Геология месторождений полезных ископаемых

Министерство образования  и науки Республики Казахстан

 

ВОСТОЧНО-КАЗАХСТАНСКИЙ  ГОСУДАРСТВЕННЫЙ

ТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ  им. Д. СЕРИКБАЕВА

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

КОНТРОЛЬНАЯ РАБОТА

 

по дисциплине «Геология МПИ»

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Выполнил: студент

Иванов А.В.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Усть-Каменогорск

2011

 

1) Условия образования  карбонатитовых месторождений, их  разница в платформенных и геосинклинальных областях, основные рудные формации и закономерности их распределения в полях карбонатитов.

 

Карбонатитами называются эндогенные скопления кальцита, доломита и других карбонатов, пространственно и генетически ассоциированные с интрузивами ультраосновного щелочного состава центрального типа, формирующимися в обстановке платформенной активизации. В настоящее время на земном шаре известно более 250 массивов ультраосновных щелочных пород. В России такие массивы известны в Карело-Кольском регионе, Сибири. Размещаются массивы на платформах и имеют различный геологический возраст. Среди них известны массивы докембрийского (Сибирь, Северная Америка), каледонского (юг Сибири), герцинского (Мурманская обл.), киммерийского (Сибирь, Бразилия) и альпийского циклов развития (большинство карбонатитов Африки). Карбонатиты образуют обособленную группу эндогенных месторождений в силу резко специфических геологических условий их образования. Карбонатитовые месторождения связаны только с платформенным этапом геологического развития и ассоциированы с комплексами ультраосновных щелочных пород. Массивы имеют трубообразную форму, дифференцированный состав и концентрически зональное строение. В них выделяют четыре главные группы пород:

1) ранние ультраосновные (дуниты, перидотиты, пироксениты);

2) щелочные (мельтейгит-ийолиты,  щелочные и нефелиновые сиениты);

3) ореолы вмещающих  пород, подвергшихся щелочному  метасоматозу и превратившихся в фениты;

4) карбонатиты (рис.1).

 

 

Рис. 1. Общая схема  строения карбонатного месторождения:

1 – щелочные породы; 2 – ультраосновные породы; 3 –  гнейсы; 4 – фениты; 5 – шток карбонатитов; 6 – жилы карбонатитов.

Массивы сопровождаются дайковой серией сложного состава, отражающего длительную и направленную эволюцию магматического очага и состоящую из разнообразных пород – от пикритовых порфиритов до щелочных пегматитов. Последовательно формирующиеся группы пород, образующие карбонатитовые массивы, размещаются в центростремительном направлении от периферии к центру и иногда в обратном, центробежном направлении. Примером последнего размещения может служить Ковдорский массив в Мурманской области. Центральная часть массива сложена оливинитами, образующими шток, далее располагаются прерывистым полукольцом пироксениты, а периферическая часть выполнена ийолитами и мальтейгитами. Карбонатиты в массиве представлены несколькими разновидностями: кальцитовыми карбонатитами, имеющими широкое распространение, доломитовыми карбонатитами, которые встречаются значительно реже, и доломито-кальцитовыми, возникшими большей частью в процессе доломитизации кальцитовых разновидностей пород. Многочисленные жилы и линзы, кальцитовых карбонатитов залегают в оливинитах центральной части массива  и в щелочных породах его краевой зоны. Они группируются в отчетливо выраженную дугообразную зону и в ее пределах приурочены к серии кольцевых трещин-разломов, пологопадающих внутрь массива (Рис.2).

 

Рис. 2. Схематическая  геологическая карта Ковдорского массива, по В.И. Терновому, Б.В. Афанасьеву, Б.И. Сулимову

1 – сунгулитовые породы; 2 – карбонатиты; 3 – апатит-форстеритовые  породы; 4 –  магнетитовые руды; 5 и 6 – флогопит-диопсид-форстеритовые  гигантозернистые (5) и средне- и крупнозернистые (6) породы; 7 – оливиниты флогопитизированные и диопсидизированные; 8 – гранатовые автоскарны; 9 – монтичеллитолиты; 10 – мелилитолиты; 11 – турьяиты; 12 – пироксениты; 13 – слюдиты и слюдяно-пироксеновые породы; 14 – нефелиновые пироксениты; 15 – полевошпатовые ийолиты и нефелиновые сиениты; 16 – ийолит-уртиты; 17 – ийолит-мельтейгиты; 18 – оливиниты; 19 – фениты; 20 – гранитогнейсы.

Карбонатитовые тела представляют собой штоки, конические жилы, падающие к центру массива, кольцевые  жилы, падающие от центра массива, радиальные дайки. Штоки в поперечнике имеют размеры от сотен метров до нескольких километров, а жилы мощностью от 10м при длине несколько сот метров до нескольких километров (1-2 км).

Минеральный состав карбонатитов определяется наличием карбонатов, составляющих 80-99%. Наиболее распространены кальцитовые карбонатиты, реже встречаются доломитовые, еще реже анкеритовые и совсем редко сидеритовые карбонатиты. В формировании карбонатитов установлена последовательность их образования – первым накапливается кальцит, далее доломит и анкерит. Остальные минералы в карбонатитах являются акцессорными, их более 150 разновидностей. Типоморфными минералами являются флогопит, апатит, флюорит, форстерит; редкими – бадделеит, пирохлор, гатчеттолит - урансодержащий пирохлор, перовскит-кнопит-дизаналит, карбонаты редких земель (синеизит, бастнезит, паризит).

В карбонатитах установлен стадийный характер минералообразования: в первую стадию формируются крупнозернистые  кальциты с минералами титана и циркония; во вторую – среднезернистые кальциты с дополнительными минералами титана, урана, тория; в третью – мелкозернистый кальцит-доломитовый агрегат с ниобиевой минерализацией; в четвертую – мелкозернистые массы доломит-анкеритового состава с редкоземельными карбонатами.

Текстура карбонатитов массивная, полосчатая, узловатая, плойчатая, структура – разнозернистая.

По составу полезных ископаемых, концентрирующихся в карбонатитах последние разделены на семь групп:

1. Гатчеттолит-пирохлоровые  карбонатиты с содержанием Nb₂O₅ 0,1-1%;

2. Бастнезит-паризит-монцонитовые карбонатиты с содержанием TR₂O₃ от десятых долей процента до 1%;

3. Перовскит-титаномагнетитовые  руды связаны с гипербазитами  в ассоциации с карбонатитами;

4. Апатит-магнетитовые  с форстеритом карбонатиты с содержанием железа 20-70%, Р₂О₅  10-15%;

5. Флогопитовые скарноподобные  образования, в коре выветривания  формируется вермикулит;

6. Флюоритовые карбонатиты;

7. Сульфидоносные карбонатиты  с медным оруденением при содержании меди 0,68% и свинцово-цинковым. Минеральные типы рудоносных карбонатитов отвечают различным уровням их возникновения и последующего эрозионного среза (Рис.3).

 

Рис. 3. Схематический  вертикальный разрез рудоносного карбонатитового штока:

1 – карбонатиты; 2 –  ультраосновные-щелочные породы; 3 – осадочно-  метаморфические породы.

 

Геологические структуры, определяющие положение и морфологию карбонатитовых тел внутри массивов, имеют один источник деформирующих усилий и разделяются на две разновидности по их морфологии. Центральные штоки приурочены к цилиндрическим трубкам взрыва. Карбонатитовые жилы приурочены к круговым структурам, среди них выделяют радиальные, кольцевые (падающие от центра), конические (падающие к центру).

Формирование массивов ультраосновных щелочных пород с карбонатитами охватывает длительный интервал времени и делится на четыре этапа магматической эволюции, разобщенные перерывами внедрения магматических пород:

1 - образуются ультраосновные породы (дуниты, перидотиты, пироксениты);

2 - щелочно-гипербазитовый этап с формированием биотитовых пироксенитов и перидотитов и мелилитсодержащих пород;

3 - ийолит-мельтейгитовый  этап характеризуется появлением  пород от якупирангитов (крайне  меланократовая бесполевошпатовая  ультраосновная щелочная порода) до уртитов (существенно нефелиновая порода);

4 - внедряются нефелиновые  и щелочные сиениты. После этого  возникают карбонатиты. 

Все этапы сопровождаются формированием комагматичных даек. Весь интервал времени, охватывающий становление массивов может охватывать несколько десятков и даже первых сотен миллионов лет. Длительное развитие ультраосновных щелочных пород и сопровождающих их карбонатитов происходило в широких рамках температур и давлений.

 Ультрабазиты формируются  при температурах 1350-1100^оС, нефелиновые сиениты – 750-620^оС, карбонатиты первой стадии 630-520^оС, второй стадии 520-400^оС, карбонатиты третьей стадии 400-300^оС, карбонатиты четвертой стадии 300-200^оС. Значительная вертикальная протяженность карбонатитообразования свидетельствует об изменении давления от верхнего уровня (близ поверхности земли) до глубинных горизонтов 100-60 МПа.

