Месторождения карбонатитовой группы

Класс ликвационный

Класс реститовый

По А.Э. Рингвуду, выплавление из мантийного материала (пиролита) легкоплавких базальтоидных магм (деплетирование) приводит к накоплению в остатке (рестите) гипербазитов и хромшпинелей. Это дает начало формированию месторождений формации хромшпинелевой в альпинотипных гипербазитах.

Статическая модель - месторождения Кемпирсайского рудного поля.

Региональное положение: аллохтонные пластины в составе офиолитовых поясов складчатых областей, тела пород дунит-перидотитовой формации.

Разрез массива:

Серпентинизированные гарцбургиты

Полосчатый дунит-гарцбургитовй

Серпентинизированные дуниты

Форма тел – линзы (подиформная)

Состав хромшпинелей определяется составом ультраосновных пород:

высокохромистые руды - в дунитах,

глиноземистые – в гарцбургитах.

Физико-химическая модель рудообразования.

Выплавление

Твердая фаза

Давление базальтоидной

магмы

Содержание

Жидкая фаза

флюидов Выплавление

ультраосновной

магмы

Рестит хромшпинелевый

Гипербазиты Базиты

Пиролит

Процесс частичного плавления осуществляется при проникновение мантийного вещества (мантийного клина) в верхние горизонты литосферы и обусловлен в этих условиях понижением давления и накоплением флюидов. Такой процесс может осуществляться только в условиях растяжения (спрединга) литосферы. Выплавление рудного хромшпинелидового материала осуществляется, по-видимому, в интервале температур 1160 - 870^оС и давлениях свыше 600 - 700 МПа (Перевозчиков, 1995). (6-7 тыс. атм)

Сама же концентрация рудного вещества происходит в результате его отжатия при пластично-сколовых деформациях в мантии.

Ликвация – разделение магмы на 2 несмешивающихся расплава. Разделение силикатного и сульфидного расплавов доказано экспериментально, наблюдалось на Гавайях. Д.П.Григорьев, 1937 г. (Маракушев, 1993), а сам сульфидный расплав наблюдался Б.Дж. Скиннером и Д.Л. Пеком на о.Гавайи (1973).

Выделяются 2 генетических ряда месторождений: плутонический и вулканический.

2.1. Статическая модель плутонического ряда (на примере месторождений Норильского рудного поля).

Региональное положение. Участки PR или FR активизации платформ, интрузии пород базальт-долеритовой (трапповой) формации.

Модель интрузии:

Базальты

Габбро-диориты

Габбро

Оливиновое габбро

Пикритовое габбро

Руды

Вмещающие осадочные породы

Состав полезных ископаемых.

Пирротин-пентландит-халькопиритовая формация с минералами платиноидов.

2.2. Вулканический ряд.

AR-PR складчатые области, породы комптиит-базальтовой формации.

Австралия, рудное поле Камб а лда

Разрез:

Коматииты

Руды (пирротин-пентландитовые с халькопиритом)

Базальты

Физико-химическая модель процесса ликвации сульфидно-силикатного расплава.

Имеются следующие данные:

- ликвация начинается при охлаждении расплава ниже 1500^оС,

- температура начала кристаллизации силикатного габброидного расплава составляет порядка 950^оС, а

- сульфидного - порядка 500-300^оС.

Физико-химическая модель формирования ликвационных месторождений

Т⁰С

а Однородный расплав

Т_{ликвации} 1500⁰

Ликвация

Т_{крист силикатов}950⁰

Силикаты твердые

Т_{крист сульфидов}500⁰

Силикаты + сульфиды твердые

Силикаты Сульфиды

3. Класс кристаллизационный

Идеи кристаллизационной дифференциации были заложены в 1915 г. Н. Боуэном и развиты в последствии Л.Уэйджером и Г.Брауном (1970).

3.1. Подкласс раннемагматический

Ряд плутонический, формации:

- естественных строительных камней (Ломовское м-е габбро-долеритов в Пермском крае);

- формация нефелиновых руд (Кия-Шалтырское м-е уртитов в Кемеровской области – щелочно-габброидная породная формация).

Ряд вулканический – естественные строительные камни (базальты и др.)

3.2. Подкласс позднемагматический.

Ряд Плутонический, месторождения связаны с расслоенными интрузиями платформенных областей. Формации полезных ископаемых:

- хромшпинелевая, титаномагнетитовая, платиновая в телах интрузий перидотит-ортопироксенит-норитовой формации (Бушвельдский массив в ЮАР, Сарановский в пермском крае, Кусинский в Челябинской области).

Статическая модель

Графическое физико-химическое моделирование процесса кристаллизационной дифференциации может быть осуществлено на двухкомпонентной диаграмме оливин-хромшпинелид (рис. 12). Для ее построения воспользуемся следующими данными: температуру кристаллизации чистого оливина примем равной 1800^оС, чистого хромшпинелида - 1900^оС, смеси оливин-хромшпинелид при содержании оливина 20% и хромшпинелида 80% - 1000^оС. В качестве исходного возьмем расплав, по составу отвечающий дуниту с содержанием хромшпинелидовой компонеты 5%, и начнем охлаждать его (точка а). При достижении расплавом температуры, отвечающей точке b, т.е. температуры солидуса для расплава указанного состава, в твердую фазу начнет переходить избыточный компонент - оливин. Начинается ранняя стадия кристаллизации расплава. По мере выпадения оливина в твердую фазу расплав начнет обогащаться хромшпинелидовым компонентом и процесс пойдет по линии солидуса от точки b по направлению к точке e. При этом оливин, как более легкий, начнет постепенно всплывать, а остаточный расплав - проникать в нижнюю часть камеры (кристаллизующегося слоя), т.е. на фоне кристаллизационной будет происходить гравитационная дифференциация вещества. В точке эвтектики (e) начнется позднемагматическая стадия процесса - кристаллизация расплава, существенно обогащенного рудным компонентом, с образованием в конечном счете пластообразной залежи полезного ископаемого. Аналогичная модель может быть предложена и для образования концентраций других полезных ископаемых кристаллизационных месторождений.

Описанная генетическая модель является весьма упрощенной. В ней показано развитие простейшей системы, состоящей из двух компонентов. Природные же системы отличаются многокомпонентностью и большими размерами.

В зависимости от того, с какой стадией магматического процесса - ранней или поздней, связано образование полезного ископаемого класс кристаллизационных месторождений может быть подразделен на подклассы: раннемагматический и позднемагматический. Продукты дифференциации магмы могут кристаллизоваться на глубине в магматических камерах, образуя плутонический ряд месторождений, или на земной поверхности, образуя вулканический ряд месторождений (табл. 5).

Раннемагматический подкласс

Плутонический ряд раннемагматических месторождений включает в себя месторождения различных интрузивных горных пород (габброидов, гранитоидов и др.), используемых в качестве естественных строительных камней. К этому же ряду относят месторождения нефелиновой формации, разрабатываемые для получения алюминия. Последние обычно представляют собой интрузии нефелиновых пород - уртитов, например, Кия-Шалтырское месторождение в Кемеровской области.

Вулканический ряд раннемагматических месторождений также включает в себя месторождения естественных строительных камней, состоящие из эффузивных пород, чаще всего базальтов.

Позднемагматический подкласс

Плутонический ряд позднемагматических месторождений включает месторождения хромшпинелидовой, титаномагнетитовой, апатит-магнетитовой, нефелин-апатитовой и лопаритовой формаций. Они встречаются в двух различных тектонических обстановках: в платформенных обстановках внутриконтинентальных рифтов и в складчатых областях. В соответствии с палеотектоническими условиями рудообразования формации месторождений можно подразделить на субформации: платформенные и геосинклинальные.

