Месторождения эндогенной серии

• протерозойская (Африканская и Индийская платформы),
• раннепалеозойская (Русская), 
• позднепалеозойская и раннемезозойская (Сибирская, Африканская, Австралийская).

Часто процессы активизации  на одной и той же платформе  протекают в несколько этапов. Например, на Сибирской платформе  это девонский, триасовый, юрско-меловой  этапы.

Алмазоносные  кимберлитовые  магматические  тела  сложены  ультраосновной порфировой породой. Кимберлиты очень редко встречаются на нашей планете.  Внешне  эта  порода  очень  невзрачна  и  напоминает  бетон,  в  котором сцементированы обломки разнообразных пород. Названы они по названию города Кимберли на юге Африки. Он возник на месте богатейшего россыпного месторождения алмазов недалеко от реки Оранжевой и был назван по фамилии британского министра колоний того времени. Кимберлиты образуются из магм самого глубинного происхождения, которые зарождаются на глубинах 100-200 км. Кимберлитовые магмы являются результатом частичной выплавки мантийного вещества, и обогащены летучими компонентами (СО₂, Н₂О, N₂).

Алмазоносные  кимберлиты  выполняют  крутопадающие  трубообразные тела, приуроченные к глубинным расколам, по которым мантийная магма поднимается в верхние части земной коры. Кимберлитовые трубки в сечении составляют от нескольких метров до нескольких сотен и даже тысяч метров. Они прослежены на глубины свыше 1 км. При этом  их поперечные сечения резко сокращаются. Например, трубка Мира в Якутии на глубине 600 м уменьшается в 5 раз. Часто трубки на глубине переходят в дайки.

Кимберлит в трубках  цементирует эруптивные брекчии (в  обломках которых глубинные породы фундамента или мантии). Среди обломков (или ксенолитов) присутствуют родственные породы – оливиновые ультраосновные породы, перидотиты, эклогитовые сланцы, а также чуждые породы – это обломки осадочных, метаморфических, магматических комплексов, которые захватываются по пути следования магмы. Образование брекчий связывается с неоднократным взрывообразным прорывом расплава и газов по узким магмоподводящим каналам. Поэтому подобные тела иначе называют кимберлитовыми трубками взрыва.

К магматическим  минералам кимберлитов относят  алмаз, оливин, пироп, хромит,  диопсид,  ильменит,  магнетит,  флогопит,  апатит,  графит.  К  наиболее алмазоносным  относятся  кимберлиты  с  низким  содержанием  окислов  титана, калия,  уменьшением  концентраций  глинозема,  но  повышенной  хромистостью пиропа и диопсида.

На нашей планете  известно более 4000 кимберлитовых трубок, но алмазоносными являются не более 1-2%. Есть множество гипотез образования алмазов в кимберлитовых трубках. Одна из наиболее принятой – раннемагматическое образование алмазов еще в верхней мантии при температурах 1400 -1900^оС при очень высоких давлениях (5-9 ГПа) при устойчивом подтоке к местам кристаллизации алмазов углерода и его соединений. Затем такая магма, с некоторым количеством выделившихся из

неѐ кристаллов, поднималась вдоль разломов в  период тектонической активизации  платформ. При этом образовывались кимберлитовые дайки. Когда давление газов в кимберлитовой магме  превосходило внешнее давление  – происходил газовый прорыв, сопровождавшийся дроблением горных пород. Таким образом,  полости  заполнялись  обломками  и  несущей  их  магмой.  На  сибирских месторождениях такой прорыв мог начинаться с глубины в 1км и даже 3-4 км.

Другие гипотезы отличаются местом кристаллизации алмазов  и источником в магме углерода. Так, алмазы, или их часть могли  кристаллизоваться при высоких  давлениях непосредственно в  самой трубке. Высокие давления возникали  в  момент  прорыва  газов.  Углерод  в  кимберлитовой  магме  мог  быть  не мантийный,  а  попадать  при  ассимиляции  кимберлитовой  магмой  углеродсодержащих пород. Есть точки зрения о происхождении  алмазов в связи с пневматолитовыми и другими процессами. Но самой  распространенной точкой зрения  является  гипотеза  о  раннемагматическом  происхождении  алмазов  в  кимберлитовых  трубках.

Примером  месторождений  в  России  являются,  прежде  всего,  месторождения Якутии, открытые в 50-х годах 20 века. А в последней  четверти 20 века было сенсационное обнаружение  новой Архангельской алмазоносной провинции. Сечение алмазоносных трубок здесь достигает 300х400м.

Еще большей сенсацией  было открытие коренных месторождений  алмазов в Австралии в 1979 г. Первое из этих месторождений Аргайл –  кимберлитовая трубка, площадью –  около 45 га и рядом россыпное месторождение, протягивающееся на 35 км. Это месторождение  находится в 100 км от бывшего поселка, теперь города, Кимберли на плато Кимберли.  Самое интересное, что  в силу исторической случайности или пророчества  они были названы задолго до открытия коренных алмазов. Несмотря на редкие находки алмазов в россыпях, этот регион относился к неперспективным, так как в отличие от известных  типов  алмазоносных  провинций,  он  приурочен  не  к  древним  платформам,  а  к складчатой области. Здесь не были найдены типичные для  алмазов кимберлитовые трубки взрыва.

Новый, неизвестный  до этого тип алмазов был назван лампроитовымтипом. Лампроит – это  богатая магнием основная или  ультраосновная лампрофировая  порода,  но  в  отличие  от  кимберлита  обогащенная  также  калием. Лампроиты  относят  к  особой  группе  меланократовых  пород  –  лампрофирам (гипабиссальным интрузивным или субвулканическим породы, которые никогда  не  образуют  обособленных  крупных  масс  –  это  малые  интрузии,  некки, трубки взрыва – пространственно всегда связаны с трещинной тектоникой). 

Лампроитовые  тела, по сравнению с кимберлитовыми  трубками, имеют большие размеры. Их формы – трубки в виде бокала шампанского, штоки, силлы и дайки. По сравнению с кимберлитами они  бедны глубинными ксенолитами. Лампроитовые расплавы зародились на меньших глубинах по сравнению с кимберлитовыми. Лампроитовые магмы возникали также в результате частичного плавления верхней мантии ультраосновного состава, но несколько  отличного от кимберлитовых магм. Для лампроитовых магм характерны низкие концентрации Al, Fe, Ca,, Na, В отличие  от кимберлитов в лампроитах редки  гранаты и ильменит, преобладают  хромшпинелиды, а в основной массе  имеется амфибол. Лампроиты отличаются повышенным содержанием Rb, Sr, Ba, Ti, Zr, Pb,

Th, U, легких редкоземельных  элементов. Многие из этих элементов,  включая 

калий, относят  к коровым.

Есть  точки  зрения,  что  лампроитовые  магмы  зарождались  в  глубинных промежуточных  магматических очагах, где мантийные  ультраосновные магмы насыщались коровыми элементами. Но механизм формирования алмазов в лампроитах сходен с  кимберлитовыми телами. То есть это  также раннемагматический минерал. При  поверхностном  разрушении  алмазоносных  трубок  образуются россыпи алмазов.

Позднемагматические  месторождения.

Месторождения формируются из остаточного рудного расплава, в котором концентрируется основная масса ценных компонентов. В месторождениях данного типа масса первыми кристаллизуются породообразующие силикатные минералы. Остаточный расплав под влиянием тектонических движений, внутренних напряжений и летучих компонентов заполняет в почти затвердевшей интрузии ослабленные зоны (трещины), различные пустоты и промежутки между зернами силикатных

минералов. При  этом развивается сидеронитовая  структура, когда рудный минерал  как бы цементирует зерна силикатов.

Позднемагматическим месторождениям присущи следующие  черты:

1. преимущественно  эпигенетический  характер  рудных  тел,  имеющих форму секущих жил, линз, труб;
2. 2)  сидеронитовые структуры,  преобладание  массивных  руд  над  вкрапленными;

3)  крупные   размеры  рудных  тел,  значительные  масштабы  месторождений достаточно  богатых руд. 