Магматическая гипотеза. Форма тел карбонатитов говорит  о возможном их образовании при раскристаллизации из магматического расплава. Об этом свидетельствуют обломки вмещающих пород в карбонатитах, флюидная текстура некоторых карбонатитов, наличие в составе карбонатитов остывших расплавленных включений  с температурой гомогенизации 880-558^оС. Последнее обстоятельство позволило поставить вопрос о явлении магматической ликвации с отделением карбонатного расплава при температуре 900±50^оС. Эти представления подтверждаются экспериментальными данными.

Гидротермальная гипотеза. Никто из исследователей не отрицает наличие карбонатитов гидротермально-метасоматического происхождения. В пользу этой гипотезы свидетельствуют следующие данные: наличие постепенных переходов от карбонатитов к замещаемым им породам;

- наличие реликтов незамещенных силикатных пород, пронизанные сетью прожилков; метасоматическая зональность в распределении минеральных ассоциаций, на контакте карбонатных и силикатных пород;

- зависимость состава темноцветных и акцессорных минералов карбонатитов от состава замещаемых силикатных пород;

- избирательный характер карбонатного метасоматоза.

 

2) Условия образования осадочных месторождений солей, вертикальная колонка в их разрезе, полезные компоненты месторождений солей и закономерности их распределения в пластах, метаморфизм залежей соли.

 

Осадочными называются месторождения полезных ископаемых, возникшие в процессе осадконакопления на дне водоемов. По месту образования они разделяются на речные, болотные, озерные и морские; среди

последних различают  платформенные и геосинклинальные. Тела полезных ископаемых этой группы имеют сингенетичный характер, залегают согласно с вмещающими их осадочными породами и обычно занимают строго определенную стратиграфическую позицию. Они имеют форму пластов, иногда расщепляющихся, и плоских линз, которые вследствие метаморфизма и тектонических движений могут быть деформированы и приобрести более сложные очертания. Среди них известны и современные, но наиболее распространены древние ископаемые образования.

Осадочные месторождения, особенно морские, как правило, обладают

крупными размерами. Отдельные  их пласты протягиваются на десятки километров и более; мощность пластов может быть различной — от 0,5 м (угли Донецкого бассейна) до 500 м (соли Соликамска).

Большинство исследователей относит галогенные отложения к  эвапоритам, то есть к образованиям, возникшим при испарении природных вод. Это положение базируется на многих факторах и, прежде всего на почти полном соответствии минеральных ассоциаций эвапоритов и вмещающих их пород солевому составу исходных вод и рассолов и характеру протекающих в них физико-химических процессов.

Гидрохимический тип галогенеза определяется составом поверхностных и подземных вод, питающих солеродные бассейны. Поэтому влияние структурно-геологических и ланшафтно-климатических факторов на галогенез более выражено, т.к. в этом случае они контролируют не только закономерности размещения, размеры и продолжительность существования солеродных бассейнов, но и обуславливают особенности формирования состава и распространения питающих их вод. Но поскольку структурно-геологические и ланшафтно-климатические условия различных участков Земли неодинаковы и со временем изменяются, то и история галогенеза складывается не только из количественных, но и из качественных изменений как в пространстве, так и во времени.

Это предопределяет, во-первых, разнообразие гидрохимических типов соляных озер даже в пределах одного региона, во-вторых, сравнительно редкое сочетание условий, благоприятных для возникновения крупных солеродных бассейнов, где могли бы формироваться мощные залежи эвапоритов, в-третьих, более жёсткие условия для захоронения и сохранения отложившихся солей.

Естественно, что даже при благоприятных  тектонических, геоморфологических и  гидрохимических предпосылках галогенез  не может интенсивно развиваться, если нет в наличии аридного или  полуаридного климата.

Большинство современных  соляных озер и солепроявлеий  располагается в аридных и  семиаридных областях почти всех климатических поясов. Горизонтальная зональность распространения их усложняется вертикальной поясностью в горных районах, и соляные озера  могут проникать в другие ланшафтно-климатические зоны. При этом существенную роль играет не региональные, а местные факторы.

Однако климат не только контролирует пространственное положение  областей и узлов соленакопления, но и обуславливает интенсивность, направленность и характер процессов слоеобразования в бассейнах.

Наибольшее воздействие  на галогенез оказывают многолетние (вековые) колебания аридности, выражающиеся в усилении или ослаблении периодических  процессов соленакопления. Это влияние  климата проявляется через понижение или повышение уровней озер, то есть через рост или уменьшение минерализации рассолов и следовательно, интенсификацию или ослабление как изотермических, так и политермических процессов кристаллизации солей.

В зонах жаркого или  умеренно жаркого и теплого климата, где сезонные изменения температур выражены слабо, как циклические (годовые), так и периодические (многолетние) процессы обусловлены в основном колебаниями уровней озер и выражается через изотермические процессы солеообразования.