Карбонатитовые месторождения

Карбонатитами называют эндогенные скопления карбонатов (кальцита, доломита, реже анкерита и сидерита), пространственно и генетически связанные с интрузивными комплексами центрального типа, эволюционировавшими в процессе образования от ультраосновных до щелочных пород. Среди них выделяются концентрически-зональные штоки типа вулканических горловин, лополитообразные конические массивы, системы радиальных, кольцевых и полукольцевых даек; последние развиваются по коническим трещинам, сходящимся или расходящимся на глубине. Значительно реже образуются трещинные линейно вытянутые массивы, встречаются также комбинированные интрузии. Площади выходов карбонатитовых интрузий составляют обычно десятки, реже сотни и тысячи квадратных километров.

Карбонатиты встречаются на активизированных зонах платформ срединных массивов и на участках завершенной складчатости, приурочены к глубинным разломам, параллельным краю платформы, рассекающим срединные массивы и зоны сочленения платформ со складчатыми областями. Время их образования от палеозоя до современных. Периоды их образования совпадают со временем складкообразования в примыкающих геосинклиналях. Глубина формирования – 1,5–10 км, температура образования – 600–150 °С, давление – 100–60 МПа. Частично карбонатиты кристаллизуются на глубине из магматических расплавов; большая часть карбонатитов формируется из вскипающих газоводных растворов-расплавов, насыщенных углекислотой и отделяющихся от магмы.

По условиям формирования выделяются «открытые» и «закрытые» массивы. «Открытые» массивы достигают дневной поверхности, где образуют вулканы, жерла которых выполнены ультраосновными щелочными эффузивами и эксплозивными образованиями, сменяющимися на глубине карбонатитами, щелочными и ультраосновными породами.

«Закрытые» массивы формировались на глубине и не имели выхода на дневную поверхность. В них отсутствуют эффузивные породы и пирокласты, а участки с максимальным развитием карбонатитов удалены от апикальных частей массивов.

Формирование начинается с внедрения ультраосновной (дунит-перидотитовой) магмы и переходит через ультраосновные – щелочные (мейтельгиты, ийолиты, уртиты и др.) к щелочным (нефелиновые сиениты) породам, после которых образуются карбонатиты. Вмещающие породы претерпевают силикатный и щелочной метасоматоз с образованием биотитовых слюдинитов и фенитов, ореолы которых имеют мощность десятки – сотни метров, редко несколько километров. Развитие пород, как правило, идет центростремительно, иногда центробежно. Первые образуются при одновременной раскристаллизации, вторые в несколько фаз, с последовательным внедрением через большие промежутки времени (сотни миллионов лет).

Карбонатиты состоят на 80–90% из карбонатов. В них встречается около 150 минералов, типоморфными являются флогопит, титаномагнетит, магнетит и апатит, а также редкие – пирохлор, гатчеттолит (урансодержащий пирохлор), бадделеит (диоксид циркония), перовскит (титанат редких земель), монацит (фосфат редких земель), карбонаты редких земель (синхизит, паризит, бастнезит) и стронция (стронцианит), халькопирит, борнит, молибденит, галенит, сфалерит, флюорит.

Для большинства карбонатитов установлен стадийный характер минералообразования. Характерный для ранних стадий кальцит сменяется доломитом, а затем анкеритом и сидеритом. В посткарбонатитовый этап магнезиально-железистые карбонаты вновь сменяются кальцитом. Минералы титана и циркония, весьма характерные для первых стадий карбонатитового процесса, сменяются минералами циркония и ниобия, затем тантала и ниобия, далее ниобия и редких земель и на последних стадиях меди, свинца, цинка и флюоритом. Эволюция редкоземельных минералов происходит от карбонатов к фторкарбонатам, затем фосфатам и, наконец, силикатам (ортит).

Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая и плойчатая за счет выделения темноцветных акцессорных минералов среди карбонатной массы. Структура зернистая, размер зерен убывает от ранних к поздним стадиям кристаллизации. Среди карбонатитовых месторождений выделяют:

1. Редкометально-редкоземельные месторождения: гатчеттолит-пирохлоровые; бастнезит-паризит-монацитовые; перовскит-титаномагнетитовые.