К позднемагматическим  относятся следующие типы месторождений:

1)  хромитовые  в серпентинизированных дунитах и перидотитах на Урале (Кемпирсайское);

2)  титаномагнетитовые  в массивах габбро-перидотит-дунитового  состава –  на  Урале  (Качканарское),  в  Карелии  (Пудожгорское),  в  Норвегии (Телнесс), Швеции (Таберг);

3)  платиновые  в дунитах, перидотитах и пироксенитах  – на Урале (Нижне-Тагильское), на Алдане (Кондѐрское);

4)  апатит-нефелиновые  в щелочных породах – на  Кольском полуострове 

(Хибины), в Восточной  Сибири (Горячегорское, Кия-Шалтырское).

Промышленное  значение особенно высоко для хромита, титаномагнетита и апатита, почти  вся мировая добыча которых обеспечивается за счет месторождений позднемагматического генезиса.

Месторождения хромитов приурочены к массивам ультраосновных пород, в той или иной степени дифференцированных по составу и серпентинизированных. Массивы имеют форму лакколитов. Обычно их основание сложено серпентинизированными  дунитами,  в  которых  и  располагаются  рудные  тела, представленные жилами, линзами, трубами, гнездами и полосами массивных и вкрапленных руд. Текстуры руд полосчатые, пятнистые, нодулярные, брекчиевые  и  вкрапленные.  Структуры  мелко-  и  среднезернистые.  Руды  сложены хромшпинелидами, магнетитом, тальком, карбонатами, иногда оливином и пироксеном.

Месторождения титаномагнетитов чаще всего генетически связаны  с 

габбро-пироксенит-дунитовыми массивами. Рудные тела, размещение которых 

контролируется  элементами протомагматической тектоники  и более поздними

 

разрывными нарушениями,  имеют форму жил, линз, гнезд, шлиров. Текстуры

руд  массивные,  полосчатые,  пятнистые.  Наиболее  типична  сидеронитовая 

структура. Основные минералы руд – титаномагнетит, ильменит, рутил. Нерудные  минералы  представлены  пироксеном,  амфиболом,  основными  плагиоклазами, хлоритом, реже биотитом, гранатом. Апатит-нефелиновые месторождения генетически связаны с массивами щелочных пород. Уникальными среди  них считаются месторождения Хибинского щелочного массива на Кольском полуострове. Массив  имеет форму лополита конического строения, залегает среди гнейсов и кристаллических сланцев. Он сформировался в результате последовательного внедрения хибинитов, нефелиновых сиенитов и пород ийолит-уртитового ряда. С последними генетически  и  пространственно  связаны  наиболее  крупные  залежи  апатитовых  руд, создающие в плане кольцо крупных линз. Руды состоят из апатита, нефелина, магнетита, ильменита, сфена, пироксена, лопарита. Они являются комплексными, содержащими промышленные концентрации фосфора, алюминия, титана и редких элементов.

 

Карбонатитовые  месторождения.

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 - щелочных 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 элементов),  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 рубежом они известны в США, Канаде, Бразилии, ФРГ, Швеции,  Норвегии, Финляндии, Гренландии, Австралии, Индии, Афганистане, ряде районов Африки. В плане штокообразные интрузивы  ультраосновного – щелочного  состава с карбонатитами 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 - докембрийский,  на  Кольском  полуострове  –  герцинский,  в  Бразилии,  Канаде  – киммерийский, в Африке – альпийский. Образование связано с тектономагматической активизацией древних континентов. Карбонатитовые  массивы  относятся  к  многофазовым  интрузиям  центрального типа и характеризуются концентрически зональным строением. Среди карбонатитов встречаются «открытые» - когда ультраосновная магма достигает 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 порядка 0,5 км, при этом они не выклинивались.

 

Генетические  гипотезы, этапы и стадии формирования рудоносных  массивов.

Ведущими  являются  магматическая  и  гидротермальная  гипотезы. Магматическая гипотеза предполагает, что карбонатиты образуются на позднемагматической  стадии из карбонатного расплава, который  является продуктом  дифференциации  щелочно-ультраосновной  магмы.  Подтверждением являются:  экспериментальные  исследования,  извержения  кальциевоуглекислых  лав  на  современных  Африканских  вулканах  (Олдонио),  высокие температуры  гомогенизации флюидных  включений  в  карбонатных  минералах (800-600^оС), 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 температуры 900^оС 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  карбонатов: