kl_geol_pol_iskop_050706

Изредка встречаются титаномагнетит, ильменит, хромшпинелиды, пирит, марказит, молибденит, сфалерит, галенит, самородное железо.

По запасам известны очень крупные объекты (сотни миллионов тонн).

Содержание: Ni – 0,4-3%; Cu – 0,5-2%; Pt – от следов до 20 г/т (Африка).

Хромит-титаномагнетитовые месторождения Примеры месторождений:

-расслоенные массивы Южной Африки. Бушвельдский комплекс и Великая Дайка (Южная Африка). Сформировались среди метаморфических пород прототерозойского времени в результате внедрения магмы габбровой формации, с образованием руд хромитов, титаномагнетитов и платиноидов.

Бушвельдский комплекс – тело длиной 450 км и шириной 250 км. Сформировался в пять стадий:

-излияние андезитовых лав, накопление туфов и внедрение силлов диабазов;

-излияние лав риолитового состава;

-ранняя фаза главной интрузии с образование расслоенной сери ультраосновных и основных пород (норитовый комплекс);

-постумная фаза, обусловленная внедрением гранитной магмы; внедрение даек щелочных пород.

В рудоносной расслоенной серии выделяется несколько зон (нориты,

перидотиты, габбро-диориты).

Месторождения сосредоточены в критической зоне норитов (с платиноносными сульфидами). Содержат прослои хромитов, скопления сульфидов Fe, Ni, Cu, Pt, Pd.

Великая дайка – это линейно вытянутый в длину на 550 км лополит (шириной 6-7 км). Расслоенный массив габбро-пироксенитового состава с горизонтами хромитов.

Месторождения редких земель Типичны для ликвационных магматических месторождений, приурочены

к платформенному массиву щелочных пород, имеющему форму плоского конуса.

В его строении выделяют четыре комплекса:

-эвдиалитовые луявриты, слагающие верхнюю часть массива

(мощность 150-500 м);

-дифференцированный комплекс щелочных пород основания (свыше

100 м);

-мелкие штоки пойкилитовых сиенитов;

-редкие дайки мончикитов и шонкинитов, а также более частые жилы щелочных пегматитов.

Оруденение приурочено к дифференцированной части комплека, где идет чередование трехчленных пачек фойяит-уртит-луявритов.

Минеральный состав: характерные редкоземельные минералы для: фойяитов – ломоносовит, мурмани, лампрофиллит и эдвиалит; уртитов – лопарит, апатит; луявритов – смешанная минерализация.

Оруденение: минералы TR, Ti, Nb, Zr.

II. Раннемагматические месторождения.

Формируются в результате выделения ранних рудных минералов в процессе кристаллизованной дифференциации, затем происходит их концентрация под действием силы тяжести.

К раннемагматическим месторождениям относятся хромиты в перидотитах, содержащие зерна платины и алмазов; титано-магнетиты в габброидах.

Особенности месторождений:

-постепенный переход рудных тел к магматическим породам;

-идиоморфизм рудных минералов, сцементированных позднее выделившимися породообразующими силикатами;

-рассредоточенный характер оруденения, редко образуются крупные месторождения.

Наиболее крупными являются месторождения алмазов.

Месторождения алмазов Все месторождения алмазов связаны с трубками кимберлитов, которые

контролируются разломами активизации древних платформ (Африканская, Индийская, Сибирская, Австралийская).

Кимберлиты выполняют крутопадающие цилиндрические полости, образуя трубообразные тела.

Сечение – до нескольких сотен и даже тысяч метров. Глубина – более одного километра.

Состав: ультраосновная порода (выплавки мантийного вещества), трубки выполнены эруптивной брекчией, сцементированной кимберлитом.

Минералы: оливин, пироп, энстатит, диопсид, хромдиопсид, алмаз, хромит, ильменит, шпинель, магнетит, флогопит, апатит, графит.

При разрушении кимберлитов в шлифах встречаются: оливин, пикроильменит, пироп, хромдиодсид.