Платформенные месторождения связаны с расслоенными интрузивами ультраосновного, основного и щелочного составов. Для них характерна пластообразная форма залежей полезных ископаемых и четкая приуроченность к определенным горизонтам расслоенных комплексов. Причем, чем больше мощность залежей, тем обычно выше содержание полезных компонентов. Месторождения хромшпинелидовых и титаномагнетитовых руд располагаются в пределах расслоенных интрузий гарцбургит-ортопироксенит-норитовой формации. В хорошо дифференцированных массивах формации, типичным представителем которой является Бушвельдский в ЮАР, в нижней части располагаются гипербазиты с пластообразными залежами хромовых руд, выше - базиты с титаномагнетитовыми рудами. Таким образом, месторождения представляют собой совокупность субпараллельных пластообразных тел в расслоенных массивах. Такое строение, в частности, имеют расположенные на западном склоне Урала Главное Сарановское месторождение глиноземистых хромшпинелидов, состоящее из трех параллельных крутопадающих залежей в серпентинизированных гарцбургитах, и Кусинское месторождение ильменит-титаномагнетитовых руд, состоящее из двух крутопадающих залежей в габбро-амфиболитах. Сходные особенности строения характерны и для месторождения лопаритовых руд в расслоенном комплексе нефелиновых сиенитов Ловозерского массива на Кольском полуострове. Там же расположен Хибинский массив нефелиновых сиенитов концентрического строения, к кровле ийолит-уртитов которого приурочены крупные линзообразные залежи апатита с нефелином.

Геосинклинальные месторождения плутонического ряда позднемагматического подкласса отличаются более сложной формой залегания и более рассеянным характером оруденения, связью с менее дифференцированными массивами магматических пород ультраосновного и основного состава. Характерными полезными ископаемыми являются титаномагнетиты и хромшпинелиды. Среди титаномагнетитовых месторождений наибольшей известностью пользуются уральские, приуроченные к габбро-пироксенитовому (Платиноносному) поясу. Наиболее крупные запасы руд пояса сосредоточены в пределах Качканарского рудного поля. Здесь линзо- и столбообразные залежи вкрапленных руд месторождений приурочены к телам пироксенитов, залегающих в окружении габбро. Из титаномагнетитовых руд в процессе передела их в сталь получают ванадий. Более редкой является ассоциация титаномагнетита с борнитом, халькопиритом и апатитом, наблюдаемая в Волковском месторождении, приуроченному к габбровому массиву. Хромшпинелидовые залежи связаны с альпинотипными гипербазитами. Они возникают в процессе их кристаллизации, образуя небольшие скопления в ассоциации с мнералами платиноидов. Однако, наиболее крупные месторождения, как уже выше было описано, связываются с процессами рестирования - последовательного плавления мантийного вещества.

К вулканическому ряду позднемагматических месторождений могут быть отнесены месторождения апатит-магнетитовых руд Кируна-Вары в Швеции, где пластообразное рудное тело залегает среди сиенит-порфиров и кварцевых сиенит-порфиров, а также магнетитовые месторождения Чили в вулканогенных породах. Эти месторождения можно рассматривать как продукты кристаллизации остаточных рудных расплавов, выведенных на поверхность.

Месторождения флюидно-магматического класса

К этому классу относятся месторождения, в образовании которых существенную роль играют мантийные флюиды. Формирование месторождений начинается в глубинных мантийных условиях, а благодаря высокой концентрации флюидов глубинный материал по локальным зонам поднимается до земной поверхности. Поэтому такие образования мы относим к вулкано-плутоническому ряду (табл. 5). В него входят формации алмазоносных магматитов: кимберлитов, лампроитов, а также формация карбонатитовая. Последнюю, в силу сложившейся традици отнесения ее к самостоятельной генетической группе, рассмотрим отдельно.

Типичными примерами кимберлитовых месторождений являются месторождения Сибирской платформы (трубки Мир, Зарница), Восточно-Европейской (трубки Архангельская, Ломоносовская), Африканской (Кимберли, Премьер), а лампроитовых - Австралийской платформы (трубка Аргайл).

Месторождения алмазоносных кимберлитов тяготеют к тектонически ослабленным внутренним частям древних платформ (кратонов), а алмазоносных лампроитов - к их периферическим частям или к древним складчатым поясам, обрамляющим кратоны. Для залежей полезных ископаемых характерна трубообразная форма, с глубиной трубки сужаются и переходят в дайки. На горизонтальных сечениях они имеют эллипсовидную форму с поперечными размерами в несколько сотен метров, иногда до одного километра. В вертикальном направлении трубки прослежены до одного километра. Кимберлитовые трубки заполнены гибридной породой, состоящей из нацело измененного первично магматического цемента, в котором заключены минералы-вкрапленники и обломки пород (Гаранин, 1989). Цемент обычно представлен тонкозернистым агрегатом серпентина, кальцита, флогопита, перовскита, магнетита и других минералов; минералы-вкрапленники - оливином, цирконом, минералами хромовой ассоциации: пиропом, хромшпинелидом, хром-диопсидом, энстатитом, форстеритом, алмазом, минералами титановой ассоциации: титансодержащим гранатом, пикроильменитом, флогопитом, фаялитом. Обломки представлены автолитами - обломками кимберлита ранних генераций, и ксенолитами - обломками вмещающих осадочных горных пород, высокометаморфизованных пород кристаллического фундамента, магматических пород верхней мантии (дунитов, гранатовых оливинитов, гранатовых и шпинелевых перидотитов, эклогитов и др).