Редкометально-редкоземельные месторождения включают около 90% мировых запасов ниобия и 10% тантала, при содержании пятиокиси ниобия 0,1–0,3%, пятиокиси тантала 0,001–0,3%, редких земель от десятых долей до нескольких процентов. Масштабы месторождений по ниобию от крупных до уникальных, по танталу от средних до крупных, по редким землям от средних до уникальных.

2. Апатит-магнетитовые месторождения (с бадделеитом) – средние по запасам магнетитовых и апатитовых руд, крупные по запасам циркония.

3. Месторождения цветных металлов (меди, молибдена, свинца и цинка) – с мелкими до крупных запасами.

4. Флогопитовые месторождения – со средними до крупных запасами.

5. Флюоритовые месторождения – с мелкими до средних запасами.

На поздних стадиях карбонатитового процесса широко распространены щелочные амфиболы, представленные крокидолитом – голубым асбестом. В зонах дезинтеграции флогопит-форстеритовых жил обнаружены ювелирные разности хризолита.

В настоящее время известно более 200 массивов ультраосновных щелочных пород, в которых обнаружены карбонатитовые месторождения, около половины из них находится в странах восточной и южной Африки, четвертая часть в Карело-Кольской, Тиманской, Кокчетавской, Приенисейской, Восточно-Саянской, Алданской и Сихоте-Алинской провинциях.

Карбонатитовые месторождения известны также в США, Канаде, Боливии, Германии, Швеции, Норвегии, Финляндии, Гренландии, Индии, Афганистане, Австралии, Китае.

Белозиминское апатитовое редкометальное месторождение в Восточной Сибири приурочено к массиву кальцитовых карбонатитов, который расположен в зоне сочленения Сибирской платформы с ее складчатым обрамлением и контролируется региональным глубинным разломом северо-западного простирания.

Массив является типичным интрузивом центрального типа с крутыми контактами и концентрически-зональным строением. Внешняя часть массива (меньше половины площади) сложена щелочно-ультраосновными (ийолиты, уртиты, мельтейгиты с реликтами пироксенитов) и щелочными (нефелиновые сиениты) породами, а центральную часть (больше половины площади) слагают карбонатиты. Вмещающие породы – верхнепротерозойские филлитовидные сланцы и конгломераты – на контакте с массивом превращены в фениты.

На месторождении выделяются ранние кальцитовые и поздние кальцит-доломитовые и доломит-анкеритовые карбонатиты. Кальцитовые карбонатиты подразделяются на две стадии образования.

Карбонатиты первой стадии – крупнозернистые, безрудные, содержащие авгит-диопсид, форстерит и биотит. Текстура их массивная, полосчатая. Развиты по периферии карбонатитов, а также образуют жильные тела среди силикатных пород массива и во вмещающих породах.

Карбонатиты второй стадии – крупно- и среднезернистые, содержат диопсид, форстерит, флогопит, магнетит и апатит. Текстура их атакситовая (беспорядочная), пятнисто-полосчатая и пегматоидная. Залегают они среди карбонатитов первой стадии и вдоль контакта их с силикатными породами, образуя дугообразные и кольцевые зоны. С карбонатитами второй стадии связаны все рудные залежи тантало-ниобиевого и ниобиевого оруденения. Типичными рудными минералами этих карбонатитов являются пирохлор, гатчеттолит, бадделеит и циркелит.

В участках развития анкерита ведущим минералом становится колумбит. Типичными спутниками пирохлора являются апатит и магнетит. В пирохлоровых рудах содержится 4–5% Р₂О₅, что делает эти руды комплексными, из которых можно получить пирохлоровый и апатитовый концентраты.

Ковдорское апатит-магнетитовое месторождение находится на юго-западе Мурманской области и приурочено к односменному массиву ультраосновных щелочных пород и карбонатитов площадью 40 км². Массив является многофазным интрузивом центрального типа и сложен последовательно внедрившимися оливинитами,

йолитами, мейтельгитами и нефелиновыми сиенитами, а также сложным комплексом метасоматитов и карбонатитов (рис. 26). Магнетитовые руды и магнетитосодержащие породы слагают вытянутое в субмеридиональном направлении рудное тело длиной свыше 1,3 км и шириной 100–800 м, залегающее среди ийолитов и пироксенитов в юго-западной части массива. Разведано до глубины 700 м. Рудная залежь окружена сплошной оторочкой флогопит-апатит-форстеритовых пород мощностью от 20 до 120 м, отделяющей рудные тела от вмещающих ийолитов и пироксенитов. Эти породы встречаются и внутри залежи в виде полос, пятен, линз.