На Земле - 2000 кимберлитовых трубок (из них алмазоносных 1-3%). Генезис (три точки зрения):

-алмазы образовались в результате ассимиляции кимберлитовой магмой углеродосодержащих пород;

-алмазы кристаллизовались в мантии и были захвачены кимберлитовым расплавом и вынесены к земной поверхности;

-алмазы кристаллизовались из самой кимберлитовой магмы. Кимберлитовая ультраосновная магма с парагенетически выделившимися

из нее минералами, такими как алмаз, оливин, ильменит, гранат и диопсид, зародилась на глубине >100 км, при очень высоком давлении. Затем магма поднималась вдоль разломов, создавая кимберлитовые дайки. При достижении

некоторого уровня происходил газовый прорыв оболочки платформы, сопровождавшийся дроблением горных пород и заполнением диатермовых полостей.

Известны очень крупные месторождения (десятки млн. карат). Среднее содержание - 0,5 кар. на 1м3 породы.

III Позднемагматические месторождения

Месторождения связаны с остаточными расплавами, обогащенными газово-жидкими минерализаторами, которые задерживают раскристаллизацию таких расплавов до конца отвердевания массивов материнских пород.

Особенности месторождений:

-эпигенетичный характер рудных тел (секущие жилы, линзы, трубки);

-ксеноморфный облик рудных минералов, цементирующих ранние породообразующие минералы;

-крупные масштабы месторождений.

Различают месторождения:

-хромитовые, связанные с перидотитовой формацией;

-титаномагнетитовые с габбровой формацией;

-апатитовые в щелочных массивах.

Месторождения хромитов Хромитовые месторождения располагаются внутри гипабиссальных

массивов ультраосновных пород. Примеры месторождений:

-архейские (Западная Гренландия);

-протерозойские (Индия, США, Финляндия);

-каледонские (Норвегия);

-герцинские (Урал);

-альпийские (Албания, Куба, Индия)

Массивы по форме - лакколиты, лополиты и силлы, сложены в основании дунитами, выше располагаются гарцбургиты, лерцолиты и пироксениты.

Хромитовые руды сосредоточены в дунитах (внизу).

Форма рудных тел: линзы, жилы, трубы, гнезда, полосы (массивные и вкрапленные руды).

Текстуры полосчатые, пятнистые, брекчиевые, вкрапленные. Структура мелко - и среднезернистая.

Минеральный состав:

Рудные – хромшпинелиды, нерудные – оливин, серпентин, хлорит, корбонаты, реже пироксен, амфибол, гранат, фуксит.

Запасы - сотни млн. т. при содержании Сr2O3 35-40%.

Месторождения титаномагнетитов Месторождения титаномагнетитовых руд залегают в

дифференцированных массивах основных пород, связанных с габбро- пироксенит-дунитовой формацией.

Эти месторождения известны:

-в габброидных породах протерозойских и рифейских циклов (Канадский щит, Балтийский щит, Норвегия, Щвеция и др.);

-в основных породах каледонского цикла (ЮАР, Норвегия);

-в породах габбрового состава герцинского цикла (Урал).

Форма рудных тел - жилы, линзы, гнезда, вкрапленники лентовидной и неправильной формы.

Минеральный состав – рутил, ильменит, титаномагнетит, также встречаются магнетит, апатит, сульфиды (пирротин, пирит, халькопирит), породообразующие минералы основных пород (гранат, амфибол, серпентин, эпидот, хлорит, гематит, карбонаты).

Текстура руд вкрапленная, пятнистая, полосчатая, массивная. Структура сидеронитовая (распад титаномагнетита на ильменит и магнетит).

Известны крупные месторождения с запасами Ti - десятки млн. т. Руды комплексные, требующие обогащения.

Содержание Fe 10-53%, TiO2 2-4 до 20%, V 0,1-0,5%.

Апатитовые месторождения Расположены в хибинском массиве щелочных пород Кольского п-ова с

апатит-нефелиновыми залежами. Этот массив сформировался в период герцинской активизации Балтийского щита. Имеет форму лополита. Сложен хибинитами и нефелиновыми сиенитами; они обрамляются породами ийолита – уртитового ряда, с которыми связаны залежи апатита. Минеральный состав руд: апатит (25-75%), нефелин, эгирин, амфибол, сфен и титаномагнетит.

Апатит—магнетитовые месторождения Эти месторождения связаны с породами сиенитовой магмы. Примеры месторождений:

-Северная Швеция (рудное поле Кирунавара);

-США (Адирондайк);

-Мексика (Маркадо, Дуранго);

-Чили (Альгарробо);

-Россия (Лебяжихинское, Суроямское на Урале);

-Рудный Алтай (Маркакольское).