На вертикальном сечении обобщенной модели кимберлитовой трубки выделяются три части. В верху располагаются образования кратерной фации, сложенные лавами, карбонатизированными туфами и продуктами переотложения туфов в кратерных озерах, образующихся над диатремами. При взаимодействии магматического материала с подземными водами возникают гидровулканические образования. Ниже располагаются породы диатремовой фации. Это туфы и туфобрекчии, представленные существенно обломочными породами: обломками вмещающих пород, кимберлитов, ксенолитов, а также автолитовые кимберлиты с округлыми обособлениями мелкозернистых кимберлитов, сцементированными обломочным или массивным кимберлитом. Еще ниже находится зона пород гип-абиссальной фации - кимберлитов и кимберлитовых брекчий. Главным полезным ископаемым кимберлитовых трубок является алмаз, кроме него в качестве попутных полезных ископаемых могут быть ювелирные пиропы, цирконы, хромдиопсиды и хризолиты. Кристаллы или сростки алмаза находятся главным образом в кимберлитовой породе, а также в ксенолитах пироповых перидотитов и эклогитов. Алмазы довольно равномерно распределены в массе кимберлита, но наиболее крупные кристаллы концентрируются в верхней туффизитовой части трубок. На земном шаре известно более 1000 трубок, алмазы установлены в 200 из них, однако промышленно алмазоносными являются лишь несколько десятков.

Наряду с кимберлитовыми существуют лампроитовые трубки. Из них одна, содержащая значительные запасы алмазов, разрабатывается в Австралии. Трубка сложена оливиновыми лампроитами, представляющими собой тонкозернистую до стекловатой оливин-флогопит-диопсид-лейцитовую с апатитом, перовскитом и шпинелью породу с крупными фенокристаллами оливина. В самой верхней части трубки находятся песчаные туфы, состоящие на 30 - 50% из округлых зерен кварца, заимствованных из вмещающих пород, и замещенных тальком фе нокристаллов оливина, погруженных в стекловатую массу. Для лампроитов характерно присутствие высокотитанистого флогопита, а также акцессорных минералов, содержащих титан, барий, калий (прайдерит, джеппеит, щербаковит), калий и цирконий (вейдит), титан и редкие земли (перовскит), хром (хромшпинелиды).

Исходя из наличия высокобарических минералов, в том числе и самого алмаза, который, судя по фазовой диаграммы состояния углерода, может образовываться в присутствии флогопита при температуре 1200^оС и давлении 45 кбар, что может соответствовать глубине 100 - 150 км, и наличия мантийных ксенолитов можно прийти к выводу, что кимберлиты и лампроиты - это мантийные образования. По поводу того, как они могли проникнуть к поверхности земли существуют различные представления. Одни традиционно придерживаются гипотезы взрывного непрерывного проникновения магмы от мантии до поверхности земли, либо взрывного прерывистого движения магмы с остановками в промежуточных подземных камерах. Другие поддерживают более новую гидровулканическую гипотезу образования трубок, согласно которой поднимающаяся по тектонически ослабленным зонам из недр земли магма встречает горизонты подземных вод. Взаимодействие магмы с водой приводит к гидровулканическому взрыву с образованием обломков, достаточно резкому охлаждению магмы и формированию гидротермальных растворов, воздействующих на продукты магматической кристаллизации. Существует еще одна гипотеза - гипотеза флюидизации - процесса при котором быстро движущиеся газ или жидкость способны транспортировать магматический материал. Полагают, что на глубинах 2 - 3 км в поднимающейся магме происходит резкое адиабатическое расширение магмати ческих газов, приводящее к взрывному образованию эксплозивного канала и последующему заполнению его магматическим материалом. Последние две модели не являются чисто магматическими, их можно назвать флюидно-магматическими и в связи с этим мы выделяем самостоятельный класс среди месторождений магматической группы - флюидно-магматический.

