхности карбонатитов, их запасы невелики, и поэтому они рассматриваются только как резервная база АО "Ковдорский ГОК". По вещественному составу эти руды подразделяются на существенно франколитовые и франколит-гидрослюдистые. Главным минералом является карбонат-фторапатит, в переменных количествах присутствуют магнетит и вермикулит. Месторождение апатит-карбонатных руд и карбонатитов залегает в виде неполнокольцевой зоны в фенитах юго-западной части массива. Более чем 90% пород месторождения представлены апатит-кальцитовыми карбонатитами с магнетитом, зелёным флогопитом и форстеритом; кроме того присутствуют кальцитовые карбонатиты с флогопитом и акцессорным пирохлором, доломитовые и доломит-кальцитовые карбонатиты. Схематическая геологическая карта Ковдорского массива, Мурманская область. Условные обозначения: 1-оливиниты, 2-мелилитовые породы (турьяиты, ункомпагриты), 3-мельтейгиты, ийолиты, 4-полевошпатовые ийолиты, нефелиновые сиениты, 5-карбонатиты; 6-пироксениты и нефелинизированные пироксениты по оливинитам, 7-якупирангиты, 8-слюдиты, 9-11-породы флогопитового комплекса (флогопит-диопсид-форстеритовые): 9-пегматоидные, 10-средне- мелкозернистые, 11-флогопитизированные и диопсидизированные оливиниты, 12-апомелилитовые породы (монтичеллит-амфиболовые, монтичеллит-флогопитовые, диопсид-амфиболовые), 13-породы железорудного комплекса (фоскориты, нельсониты); 14-апатит-франколитовые руды; 15-фениты. Вмещающие породы: гнейсы, амфиболиты. Топографическая основа: 1-магнетитовый карьер, 2-флогопитовый карьер, 3-вермикулитовый карьер, 4-оливинитовый карьер, 5-карбонатитовый карьер; 6-Ковдозеро, 7-ж/д ст. Ковдор, 8-хвостохранилище; 9-г.Южная, 10-г.Высокая, 11-г.Пилькома-сельга, 12-г.Воцу-Вара, 13-г.Мого-вид, 14-г.Низка-вара, 15-гор.Ковдор, 16-Ковдорский ГОК, 17-вермикулитовая фабрика; 18-отвалы, 19-склад аномальных руд. |