Форма рудных тел жилообразная, линзовидная, проявлена в контактах щелочных гипабиссальных пород.

Минеральный состав - магнетит (с примесью апатита до 15%), гематит, диопсид, амфибол, турмалин и др.

Глава 4. КАРБОНАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Общие сведения

Карбонатиты – это эндогенные скопления кальцита, доломита и других карбонатов, пространственно и генетически связанные с интрузиями ультраосновного щелочного состава центрального типа, сформированными в обстановке платформенной активизации.

Всего известно 250 массивов карбонатитоносных ультраосновных щелочных пород, из них 25 разрабатываются. Они находятся в России (в Сибири, Карело-Кольская провинция), в Казахстане и других регионах.

Размещаются на платформах, имеют разный возраст (от докембрия до альпийского цикла). Все месторождения связаны с платформенным этапом развития и только с ультраосновными щелочными породами.

Интрузивы имеют трубообразную форму и концентрически зональное строение (рис. 11).

Строение интрузий:

-ранние ультраосновные породы (дуниты, перидотиты, пироксениты, щелочные пироксениты);

-последующие щелочные породы (мельтейчит-ийолиты, щелочные и нефелиновые сиениты);

-ореолы вмещающих пород, подвергшихся щелочному метасоматозу (фениты);

-карбонатиты.

Морфологические особенности

Залежи карбонатитов образуют: штоки, жилы, радиальные дайки. Они имеют резкие контакты с вмещающими породами и различные размеры - штоки до 7-8 км в поперечнике (Южная Африка); жилы мощностью до 20 м, длиной в сотни метров.

Минеральный состав

Определяется преимущественно карбонатами (80-99%): кальцитовые карбонатиты (севиты), доломитовые, анкеритовые (редко), сидеритовые (очень редко). Остальные минералы являются акцессорными (всего 150 минералов).

Типоморфные минералы: флогопит, апатит, флюорит; а также более редкие: бадделеит, пирохлор, карбонаты редких земель

Текстура карбонатитов массивная, иногда полосчатая, узловатая и плойчатая. Структура зернистая с различной крупностью минералов.

Геологические структуры

Карбонатиты имеют штокообразную форму и зонально-кольцевое строение. Внутри карбонатитовых массивов находятся центральные штоки карбонатитов, приуроченные к цилиндрическим трубкам взрыва. Размеры штоков сотни метров до нескольких км в поперечнике. От них отходят радиальные кольцевые конические трещинные структуры – это дайки и

рудообразующие тела протяженностью в несколько сотен метров, мощностью до 10 метров.

Наряду с магматическими телами в карбонатитовых массивах залегают постмагматические штокверковые образования.

Ультраосновные щелочные интрузии размещаются на платформах и контролируются крупными разломами.

Центральные штоки приурочены к цилиндрическим трубкам взрыва. Эксплозии сопровождаются брекчированием пород.

Карбонатитовые жилы приурочены к круговым структурам: радиальным, кольцевым (падение от центра массива) и коническим (падение к центру).

Физико-химические условия образования

Формирование массивов ультраосновных пород происходит в 4 этапа. Каждый этап заканчивается дайками, после чего образуются карбонатиты.

Последовательное внедрение магмы сопровождается эндоконтактовым и экзоконтактовым метасоматическим преобразованием пород. В результате эндоконтактового метасоматоза образуются нефелин-пироксенитовые, пироксен-флогопитовые и пироксен-амфиболовые скопления. В экзоконтактах отмечается ореол фенитизации.

Среди карбонатитов различают «открытые» образования, когда ультраосновная магма излилась на поверхность, и «закрытые», не доходившие до дневной поверхности. Вертикальный интервал развития карбонатитов до 10 км.

Карбонатиты связаны с глубинными магматическими очагами, поднимающимися с глубины 100-150 км.

При формировании карбонатитов существует широкий интервал изменения давления от вершин до корней месторождений и широкий диапазон изменения температур от начала к концу их образования.

Этапы изменения температуры: ультрабазиты - 1350-1110°С, нефелиновые сиениты - 750-620°С,

карбонатиты - от 630-520 до 300-200°С.

Генезис

Существуют две гипотезы образования карбонатитов.

