Генезис, этапы и стадии форм. рудоносных карбонатитов, формы месторождений карбонатитов.

Общая характеристика (минеральные типы карбонатитов, связь с магматизмом, распространение, геологические структуры ). Карбонатиты - это эндогенные скопления карбонатов (преимущественно кальцита, реже доломита, анкерита), которые пространственно и генетически связаны с массивами ультраосновных – щел. пород. Карбонатиты на 80-90% состоят из карбонатных минералов. В них также присутствует апатит, флогопит, титаномагнетит, магнетит и редкие минералы бадделит (ZrO2), пирохлор (сложный оксид редких и редкоземельных элемен-тов), перовскит (титанат редких земель), монацит (фосфат редких земель), а также карбонаты редких земель (паризит, бастнезит).

Карбонатитовые месторождения сравнительно редки и содержат специ-фический комплекс полезных ископаемых, интерес к которым проявился отно-сительно недавно. К настоящему времени обнаружено около 200 массивов кар-бонатитоносных ультраосновных – щелочных пород. Из них только 20 служат объектами для разработки. На территории России подобные массивы выявлены в Карелии, на Кольском полуострове, в Восточной Сибири, Приморье. За рубе-жом они известны в США, Канаде, Бразилии, ФРГ, Швеции, Норвегии, Фин-ляндии, Гренландии, Австралии, Индии, Афганистане, ряде районов Африки. В плане штокообразные интрузивы ультраосновного – щелочного состава с кар-бонатитами занимают километры, десятки километров. Например, Кондерский массив (Алдан) в диаметре – 5,5 км. Ковдорский массив (Кольский полуостров) имеет площадь 40 км2. Возраст карбонатитов разнообразный: на Алдане - до-кембрийский, на Кольском полуострове – герцинский, в Бразилии, Канаде – киммерийский, в Африке – альпийский. Образование связано с тектономагма-тической активизацией древних континентов. Карбонатитовые массивы относятся к многофазовым интрузиям цен-трального типа и характеризуются концентрически зональным строением. Сре-ди карбонатитов встречаются «открытые» - когда ультраосновная магма дости-гает поверхности Земли и изливается, и «закрытые» - не доходившие в момент образования до поверхности. Вертикальный размах карбонатитов не менее 10 км. В СССР карбонатитовые тела вскрывались скважинами на глубинах поряд-ка 0,5 км, при этом они не выклинивались.

Генетические гипотезы, этапы и стадии формирования ру-доносных массивов. Ведущими являются магматическая и гидротермальная гипотезы. Магматическая гипотеза предполагает, что карбонатиты образуются на позднемагматической стадии из карбонатного расплава, который является про-дуктом дифференциации щелочно-ультраосновной магмы. Подтверждением являются: экспериментальные исследования, извержения кальциево-углекислых лав на современных Африканских вулканах (Олдонио), высокие температуры гомогенизации флюидных включений в карбонатных минералах (800-600С), ксенолиты обломков ультраосновных и щелочных пород, изотопы O, C, Mg, Sr, указывающие на мантийный источник, флюидальная текстура карбонатитов.

Согласно магматической гипотезе ультраосновные магмы формируются на глубинах более 100 км. При их обогащении Ca, Na, CO2 и остывании до тем-пературы 900С возможна ликвация с отделением карбонатного расплава. Это возможно по пути следования в промежуточных магматических камерах на глубинах не менее 30-40 км. Гидротермальная гипотеза. На всех карбонатитовых месторождениях имеются признаки гидротермально-метасоматического происхождения карбо-натов: а) постепенные переходы от карбонатов к замещаемым породам, наличие типичных гидротермальных прожилков; б) температуры образования карбонатных минералов бывают более низ-кими, чем в магматических образованиях (от 600 до 200С); в) зависимость состава темноцветных и акцессорных минералов от соста-ва замещаемых силикатных пород. Так, Л.Бородин полагает, что все карбонатиты метасоматические. И толь-ко ультраосновные породы в карбонатитовых массивах имеют интрузивную природу. Щелочные разности пород образуются за счет нефелинизации пирок-сенитов. Комплексная гипотеза. Карбонатиты имеют комбинированное происхо-ждение, их образование начинается на магматическом этапе и продолжается на гидротермальном. Каждый этап включает несколько стадий, связанных с по-следовательным внедрением порций магматических расплавов: ультраосновно-го, щелочного, карбонатного, а также различных по составу и температурам порций гидротермальных растворов. Внедрение расплавов и растворов осуще-ствляется по цилиндрическим, коническим, радиальным трещинам в остываю-щем многофазовом интрузиве.

