Карбонатитовые месторождения

Карбонатитовыми называются месторождения, состоящие на 80-90% из карбонатных минералов, залегающих в пределах интрузивных массивов центрального типа, сложенных ультраосновными и щелочными горными породами. Этот генетический тип включает месторождения сложного генезиса, переходные от магматических к постмагматическим. Термин введен В. Бреггером в 1921 г. Находки карбонатитов были известны еще в первой половине ХХ в.(карбонатиты Африки - Ф. Дикси, 1935г.; К. Девис, 1940г.; Норвегии - Х. Эккерман, 1948г.).

Как важный промышленный тип месторождений Nb (90 % всего добываемого Nb) и Р, они получили признание в 60-е годы прошлого столетия. Сейчас это источник Nb, Р, Fe, Ti, флогопита, вермикулита, Та, циркония, редких земель, U, Th. Таким образом, карбонатитовые месторождения содержат ряд полезных ископаемых, которые стали использоваться сравнительно недавно. Крупными являются месторождения Бразилии (Араша), Сибири (Гулинкое), Кольского полуострова (Ковдор), Южной Африки (Палабора) и др.

Геологические особенности.В настоящее время во всем мире известно около 400 массивов карбонатитов кальцитового, доломитового, анкеритового, сидеритового состава. Они пространственно и генетически связаны с ультраосновными щелочными или щелочными массивами. К 2000 году в России было более 45 массивов, в Африке - 75, Канаде - 15, Бразилии - 6, США - 5. Наиболее детально исследованы массивы Альне (Швеция), Сёв (Норвегия), Кайзерштуль (ФРГ), массивы Африки, России (Кольский п-ов, север и юг Сибири).

Для локализации карбонатитовых массивов характерны: приуроченность к жестким глыбам ранней консолидации (террейнам, щитам платформ), связь с процессами образования перекрывающих комплексов (тектономагматической активизации), контроль глубинными разломами, по которым магма поднималась с глубин 100-150 км.

Геологическое строение массивов ультраосновных-щелочных пород с карбонатитами отличается наличием концентрической зональности, развитием радиальных, конических и кольцевых даек. Типы массивов по строению: округлые концентрические, эллипсовидные эксцентрические, эллипсовидные поли-

центрические (с 2-мя и более центрами вдоль оси), сложные - сочетание линейных и кольцевых структур, вытянутые в одном направлении. Строение массивов осложняется трубками взрывов - кимберлитоподобными породами - брекчиями. Реже тела имеют форму трещинных интрузий. Общая схема строения карбонатитового месторождения в плане показана В.И. Смирновым (рис. 20). Ядро массива выполнено карбонатитовым телом, которое окружено щелочными породами; по периферии находятся ультраосновные породы. Рудные тела: столбообразная или штокверкообразная сложная по строению рудная залежь в центре, кольцевые, радиальные жилы.

щелочная магма достигала земной поверхности. Это трубчатые тела с некками размером до 1 км² . В их составе более широко распространены щелочные разности пород эффузивного и интрузивного облика - авгититы, нефелиновые базальты, нефелиниты. Широко развиты эксплозивные образования - вулканические (жерловые) брекчии, туфы, агломераты, которые с глубиной сменяются гипербазитами и сиенитами. Центральные части сложены карбонатитами. С глубиной их количество уменьшается.

2. Массивы “закрытого” типа (“слепые”) не имеют выхода на поверхность (рис. 21 б). Формы их в плане эллипсовидные, иногда линейные. На глубине отчетливо выражено кольцевое строение; ближе к поверхности – трещинная форма. С глубиной щелочные породы (сиениты) сменяются ультраосновными (гипербазитами). Протяженность тел на глубину до 5-7 км; количество карбонатитов увеличивается с глубиной (см. рис. 21). Карбонатиты встречаются в центре и краевых частях массивов. При определенном эрозионном срезе разница между массивами открытого и закрытого типов устанавливается с трудом.

Характерна горизонтальная зональность: прямая - в центре молодые породы, по периферии – древние, обратная - в центре древние породы, слагающие ядро массива. Кольцевые и конические дайки иногда образуют пояса вокруг массивов. Конические дайки создают структуру типа cone in cone. Их образование происходит при давлении магматического очага или флюида, превышающем литостатические нагрузки.