Магматическая гипотеза. Предполагается раскристализация карбонатитов из магматического расплава. Это обосновывается:

-наличием в карбонатитах ксенолитов окружающих пород, ультраосновных пород и фенитов;

-флюидная текстура;

-обнаружение в их составе расплавленных включений с температурой гомогенизации 880-558°С;

Впроцессе магматической ликвации происходит отделение карбонатного расплава при Т = 900°С. Этот остаточный карбонатный расплав (богатый щелочами) образуется при остывании магмы.

Гидротермальная гипотеза. Определяет гидротермальнометасоматическое происхождение карбонатитов. Это подтверждается:

-постепенными переходами от карбонатитов к замещаемым ими породам;

-сложные формы карбонатитов, заполнение ими тончайших прожилков;

-наложение прожилков на реликты неизмененных силикатных пород;

-метасоматическая зональность, наблюдающаяся у контактов карбонатных и силикатных пород;

-зависимость состава темноцветных минералов карбонатитов от состава замещаемых силикатных пород и другие признаки.

Поэтому, возможно существуют два типа карбонатитовых месторождений:

1) магматический,

2) метасоматический.

Полезные ископаемые: тантал, ниобий, редкие земли, кроме того, попутно подсчитываются запасы железной руды, титана, флюорита, флогопита, апатита, руд меди, свинца и цинка, карбонатного сырья.

По составу полезных ископаемых карбонатиты делят на 7 групп:

-гатчеттолит-пирохлоровые;

-бастнезит-паризит-монцонитовые;

-перовскит-титаномагнетитовые;

-апатит-магнетитовые с форстеритом;

-флогопитовые;

-флюоритовые;

-сульфидоносные.

Местами в посткарбонатитовых жилах содержатся скопления тория, рутила, брусита и барита.

Глава 5. ПЕГМАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Общие сведения

Пегматиты являются производными различных магм. Они находятся обычно в генетической и в пространственной связи с интрузиями следующих групп изверженных пород:

-гранитами и гранодиоритами;

-сиенитами и нефелиновыми сиенитами;

-габбро и норитами;

-ультраосновными-щелочными комплексами.

Наиболее распространены гранитные пегматиты, имеющие и наибольшую промышленную ценность. Меньшее значение имеют пегматиты щелочных пород, а пегматиты основных и ультраосновных пород не представляют практического интереса.

Выделяются две разновидности пегматитов.

Магматогенные пегматиты являются позднемагматическими образованиями, которые сформировались на завершающем этапе затвердевания интрузивных массивов. Эти пегматиты имеют близкий состав с материнскими гранитами, но отличаются по форме, структурным особенностям, зональным строением и другим признакам.

По А.Ферсману гранитные пегматиты подразделяются на:

а) пегматиты чистой линии, не испытавшие усложнения состава в процессе формирования и залегающие в гранитах;

б) пегматиты линии скрещения, которые образуются среди других геологических формаций, что отражается на их составе. В этих условиях возникают гибридные пегматиты, ассимилировавшие вещество боковых пород, и десилицированные пегматиты, отдавшие часть своего кремнезема вмещающим породам.

Метаморфогенные пегматиты связаны с различными стадиями метаморфического преобразования преимущественно древних докембрийских пород.

Морфологические особенности

Пегматитовые тела залегают как среди материнских образований, располагаясь ближе к периферии интрузивных тел, так и во вмещающих их породах, вблизи контакта или на небольшом удалении от него. В зависимости от условий остывания контакты могут быть как постепенными (медленное остывание пегматитового тела во вмещающей породе), так и довольно резкими (быстрое остывание).

По соотношению пегматитов с вмещающими породами, различаются: Сингенетические пегматиты (шлировые, камерные), образовавшиеся на

месте остаточных пегматитообразующих расплавов. Они размещаются в материнской породе, имеют с ними постепенные контакты, в них часты миароловые гнезда.

Эпигенетические (выжатые) пегматиты, сформированные за пределами остаточного очага. Имеют жильную форму, резкие контакты с вмещающими породами, контролируются разрывными нарушениями, в них нет миароловых пустот.

Форма тел разнообразная: простые плитообразные и сложные жилы, линзы, гнезда и трубы. Характерно непостоянная мощность, чередование раздувов с пережимами и наличие апофиз.

Размеры пегматитовых тел различны (длина сотни метров до 1000-1500м; мощность от первых см 5-10 м, редко 100 м и более).

Минеральный состав

В минеральном составе преобладают силикаты и оксиды.

Гранитные пегматиты чистой линии сложены калиевым полевым шпатом (ортоклаз, микроклин), кварцем, плагиоклазом (альбит, олигоклаз) и биотитом. В гибридных разностях, при ассимиляции глиноземистых пород, содержатся андалузит, кианит и силлиманит. Пегматиты, ассимилировавшие карбонатные породы, включают роговую обманку, скаполит, пироксены и другие минералы.

Щелочные пегматиты состоят из микроклина (ортоклаз), нефелина (или содалита), эгирина, арфведсонита, а также минералов Zr, Ti, Nb, TR.

Пегматиты ультраосновных магм содержат: плагиоклаз (от анортита до андезина), ромбический пироксен (бронзит), редко оливин, амфибол, биотит и др.

По составу и особенностям внутреннего строения пегматиты разделяются на простые, или недифференцированные, и сложные, или дифференцированные (характерно зональное строение).

К. Власов по степени дифференцированности выделяет 5 текстурнопарагенетических типов пегматитов:

1)равномернозернистый (письменный),

2)блоковый,

3)полнодифференцированный,

4)редкометалльного замещения,

5)альбит-сподуменовый.

Для пегматитов характерно образование крупных кристаллов (нередко гигантских), особенно в центральной части пегматитовых тел. Известны крупные кристаллы берилла в США (масса до 18 т, в длину 5,5 м), пластины мусковита (3-5 м2), биотита (7м2).

Геологические структуры

Пегматитовые поля встречаются на платформах, щитах, в срединных массивах и складчатых областях.

Пегматиты образуют региональные пояса протяженностью от сотен до нескольких тысяч километров (Мамский, Забайкальский, Калбинский и др.).

Докембрийские пояса редкометалльных пегматитов контролируются выходами древнего фундамента и глубинными разломами. Фанерозойские пояса формируются в завершающие (орогенные) стадии каледонского и

герцинского циклов. Ассоциируют с альбититовыми, грейзеновыми и кварцевожильными месторождениями Sn, W.

В пределах поясов выделяются пегматитовые поля (пучки), контролируемые локальными структурами (интрузиями, разломами, складчатостью и др.).

Геологический возраст пегматитов самый разнообразный. Архей (Анабарский щит, Енисейский кряж, Индия и др.).

Протерозой (Сибирь, Кольский п-ов, Украинский кристаллический щит, Центр. Африка и др.).

Байкалиды (Сибирь, Восточная Африка, Мадагаскар и др.). Каледонский цикл (Сахара, Марокко, Бразилия и др.). Герцинский цикл (Европа, Азия).

Киммерийский цикл (Кордильеры и Анды Америки, Восточное Забайкалье).

Альпийский цикл (Альпы, Балканы, Япония и др.).

Физико-химические условия образования

Глубина формирования от 1,5-2 до 16-20 км. Давление в начале образования пегматитов 800-500 МПа, в конце процесса до 200-120 МПа (Б. Шмакин). Температура 800-700°С (А.Ферсман) начального пегматитового расплава, а формирование основных минеральных зон пегматитов происходило при Т= 600-200°С.

Генезис

Существуют четыре главные гипотезы.

1.Гипотеза остаточных расплавов. По А.Ферсману – пегматиты являются продуктами обособленной от магматического очага остаточных расплавов, характеризующимися высоким содержанием летучих компонентов.

По А.Ферсману формирование пегматитов происходило в 5 этапов: 1) магматический (900-800°С); 2) эпимагматический (800-700°С); 3) пневматолитовый (700-400°С); 4) гидротермальный (400-50°С); 5) гипергенный.

2.Гипотеза метасоматоза. Американские геологи Р. Джонс, З. Камерон и др.). Формирование пегматитов происходило в два этапа:

1) зональное заполнение пегматитовой полости (в закрытой системе с образованием пегматитов простого состава);

2) метасоматическое замещение пегматитов растворами (в открытой системе), поступающими из глубинного магматического очага. Образование сложных по составу и строению пегматитовых жил;

3.Гипотеза перекристаллизации магматических пород и их последующего метасоматоза. Н.А. Заварицкий считает, что пегматиты могут образоваться по любой породе (близкой к гранитному составу) в два этапа: