Глава 6. Карбонатитовые месторождения

Карбонатитами называют эндогенные скопления карбона­тов, пространственно и генетически связанных с формациями ультраосновных щелочных пород и нефелиновых сиенитов. В настоящее время в_мире известно более 400 массивов интрузив­ных пород, с которыми ассоциируют карбонатитовые месторож­дения. Среди них крупнейшими являются: Араша (Бразилия), Тулинское (Сибирь), Ковдор (Кольский п-ов), Сокли (Финлян­дия ), Палабора (Южная Африка). Формирование массивов про­текало только на древних платформах в интервале времени от позднего докембрия до третичного периода включительно. В пре­делах сложных комплексных полифазных интрузий выделяют карбонатитовый комплекс, представляющий собой пространст­венно-генетическую совокупность карбонатитов и сингенетиче­ских синхронных им карбонатитоидов — пород, в составе кото­рых карбонаты расчленяется на три группы (рис. 16).

1. Карбонатитоиды: силикатные (с оливином, мелилитом); алюмосиликатные (с нефелином, калишпатом, альбитом, биоти­том, канкринитом, хлоритом); фосфатные (с апатитом); оксид­ные (с магнетитом, гематитом); сульфидные (с пирротином, халь­копиритом, пиритом и другими сульфидами). Для них характер­но содержание СО, в среднем 4%.

2. Карбонатитоиды карбонатно-силикатные, алюмосиликат­ные, фосфатные, оксидные, сульфидные. В них СО, содержится в среднем 15%.

p,%

80

Рис. 16. Нормированные графики плотности вероятностей (сплошные линии, залиты — области перекрытия) и кривые нормального распределения (пунктир) (ао Е.М.Эпштейну). Расчленение пород карбонатитового комплекса по содержанию С0₂ или карбонатов (п=224): Карбонатитоиды: 1 — карбонатсодержащие, 2 — карбонат-сил и катные, карбонат-апатитов ые, карбонат-магнетитовые и др., 3 — карбонатиты

3. Карбонатиты — породы со средними концентрациями СО, до 35%.

Рудоносные массивы обычно формируются в течение 10— 100 млн лет в два этапа: раннемагматический и позднемагматиче­ский. Первый разделяется на четыре стадии: гипербазитовую (ду- ниты, перидотиты), щелочную гипербазитовую (щелочные пи- роксениты, биотитовые перидотиты); ийолит-мельтейгитовую и нефелиновых сиенитов. Позднемагматический или собственно карбонатитовый этап также разделяется на четыре стадии: каль- цитовую, магнезиокальцитовую, доломит-кальцитовую и доло- мит-анкеритовую. Установлена четкая последовательность мине- ралообразования: кальцит—доломит—анкерит. Наиболее распро­страненными формами карбонатитовых тел являются системы конических жил, падающих как к центру массива, так и от него; радиальные дайки; линейные жильные зоны и крутопадающие линзовидные штокверки.

Латеральная зональность строения карбонатитовых масси­вов представлена двумя типами — центростремительным, когда в центре массива располагаются наиболее молодые фации пород, и центробежным, характеризующимся обратными соотношениями. С описываемыми интрузивными комплексами связаны ореолы экзо- и эндоконтактового метасоматоза. В экзоконтактах разви­вается фенитизация, представленная вторичными выделениями ортоклаза, альбита и эгирина, а в эндоконтактах — образованием разнообразных минеральных ассоциаций: нефелин-пироксено- вых, пироксен-флогопитовых и пироксен-амфиболовых.

Согласно данным J1.C.Бородина выделяется четыре петро­логические группы карбонатитовых систем:

1. магматическая (мантийная щелочная ультраосновная и базальтовая). С ней связаны силикатные породы — дифферен­циалы мантийных магм: дуниты, пироксениты, ийолиты, Мель- тейгиты и др.; 2) флюидно-магматическая (комплексная мантий- но-коровая); 3) флюидно-карбонатитовая (мантийно-коровая, фенито-карбонатитовая); 4) флюидно-анатектическая (мантий­но-коровая, нефелино-сиенито-карбонатитовая).

С этими системами связано шесть типоморфных рудных формаций: перовскит-титаномагнетитовая (Гулинское месторо­ждение), камафоритовая (апатит-форстерит-магнетитовая) (Ков- дор), редкометалльных, пирохлоровых карбонатитов, редкозе­мельных карбонатитов, флюоритовых карбонатитов и апатит-не- фелиновых руд. В вертикальном разрезе карбонатитовых систем выделяют три фации глубинности: поверхностная, гипабиссаль­ная и абиссальная.

1. Поверхностная или вулканическая фация (0,0—0,5 км) представлена древними и современными (Олданио и Наманго в Африке) вулканическими конусами. Изливались щелочно-угле­кислые и кальциево-углекислые лавы. Эта фация безрудная.

2. Гипабиссальная (субвулканическая и плутоническая) фа­ция (0,5—6,0 км) выделяется в вулкано-плутонических комплек­сах. Широким развитием пользуются силикатные карбонатитои- ды (оливиниты, мелилитовые и монтичеллитовые породы). Соб­ственно карбонатиты слагают не более 10% объема тел, имеющих сечение 3—4 км (массивы Сокли, Гулинский). Оруденение при­урочено к карбонатитоидам и характеризуется большим верти­кальным размахом (4—6 км). Здесь установлены следующие типы месторождений: апатит-магнетитовые (Ессейское, Ковдор), пе- ровскит-магнетитовые (Кугдинское), флогопитовые (Одихинча, Ковдор), редкоземельные (Маунтин Пасс, США) (рис. 17). С глу­бины 2 км развиты редкометалльные, урановые и медные место­рождения: гатчеттолитовые и пирохлоровые руды в карбонати- тоидах и карбонатитах (Араша, Бразилия; Сокли, Финляндия); кальциртитовые и бадделеитовые в карбонатитах; халькопирито- вые (Палабора, Южная Африка).

3. Абиссальная (плутоническая) фация (6,0—12,0 км) широ­ко представлены пироксенитами и карбонатитами, с которыми ассоциирует редкометальное оруденение, представленное гатчет- толитовыми, пирохлоровыми, колумбитовыми, паризит-бастне- зитовыми и монацитовыми рудами.

Рис. 17. Схема геологическою строения месторождения Маунтин Пасс, США, Калифорния (по Д.С.Олсону и др.).

1 — сульфидная залежь Киин — карбонатиты с бастнезитом и баритом, 2 — шонкинитовые дайки, 3 — щелочные граниты, 4 — сиениты, 5 — докембрийские гнейсы, 6 — разломы

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ РУДООБРАЗОВАНИЯ

По данным геологических и экспериментальных исследова­ний минералообразующаяся среда представляла собой сложную низковязкую высококонцентрированную водную систему (200— 600 г/л). Это эндогенный рассол, близкий к расплаву, тяжелому флюиду. Его главными компонентами являются катионы (калий,

натрий, кальций) и анионы (хлориды, фосфаты, карбонаты). Кроме того постоянно присутствуют углеводороды.

Обогащение этого флюида силикатами происходило при его взаимодействии с ранними ультраосновными и щелочными по­родами. Процесс протекал стадийно и эволюционировал по мере падения температуры. Сначала в карбонатитоидах формирова­лись рудные фации: 1) перовскит-флогопитовая, 2) гатчеттолит- пирохлор-флогопитовая, 3) пирохлоровая. В заключительную четвертую стадию образовывались месторождения колумбит- бастнезитовой фации преимущественно в карбонатитах. Во вре­мени состав рудных фаций по мере перехода от ранних высоко­температурных к поздним низкотемпературным менялся; проис­ходило уменьшение объема карбонатитоидов и возрастание кар­бонатитов. При этом по мере перехода от первой к четвертой фации флюид обогащался магнием и железом, а в посткарбона- титовый этап вновь кальцием.

Генетическая модель. В объяснении происхождения карбона­титовых месторождений в настоящее время конкурируют две ги­потезы: магматическая и гидротермальная. В доказательство каж­дой из них приводятся объективные геологические и экспери­ментальные данные. Из приведенных выше материалов следует, что формирование этих рудных образований тесно связано с эво­люцией щелочного ультраосновного магматизма, протекало в за­крытых системах и начиналось с несомненно магматических про­цессов, а завершалось гидротермальными метасоматическими преобразованиями.

В настоящее время разработана общая генетическая модель карбонатитового рудообразования, согласно которой перенос уг­лерода из мантийных источников осуществляется высоковосста­новительными флюидами, состоящими из СН₄, СО, Н₂ и других газовых компонентов. Образование карбонатов происходило в обстановке падения флюидного давления по реакциям типа:

СН₄ + 2Н₂0 = СО, + 4Н₂

или

2CaMgSi₂0₆ + 2СН₄ + ЗН₂0 = 2СаСО_э + Mg₂Si0₄ + 3Si0₂ +.8Н, .

Температурный режим, восстановленный по анализу мине­ральных равновесий и данных по изучению флюидных включе­ний, составлял:

1. для раннемагматического этапа 1300—1060° С. Образова­ние ультрабазитов — 1300° С, мелилитовых пород 1270° С, ийоли- тов 1060° С; 2) для карбонатитового этапа 650—260° С. Рудные фации от ранних к поздним формировались при температурах: 650; 470; 370 и 260° С.

Литостатическое давление согласно материалам палеорекон­струкций при образовании месторождений в карбонатитоидах колебалось в пределах 0,1—1,5 МПа, а в карбонатитах 0,5—3,0 МПа. Флюидное давление, установленное по кальцит-доломито- вому геобарометру, для гипабиссальных уровней составляло 0,2— 2,6 МПа.

В расплавных включениях в минералах мелилитовых пород обнаружены явления ликвации — разделения силикатных и кар­бонатных компонентов. При формировании карбонатитоидов и карбонатитов протекали процессы инфильтрационного метасо­матоза. Во внутренних зонах метасоматических колонок в обста­новках образования фаций 1, 2 и 3 вполне подвижным компо­нентом был кальцит, а для 4 фации анкерит.

Обособление карбонатитовых магматических жидкостей (тя­желого флюида) происходило не в мантийных, а в гипабиссаль­ных и субвулканических очагах. Здесь концентрировался каль­ций, поступавший как из дифференциатов мантийных магм, так и из продуктов метамагматизма — карбонатизации и ощелачива­ния, протекавших при участии смешанных мантийно-коровых и атмосферных источников углекислоты. Установлены все стадии карбонатизации исходных щелочных перидотитовых магм вплоть до образования переходных к карбонатитам слюдисто-карбонат­ных пород.

С карбонатитами связаны крупные ресурсы тантала, ниобия и редких земель, значительные запасы железных руд, титана, флюорита, флогопита, апатита, меди и в меньшей степени свин­ца и цинка. Месторождения ниобия содержат иногда до несколь­ких миллионов тонн Nb₂O_s (в среднем 0,1—1,0%), которое повы­шается в коре выветривания до 4,5%. Запасы тантала составляют обычно несколько тысяч тонн при содержании Ta₂O_s до 0,01—

1. 3%. Особенно велика роль бастнезит-паризит-монацитовых карбонатитов, аккумулирующих основную долю мировых запа­сов редкоземельных элементов. Крупнейшим месторождением этих элементов является Маунтин Пасс (США), где концентра­ция TR,O_s составляет от десятых до единиц процента, достигая в коре выветривания 20%. Важную роль играют апатит-магнетито- вые с форстеритом и флогопитом месторождения, известные на всех древних платформах. В России этот тип представлен Ков- дорским месторождением, где имеется несколько сотен миллио­нов тонн железной руды, при содержании железа 20—70%, зна­чительные запасы апатита с концентрацией P₂O_s до 10—15%, а коре выветривания до 25% и промышленные запасы флогопита (рис. 18).

Эндогенные месторождения, связанные с гранитоидным

магматизмом

Обширное семейство эндогенных месторождений, характер­ное только для континентальных литосферных плит пространст­венно и генетически связано с проявлениями гранитоидного маг­матизма. К ним относятся пегматитовые, скарновые, альбитит- грейзеновые и плутоногенные гидротермальные месторождения. Все они могут формироваться в течение одной металлогениче- ской эпохи в близких геодинамических обстановках, образуя еди­ный эволюционный ряд.