Таблица 5.

Генетическая классификация месторождений полезных ископаемых

магматической группы

Класс	Подкласс	Ряд	Примеры формаций и месторождений	Извлекаемые химические элементы, минералы и горные породы
1.Ре-стито-вый	Поздне-магмати-ческий	Плутониче-ский офиолитовый	Хромшпинелидовая в альпинотипных гипербазитах (Кемпирсай в Казахстане)	Хром
2.Ли-ква-	Поздне-	Плутониче-ский габбро-норито-вый	Сульфидная никелево-ме-дная платиноносная или пирротин-пентландит-халь-копиритовая (Норильск в Красноярском крае)	Медь, никель, кобальт, платина и элементы платиновой группы
ци-	магмати-	Вулканический комати-	Сульфидная никелевая с медью в коматиитах (Кам-балда в Австралии)	Никель, медь, кобальт
он-ный	ческий	итовый и толеитовый	Сульфидная медно-никеле-вая в толеитах (Печенга в Мурманской области)	Медь, никель, кобальт, платина
3. Кри-	Раннема-	Плутониче-	Естественных строительных камней (Дублинское в Пермской области)	Горнблендиты, габбро, лабродориты, диориты, граниты
стал-лиза-	гматиче-ский	ский	Нефелиновая в йолит-уртитах (Кия-Шалтырское в Кемеровской области)	Алюминий
цион-		Вулканиче-ский	Естественных строительных камней	Базальты, липариты
ный	Поздне-	Плутони-	Хромшпинелидовая в расслоенных гипербазитах (Сарановское в Пермской области)	Хром, хромититы
	магма-	ческий	Ильменит-титаномагнети-товая в расслоенных базитах (Кусинское в Челябинской области)	Железо, титан, ванадий
	тический		Титаномагнетитовая в пироксенитах (Качканарское в Свердловской области)	Железо, ванадий

Продолжение таблицы 5.

Класс	Подкласс	Ряд	Примеры формаций и месторождений	Извлекаемые химические элементы, минералы и горные породы
3. Кри-   стал-	Поздне-	Плутониче-	Нефелин-апатитовая в нефелиновых сиенитах (Хибиногорское в Мурманской области)	Фосфор, алюминий
лиза-   цион-	магмати-	ский	Лопаритовая в расслоенных нефелиновых сиенитах (Ловозерское в Мурманской области)	Титан, ниобий, редкие земли
ный	ческий	Вулканиче-ский	Магнетитовых лав (Чили)	Железо
4. Флю-		Вулкано-	Алмазоносных кимберлитов (Трубка Мир в Якутии)	Алмазы, пиропы, хризолиты
идно-		плутони-	Алмазоносных лампроитов (Аргайл в Австралии)	Алмазы
маг-мати-че-ский		ческий	Магнетит-флогопит-редко-метальных карбонатитов (Ковдор в Мурманской области)	Железо, медь, цирконий, ниобий, редкие земли, фосфор, флогопит

ЛЕКЦИЯ 8

Название группы обусловлено названием своеобразных горных пород, с которыми связаны месторождения. Карбонатиты - это полнокристаллические эндогенные карбонатные горные породы, генетически связанные с массивами ультраосновных-щелочных магматических пород.

Региональное геологическое положение. В большинстве своем карбонатитовые месторождения располагаются на щитах древних платформ, в пределах которых они тяготеют к рифтогенным глубинным разломам или “горячим точкам” - участкам подъема струй мантийного вещества. Пространственно карбонатитовые массивы бывают связаны с кимберлитовыми телами, тяготея к одним и тем же тектоническим зонам, как это, например, наблюдается в Восточно-Африканском рифте (Митчел, Гарсон, 1984). В отдельных случаях карбонатиты отмечаются в блоках древних пород фундамента платформ внутри фанерозойских складчатых областей, например, на Урале (Левин, 1997).

Строение рудоносных массивов. Массивы обычно имеют форму интрузий центрального типа, т.е. характеризуются трубообразной овальной в плане формой и крутым падением контактов. В Восточно-Африканском рифте карбонатиты выходят на поверхность, образуя вулканические постройки с карбонатной лавой. На поверхности эрозионного среза массивы в поперечнике достигают первых единиц километров и прослеживаются на глубину до десяти километров. В горизонтальном сечении они характеризуются концентрически-зональным строением. Оно выражается в том, что центральные части массивов обычно бывают сложены ультраосновными породами (оливинитами, перидотитами и пироксенитами), а периферические - щелочными породами (нефелиновыми сиенитами, ийолит-уртитами). Причем, по геологическим данным в первую очередь формируются ультраосновные породы, затем ультраосновные щелочные (ийолит-уртиты), затем нефелиновые сиениты и секущее положение по отношению к перечисленным породам имеют тела карбонатитов. Отмечается достаточно интенсивная метасоматическая переработка пород предыдущих фаз внедрения продуктами последующих фаз. Изменения отмечаются и в породах, вмещающих массивы. Так вокруг Ковдорского массива, вмещающие гранито-гнейсы Балтийского щита превращены в альбитизированные породы - фениты.

Тела полезных ископаемых либо представлены телами карбонатитов либо тесно связаны с ними. Они залегают непосредственно внутри массивов магматических пород и имеют трубообразную и жильную, форму. Размеры трубообразных тел могут достигать нескольких сот метров в поперечнике. Жилы в соответствии с прототектоникой массивов могут быть кольцевыми, коническими и радиальными.

Состав полезных ископаемых карбонатитовых месторождений весьма своеобразен. Среди них можно выделить три основные формации полезных ископаемых. Первая, апатит-магнетитовая формация, отличается присутствием в качестве примеси циркониевого минерала бадделеита, а также магнезиального оливина - форстерита. Примером является месторождение Ковдорского массива на Балтийском щите, имеющее трубообразную форму и залегающее на контакте ийолитов и пироксенитов. В отдельных месторождениях апатит-магнетитовое оруденение сопровождается сульфидным. Наиболее крупным и единственным месторождением сульфидных медных борнит-халькопиритовых руд является Палабора в ЮАР. Вторая, редкометалльно-редкоземельная формация характеризуется присутствием в рудах минералов редких металлов: ниобия - пирохлора и перовскита, циркония - бадделеита, и минералов редких земель - бастнезита, синхизита, паризита. Причем, в карбонатитовых месторождениях сконцентрирована большая часть мировых запасов ниобия (Араша, Бразилия) и редких земель (Маунтин-Пасс, США). Третья, флогопитовая формация характеризуется диопсид-оливин-флогопитовой минеральной ассоциацией и служит источником слюды - флогопита. Примером является месторождение Ковдорского массива.

Генезис карбонатитовых месторождений. Исходя из особенностей геологического строения рудоносных массивов, можно сделать вывод, что в их образовании участвуют магматические процессы, сопровождаемые гидротермально-метасоматическими и гидротермальными. В магматическом процессе состав магм меняется от высоко магнезиальных нормальных ультраосновных до высоко щелочных ультраосновных и далее нефелин-сиенитовых. Позже всех формируются карбонатиты. По поводу образования карбонатитов существуют две гипотезы: магматическая и гидротермальная (Смирнов, 1989). Большинство исследователей придерживаются магматической гипотезы, которая подтверждается как геологическими наблюдениями (наличие карбонатитовых лав), так и экспериментальными данными по плавлению карбонатов в присутствии флюидов. Строение массивов ультраосновных-щелочных пород, содержащих карбонатиты, их петрографический и минералогический состав, содержание химических элементов, соотношение стабильных изотопов кислорода, углерода, стронция, магния, связь с глубинными структурами свидетельствуют о глубинном мантийном магматическом происхождении пород массивов и самих карбонатитов. С этой точки зрения их можно было бы рассматривать в группе магматических месторождений, но своеобразие и уникальность этих образований, большое влияние флюидно-метасоматических процессов позволяет выделить их в самостоятельную группу.

В отношении термодинамических условий минералообразования можно привести следующие сведения (Смирнов, 1989). Кристаллизация ультрабазитов протекала при температурах 1350-1100 ^оС, нефелиновых сиенитов - 750-620, карбонатитов - 630-300. При этом давление могло меняться от 100 - 60 МПа до атмосферного при выходе магм на поверхность земли.

Дата добавления: 2014-01-05