Форма карбонатитовых тел, зональность карбонатитовых массивов. Залежи карбонатитов образуют штоки, конические дайки, падающие к центру массива, кольцевые дайки, падающие в противоположную сторону, радиальные дайки. Трубообразные карбонатитоносные интрузии ультраоснов-ного – щелочного состава в плане характеризуются концентрически зональным строением за счет многофазового внедрения магмы. Причем зональность может 40

быть различна. Так, на Ковдорском массиве от периферии к центру наблюда-ются дуниты-перидотиты, щелочные породы, ореолы метасоматических пород – фенитов, карбонатиты. На Кондерском массиве зональность обратная – в цен-тре ультраосновные породы, на периферии щелочные породы и карбонатиты.

 

2 Геологические структуры месторождений полезных ископаемых.

Геологические структуры месторождений полезных – пространственное соотношение г. п., слагающих участки м-ний п. и., обусловленное тектонич. деформациями, Г. c. определяют места концентрации минеральных веществ в недрах Земли, морфологию и условия залегания тел п. и., влияют на выбор методов геол. разведки и рациональных систем разработки. Г. c. образуются при деформациях изгиба, разрыва, общей трещиноватости и прорыва одних пород другими. B соответствии c этим различают 5 главных типов Г. c. (рис.): тела п. и., согласно залегающие в складках слоистых пород; одинокие жилы, приуроченные к сбросам; системы жил в трещинах г. п. – жильные поля; залежи на границе массивных кристаллич. пород, прорывающих слоистые породы; залежи в жерлах потухших вулканов.

 

 

Геологические структуры месторождений полезных ископаемых: 1 - залежи в складке слоистых пород; 2 - жила в сбросе; 3 - системы пересекающихся жил в трещинах горных пород; 4 - залежи на контакте кристаллических (крестики) и слоистых (штриховка) пород; 5 - залежи в жерле потухшего вулкана.

Пo времени образования в составе Г. c. выделяют тектонич. элементы, возникшие до образования залежей п. и. (доминерализац. Г. c.), формировавшиеся в период накопления минерального вещества (интраминерализац. Г. c.) и образовавшиеся после создания залежей (постминерализац. Г. c.). Пo масштабам различают Г. c. бассейнов, p-нов, м-ний и отд. тел полезных ископаемых.

 

Билет 21

Скарновые месторождения.

Эта группа месторождений относится к наиболее сложной и противоречивой. Скарнами обычно называют породы известково-силикатного состава, образовавшиеся метасоматическим путем (чаще всего, но не всегда) в приконтактовой области интрузивов среди карбонатных, реже силикатных пород.

Выделяют экзоскарны, располагающиеся за пределами интрузий, и эндоскарны, находящиеся внутри последних. Отмечается большое разнообразие скарновых тел. Это пласты, линзы, штоки, трубы, жилы, гнезда и сложные комбинированные залежи.

Физико-химические условия образования. Скарны образуются в результате комбинированного воздействия тепла интрузий и горячих минерализованных газово-жидких водных растворов. Глубины скарнообразования оптимальны на интервале 0,2 ─ 0,5 км.

Происхождение скарнов и скарновых месторождений наиболее детально рассматривается в двух гипотезах — инфильтрационно-диффузионной, разработанной Д. С. Коржинским, и стадийной, предложенной П. П. Пилипенко.

На основании геологических данных и экспериме-тальных разработок в настоящее время модель скарнового процесса можно представить в следующем трехстадийном виде.

Контактовый изохимический метаморфизм протекает при температуре 900 — 650°С и сопровождает внедрение магмы. На глубине образуется мощный ореол светлых бедных железом безрудных диопсидовых роговиков и мраморов.

1) Ранняя скарновая стадия проявляется спорадически, примерно занимая одну десятую периметра интрузии. При температурах 650-400°С возникали «сухие» безводные темные эндо- и экзоскарны, состоящие из пироксенов, гранатов, скаполита, геден-бергита, магнетита, гематита.