Руды месторождений состоят из апатит-форстеритовых пород, пронизанных жилами магнетита и прожилками кальцита. Последние часто переходят в карбонатиты. Преобладают руды с небольшим содержанием кальцита: апатит-форстерит-магнетитовые, форстерит-магнетитоые и флогопит-апатит-форстерит-магнетитовые. По текстурам среди руд различаются полосчатые, вкрапленные, пятнистые и массивные. Структура руд аллотриоморфнозернистая. Размеры зерен магнетита 0,5–5 мм до нескольких сантиметров. В незначительном количестве встречаются ильменит, пирохлор, циркелит, гатчеттолит, пирротин, халькопирит, пирит, марказит, неравномерно распределенные в магнетитовых рудах. Все разновидности магнетитовых руд и карбонатиты содержат неравномерную вкрапленность бадделеита.

В рудах содержится (в %): Fe 20–55 (в среднем 29); MgO 15–17; СаО 11–12; Р 2,9; S 1, 2; Мn и ТiO₂ – десятые доли процента. Из руд месторождения извлекают магнетитовый, апатитовый и бадделеитовый концентраты.

Флогопитовые месторождения в карбонатитах формируются в динамической обстановке трещинной тектоники и многофазной (до 5–7 фаз) интрузивной деятельности, сопровождавшейся пульсацией постмагматических растворов. Химический состав среды минералообразования карбонатитов, отличающийся высокой концентрацией железо-магнезиальных компонентов ультраосновных пород, а также глинозема и щелочей щелочных пород, создавал благоприятные условия для образования флогопита. Пульсация постмагматических растворов на границе ультраосновных и щелочных пород способствовала многократному накоплению флогопита разных периодов образования. В некоторых массивах карбонатитов насчитывается до двух десятков генераций флогопита.

Рис. 26. Схематическая геологическая карта Ковдорского месторождения:

1 – доломитовые карбонатиты; 2 – кальцитовые карбонатиты (а – неправильной формы, б – жильные); 3 – кальцит-магнетитовые руды; 4 – магнетитовые руды; 5 – апатит-магнетитовые руды; 6 – апатит-форстеритовые породы; 7 – щелочные изверженные породы; 8 – пироксениты; 9 – фениты

Крупные промышленно-ценные кристаллы флогопита находятся в горных породах, обладающих крупно- и гигантокристаллической структурой. Наиболее мощные скопления флогопита установлены в оливинитах и пироксенитах или в мелилитах. Они явно тяготеют к контакту высокожелезисто-магнезиальных пород с щелочными.

В зонах повышенной концентрации крупных кристаллов флогопита встречается несколько типов оруденения: 1) крупные зоны со сплошным ослюдением; 2) серии флогопитовых жил и прожилков; 3) неравномерная вкрапленность и рассеянные гнезда.

Размеры кристаллов варьируют от десятков сантиметров до нескольких метров в поперечнике. Распределение флогопита в массивах ультраосновных щелочных пород в плане подчиняется кольцевому или неполнокольцевому рисунку. Размеры участков, насыщенных флогопитом, – от десятков до многих сотен квадратных метров, даже километров.

Содержание промышленно ценного флогопита в рудах варьирует от десятков и сотен килограммов в кубическом метре до сплошных слюдяныхмасс. Качество слюды невысокое. В ней много пузырьковых включений, приуроченных к определенным зонам нарастания кристаллов. Поэтому при переработке флогопита значительная часть его уходит в отходы. Запасы флогопита в ряде массивов карбонатитов весьма крупные.

Контрольные вопросы

1. Условия образования карбонатитовых месторождений.

2. Перечислите разновидности карбонатитовых месторождений и виды полезныхископаемых, на которые они разрабатываются.

3. Дайте характеристику месторождений апатитовой, апатит-магнетитовой и флогопитовой формаций.