Глубина образования карбонатитовых массивов различна: поверхностные (вулканическая и субвулканическая фации) - до 1-1,5 км; малоглубинные (гипабиссальные) - 2,5-3 км; среднеглубинные (мезоабиссальные) - 5-6 км; глубинные (абиссальные) - 8-10 км. Время формирования карбонатитовых рудоносных массивов - 10-100 млн. лет.

Формы рудных тел отличаются разнообразием. Карбонаты внутри массивов образуют неправильные тела (различные по форме штоки, трубки, “пробки”, выполняющие вулканические жерла); жилы (радиальные, конические, кольцевые); штокверки, жильные зоны (линейно-вытянутые). Повсеместно карбонатиты содержат реликты ультраосновных-щелочных пород, т.к. образуются либо путем ассимиляции этих пород карбонатной магмой, либо в процессе метасоматического замещения пород под воздействием карбонатных флюидов. Отдельные участки рудных тел отличаются повышенным содержанием полезных компонентов, например, содержание Nb₂О₅ достигает 1-3 %.

Для карбонатитовых тел характерна полосчатость: первичная - чередование полос карбонатного состава с полосами, обогащенными силикатами, апатитом и магнетитом. Полосчатость ориентирована параллельно контактам карбонатитовых тел. Вторичная полосчатость - в зонах тектонических нарушений за счет дробления и частичной перекристаллизации карбонатитов.

Минеральный состав.Среди карбонатитов выделяется 2 группы.

1. Карбонатиты с содержащием СО₂ до 35 %.

2. Карбонатитоиды карбонатно-силикатные, фосфатные, оксидные, сульфидные - содержащие СО₂ около 5-15 %.

В составе карбонатитов отмечено более 70 разных минералов, среди которых преобладают карбонаты - кальцит СаСО₃, доломит СаMg(СО₃)₂, сидерит FeСО₃, анкерит Са(Mg, Fe)(СО₃)_2,. Наиболее важные и промышленно ценные минералы: сульфиды - пирротин Fe₂S, борнит Сu₅FeS₄, халькопирит CuFeS₂, молибденит МоS₂ , пирит FeS₂, окислы - магнетит Fe₃О₄, гематит Fe₂О₃, ильменит FeTiO₃, рутил TiО₂, бадделеит ZrО₂, перовскит CaTiО₃, пирохлор NaCaNb₂О₆F, гатчеттолит (U-пирохлор), колумбит (Fe, Mg)(Nb, Ta)₂О₆ , брейнерит (Mg, Fe)СО₃ , карбонаты редких земель - паризит (Ce, La), бастнезит (Ce, La, Pr), сульфаты - барит ВаSО₄, целестин SrSО₄ , фосфаты - апатит Са₅(РО₄)₃ Cl , монацит (Се,La)РО₄, силикаты - циркон ZrSiО₄ , сфен, нефелин, флогопит.

Физико-химические условия образования и генезис.Формирование ультраосновных щелочных массивов и карбонатитовых тел происходит в 2 этапа, которые разделяются на несколько стадий.

1. Раннемагматический этап включает стадии внедрения: 1- ультраосновных пород (оливиниты, дунит-перидотиты, перидотиты), 2 (главная) – пироксенитов, 3- щелочной серии пород (уртиты, ийолиты); эти породы слагают внешнюю зону и секущие тела, 4 – нефелиновых сиенитов (дайки, жилы). Температура образования этих пород 1300 – 1000⁰.

2. Позднемагматический этап (после формирования интрузивных пород) включает стадии образования карбонатитов разного состава: 1- кальцитовые карбонатиты с перовскитом (Nb), апатитом, пирохлором, гатчеттолитом, а также образуются диопсид, авгит, кальцит, биотит; 2-кальцит-доломитовые карбонатиты с пирохлором, а также амфибол, доломит, флогопит, апатит; 3-доломит-анкерит- сидеритовые карбонатиты с пирохлором, колумбитом, бастнезитом, молибденитом, паризитом, а также эгирин, доломит, амфибол, барит, молибденит; 4- посткарбонатитовая - формирование карбонатно-силикатных пород: прожилки кальцит-альбит-эпидотового состава, иногда флюорит-гематитовая порода.

По изменению состава породообразующих минералов разных стадий видно, что процесс идет по пути замены силикатов и алюмосиликатов карбонатами (смена слабых кислот более сильными). Карбонатиты развиваются независимо от состава вмещающих пород. Они сопровождаются зонами карбонатизации и вкраплено-прожилковой карбонатной минерализацией во вмещающих породах.

Рудоносность карбонатитов тесно связана со стадийностью их образования. Для ранних стадий характерны минералы титана и циркония (бадделеит и др.). Затем они сменяются минералами циркония и ниобия, далее титана и ниобия (гатчеттолит), затем ниобия (пирохлор, луешит), а на последних стадиях – минералами ниобия и редких земель (колумбит, фергюсонит, бастнезит, паризит, монацит, ортит).

В процессе образования карбонатитов наблюдается геохимическая эволюция состава катионов:

кальцит - доломит - анкерит - сидерит

Са - (Са+Mg) - (Са+Mg+Fe) - (Mg + Fe) - Fe

Температура образования карбонатитов позднемагматического этапа 600-100⁰. По анализу газово-жидких включений установлено, что форстерит-апатит-магнетитовые породы образуются при температурах 600-430⁰ или 650-260⁰; поздние кальцитовые, доломитовые и анкеритовые карбонатиты – при 400-150⁰.

Формирование карбонатитов происходит в условиях резко меняющегося давления в процессе прорыва газов и магмы на поверхность. Давление зависит от глубины: для гипабиссального уровня оно составляет 0,2-2,6 МПа (по кальцит-доломитовому геобарометру).

Существуют несколько моделей образования карбонатитов.

1. Магматическая - кристаллизация карбонатного расплава. Такой расплав наблюдался при извержении одного из вулканов (Африка, 1967 г.). При этом предполагается, что имела место ликвация с разделением магмы на силикатную и карбонатную. Этот процесс в природе имеет весьма ограниченное распространение.

2. Гидротермально-метасоматическая (Н. Боуэн, Е. Сеттер, Ю. Шейнман, А. Гинзбург). Об этом свидетельствует наличие метасоматической зональности, реликты вмещающих пород, формы рудных тел, многостадийность с изменением кислотности-щелочности и химических потенциалов Са, Mg, Fe и СО₂, свойственные гидротермальным процессам.

3. Осадочная - карбонатиты это ксенолиты известняков или мраморов или продукты перекристаллизации их в магматическом очаге. Однако карбонатитовые массивы часто встречаются в районах полного отсутствия карбонатных пород.

4. Сложное происхождение (В.И. Смирнов) – глубинные карбонатиты образовались из магматических расплавов; в верхних частях карбонатиты образуются из газово-жидкой фазы при вскипании расплава. Установленные данные по изотопному составу углерода говорят о его магматогенном происхождении. Они близки с изотопным составом углерода кимберлитов.

Учитывая имеющийся фактический материал по минеральному составу, стадийности, изотопии, наиболее вероятно считать, что образование рассматриваемых месторождений началось на магматическом этапе и завершилось на гидротермальном в процессе деятельности рудоносных флюидов, выделившихся из магматического очага на завершающих стадиях его развития.

Главные рудные формации карбонатитов: 1 – перовскит-титано-магнетитовых гипербазитов, из которых попутно с титаном извлекаются TR, Nb, Та (Кольский полуостров); 2 – нефелиновых руд с уртитами (Вост. Сибирь); 3 – флогопитовых пород - крупнейшие месторождения флогопита (Одихинча, Гулинское в России); 4 – апатит-магнетит-форстеритовых пород (Ковдор в России, Люлекоп в ЮАР, Уганда, Родезия); 5 – гатчеттолит-пирохлоровых руд – это самые крупные и богатые месторождения ниобия, из которых попутно извлекаются тантал и уран (Белозиминское в Вост. Саяне); тантало-ниобиевые (гатчеттолитовые) и ниобиевые (пирохлоровые) руды часто пространственно разобщены. В этой формации – несколько минеральных типов месторождений; 6 – колумбит-бастнезитовых (паризитовых) карбонатитов с высоким содержанием редких земель цериевой группы (Альнё в Швеции, Сироти, Араша).