2) Поздняя флюидно-водная стадия протекает с учас-тием Н20, С02, Н2 и Н2S, хлоритов и комплексных соединений металлов при температурах 450—300°С. Образуются роговая обманка, эпидот, кальцит, сульфиды и сульфосоли.

Типы скарновых месторождений. Существуют пять вариантов их систематики 1. По составу замещаемых пород: известковые, магне зиальные и силикатные. 2. По стадиям скарнового процесса: 1) простые ранних стадий (железо, вольфрам 2) сложные поздних (полиметаллы). 3. По формациям магматических пород: 1) плагиограниты, сиениты (железо, медь), 2) гранитные батолиты (вольфрам), 3) малые интрузии диоритового состава (полиметаллы). 4. По положению относительно интрузивного контакта: эндоскарны и экзоскарны. 5. Главная общеприня­тая систематика по составу полезных ископаемых: 1) железо, 2) вольфрам, 3) медь, 4) свинец-цинк, 5) молибден, 6) олово, 7) бор и другие.

Месторождения железа. По геологическим условиям образования выделяется два типа месторождений — островодужный и орогенный. Островодужные чаще всего располагаются внутри диоритовых штоков в вул-каногенно-осадочном разрезе (туфы и лавы андезитов и базальтов, песчаники, глинистые сланцы, мергели.

М-ния вольфрама и молибдена связаны со штоками и батолитами порфировых гранодиоритовых комплексов и малыми интрузиями кварцевых монцони-тов, развитых в орогенных поясах и областях тектоно-маг-матической активизации.

М-ния молибдена относятся к редким образованиям. Они связаны с лейкократовыми гранитами н гранит-порфирами орогенных областей (зон столкновения континент. плит).

Месторождения меди ассоциируют со штоками из-вестково-щелочных гранодиоритов и кварцевых мон-цонитов, располагаются в орогенических поясах окраин континентов и формировались от мезозойского до третичного времени включительно.

Месторождения цинка и свинца встречаются в самых разнообразных геологических ситуациях и ассоциируют с интрузиями от гранодиоритов до лейкограни-тов; часто приурочены к гипабиссальным штокам и дайкам.

Типичными чертами скарновых месторождений являются:

- геологическая позиция скарнов в зоне контактов интрузий и вмещающих карбонатных пород;

- признаки метасоматического происхождения скарнов;

минеральные зоны, тыловые и передовые зоны, метазернистые структуры, ксенолиты неизмененных пород и др);

зональность скарновых оборазований относительно:

контакта интрузивный массив — вмещающая порода устанавливается по минеральным парагенезисам, минеральным видам и геохимическим данным;

существование эндо- и экзоскарнов;

присутствие минералов, указывающих на резкие перепады давления, температур;

создание в скарнах контрастной физико-химической обстановки за счет резких градиентов температур, давления, концентраций различных компонентов и высо­кой активности С02 и Н20.. присутствие В, Р, а, S, соответственно падению температуры и участию воды выделяют два этапа «сухих» и «водных» скарнов;

зависимость типов скарновых месторождений от индивидуального состава интрузивов и вмещающих их пород;

1.плито- и жилообразные формы рудных тел;

2.друзовые и вкрапленные текстуры и метазернистые структуры руд

Типичные рудные формации скарновых месторождений: железорудная (Магнитогорское и др. в Южном Зауралье, Леспромхозовское, Тейское и др. в Горной Шории, Кузнецкий Алатау, Коршуновское в южной Сибири); свинцово-цинковая в известковистых и магнезиальных скарнах (Дальнегорское на Дальнем Востоке, Алтын-Топ-кан в Таджикистане и др.); борная в магнезиальных скарнах (Верхнее в Приморье); молибден-вольфрамовая (Тырны-Ауз в Осетии, Санг-Донг во Вьетнаме, Лянгар в Узбекистане); золоторудная (Тарданское в Кузнецком Алатау, Синюхннское на Алтае); медная в известковистых скарнах (Турьинское на Северном Урале, Саяк 1 в Казахстане); флогопитовая в магнезиальных скарнах (Слюдянка в Южной Сибири); лазуритовая в магнезиальных скарнах (месторождения на Памире в Афганистане).

 

⇐ Предыдущая123456789Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: