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.

Политермические процессы характерны для соляных озер умеренного и умеренно холодного климата, где в условиях резко выраженных сезонных изменений температур поверхностных и даже донных рассолов интенсивно кристаллизуется натрон и мирабалит

Солеродный бассейн  представляет собой сложную водно-солевую систему, общая направленность, характер и динамика развития которой на всех стадиях существования определяются воздействием как внешних (тектонический режим, гидрохимические и др.), так и внутренних (размер глубина, изменение уровня, температуры, минерализации, стратификации вод, биологическая продуктивность и тд.) факторов.

На разных стадиях  развития озер (до начала садки легко  растворимых солей) в накапливающихся  осадках доминирует терригенный  и биогенный материал. В содовых озерах уже на стадии пресных вод биогенное осаждение карбонатов кальция и магния сменяется хемогенным, которое на стадии солоноватых и соленых вод резко преобладает.

На более поздних  стадиях, когда концентрация вод  достигает насыщения по отношению к легкорастворимым солям, начинается формирование соляных осадков. Сначала при наличии устойчивого слоя поверхностной рапы к карбонатам кальция и магния присоединяются кальций-магний-натиевые соли типа гейлюссита, которые сопровождают эпизодическую садку соды, троны, мирабилита и галита, образующих новосадку или старосадку солей на дне озера. Устойчивый переход солей в донные отложения начинается тогда, когда донные рассолы также достигают насыщения по отношению к карбонатам. Сульфатам и хлоридам натрия, а озеро в целом находится на стадии прогрессивного усыхания и периодического восполнения солей в поверхностных рассолах.

В осадках соляных  озер, как и вообще в галогенных толщах, часто имеет место чередование  собственно соляных и несоляных  отложений, вызванное периодической сменой условий осадконакопления как в годовых, так и в многолетних циклах. Однако неоднократное растворение, переотложение и перекристаллизация солей, особенно в бассейнах, как правило, ведет к потере первичной структуры и слоистости соляных пород и формированию более или менее однородных пластов различной мощности и часто лишенных слоистости. Еще более сложный характер разрезов возникает в случае вертикальной (химической или температурной) стратификации вод озера или существенных отклонений условий солеообразования на его площади (прибрежные, центральные или изолированные участки и т.д.), что ведет к еще большей пестроте соляных отложений. Растворение и перекристаллизация соляных минералов возможны и при их переходе в корневые залежи и даже при захоронении на стадиях диагенеза и эпигенеза.

Для последующего сохранения соленосных отложений большое значение, по-видимому, имеет тип и мощность перекрывающих их образований, формирующихся  на заключительных стадиях озерного бассейна, а также степень закрытости и раскрытости структур, к которым они приурочены.

Таким образом, анализ размещения и условий образования галогенных формаций показывает, что соленакопление не является каким-то исключением, а  представляет собой закономерное явление  в современном и древнем галогенезе.

Мощности галогенных формаций рассмотренных типов и  площади их распространения колеблются в широких пределах. Уже из этого  далеко не полного перечня видно, в каком широком стратиграфическом  диапазоне известны галогенные формации. В то же время четко выделяются периоды максимальной интенсивности галогенеза: ранний кембрий, средний, поздний девон и пермь.

Возникновение того или  иного типа формаций прямо связано  с интенсивностью погружения дна  бассейна седиментации и в значительной степени определяется, таким образом, структурно-тектоническим фактором. Размещение мощных галогенных формаций контролируется крупнейшими отрицательными структурами земной коры, впадинами на окраинах платформ, прилежащими передовыми прогибами, межгорными впадинами складчатых областей, внутриконтинентальными рифтовыми зонами и развивавшимися на их основе авлокогенами и синеклизами.

Стуктурно-фациальная обстановка накопления галогенных формаций обуславливает  и их морфологию. Так галогенные формации, приуроченные к краевым внутриконтинентальным рифтовым зонам и развившимся на их основе авлокогенам и синеклизам, имеют в плане вытянутую форму, их протяженность во много раз превышает ширину. Галогенные формации внутренних и краевых впадин платформ имеют близкую к изометричной форму площади при очень больших ее размерах.

Существенное значение для оценки продуктивности галогенных формаций имеет их положение в  вертикальных рядах формаций. По В.К. Крумбену, выделяются четыре основных типа взаимоотношений галогенных формаций с перекрывающими и подстилающими ох отложениями:

1) залегает между образованьями  морского генезиса;

2) залегает на морских  и перекрывается красноцветными  породами;

3) залегает на красноцветных  и перекрывается морскими;

4) располагается среди  красноцветных отложений.

Наибольшее число галогенных формаций, с которыми связаны крупные  промышленные месторождения полезных ископаемых, относятся к первым двум типам.

Закономерности распределения  галогенных формаций контролируется также  их положением в крупных седиментационных циклах. В большинстве они связаны с регрессивными этапами осадконакопления. С трансгрессивными стадиями ассоциирует лишь незначительная часть галогенных формаций, в основном мезозоя и кайнозоя.

Метаморфизм залежей соли. Эвапоритовые залежи формируются в результате испарения морской воды. Эвапориты – обширная группа минералов, в число которых входят галит (поваренная соль), гипс и ангидрит (сульфаты кальция), сильвин (хлорид калия); все они имеют важное практическое применение. Эти минералы осаждаются также при испарении с поверхности соляных озер, но в этом случае повышение концентрации редких элементов может привести к дополнительному осаждению некоторых других минералов. Именно в такой обстановке образуются бораты.

Формирование соляных  месторождений происходило неравномерно в истории осадконакопления, с максимальным расцветом галогенеза в конце рифейского, каледонского, герцинского, киммерийского и альпийского этапов геологического развития. Многие соляные месторождения отличаются специфической «соляной тектоникой», обусловленной низкой плотностью и высокой пластичностью солей. Выжимание соляных масс приводит к возникновению соляных куполов.

Некоторые соляные месторождения  содержат бор в виде рассеянного  калиборита. В рассолах некоторых  соляных озер накапливается литий; в соляных водах некоторых озер фиксируются бром и йод.

Группа месторождений  полезных ископаемых осадочного генезиса разделяется на четыре класса: механических, химических, биохимических и

вулканогенных образований.

Химические осадочные месторождения.

Среди хемогенных осадочных  месторождений различают образованные из истинных растворов, к которым  принадлежат соли, гипс, ангидрит, бораты и барит, и возникшие из коллоидных растворов, к которым относятся  руды

железа, марганца, алюминия, а также некоторых цветных и редких металлов.

Месторождения солей

Галогенные, или эвапоритовые, месторождения минеральных солей  состоят из хлоридов и сульфатов  натрия, калия, магния и кальция с  примесью

бромидов, йодидов, боратов.

По условиям образования выделяются:

1) природные рассолы  современных соляных бассейнов, 

2) залежи солей современных  бассейнов, 

3) соляные подземные  воды,

4) ископаемые или древние  залежи солей.

Природные рассолы и залежи современных бассейнов приурочены к депрессиям морских побережий и континентальных впадин. В первом случае они формируются в лагунах морей при выпаривании воды в условиях сухого и жаркого климата с образованием лиманов, сивашей и прибрежных соляных озер. Их примерами могут служить Данузлав в Крыму, Сиваш у Азовского моря, Кора-Богаз-Гол у Каспийского моря, Джаксыклыч у Аральского моря. Во втором случае они возникают в плоских бессточных котловинах сухих и жарких областей при систематическом выпаривании поступающих в них поверхностных и подземных вод. Они известны в Волго-Урало-Эмбенском районе, в Западно-Сибирской и Туркменской низменностях и в других местах.

Соляные подземные воды образуются при фильтрации подземных вод по породам, содержащим в своем составе различные соли.

Ископаемые залежи минеральных  солей формировались в обстановке аридного климата в процессе испарения относительно изолированных лагун и палеоморей. В среднем содержание солей в воде современного Мирового океана равно 3,5 %, или 35 г на 1 кг воды, повышаясь в морях с затрудненным водообменном до 3,9 % (Средиземное море) и даже 4,2 % (Красное море). При интенсивном разбавлении реками содержание солей снижается, например в Финском заливе Балтийского моря до 0,35 %.

Все известные крупные  соляные месторождения формировались  в обстановке жаркого и сухого климата в предгорных прогибах или синклинальных прогибах платформ. Их плавное и устойчивое прогибание обеспечивало, с одной стороны, длительное испарение и концентрацию солей, а с другой — накопление крупных соляных масс, формирующих залежи большой мощности. Такие соляные месторождения известны в Предуральском, Предкарпатском, Закарпатском, Донецком, Предпиренейском, Предатласском, Предкордильерском и других передовых прогибах, а также в Прикаспийской, Днепровско-Донецкой, Московской, Ангаро-Ленской, Вилюйской, Польско-Германской, Северо-Германской, Внутриамериканской и других синеклизах, поперечных прогибах и краевых впадинах платформ.

Осадочные месторождения  полезных ископаемых солей имеют огромное промышленное значение.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

 

1. Антипин В.Н., Васильева В.П., Вахромеев С.А. и др. Краткий курс месторождений полезных ископаемых. М.: Изд."Высшая школа".1967. – 472с.

2. Бетехтин А.Г., Голиков А.С. и др. Курс месторождений полезных ископаемых. 3-е изд. - М.: Недра, 1964. - 590 с.

3. Вахромеев С.А. Месторождения полезных ископаемых, их классификация и условия образования. Изд. 2-е, перераб. и доп. М.: Недра, 1979.- 288 с.

4. Геология и разведка месторождений полезных ископаемых: Учебник для вузов // Под ред. В. В. Ершова. М.: Недра, 1989. - 399 с.

5. Иванов А.А. Природные минеральные соли. Москва 1951. стр.31.

6. Исаенко М.П. Определитель текстур и структур руд. Москва: Недра, 1964. - 155 с.

7. Краткий курс месторождений полезных ископаемых. Под ред. В.Н. Зверева, П.М. Татаринова, А.Г. Бетехтина. М.: Геолого-разведочная литература, 1938. - 471 с.

8. Лепешков И.Н. Природные соли и их значение в народном хозяйстве. Всесоюзное общество по распространению политических и научных изданий. Издательство «Знание», Москва, 1957. стр. 5

9. Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород. Москва 1984. стр. 196-202.

10. Проблемы соленакопления. Том I. Издательство «Наука». Сибирское отделение. Новосибирск 1977. стр.16-20,34-48.

11 Месторождения полезных ископаемых: учебник для вузов/ В.А. Ермолов, Г.Б. Попова, В.В. Мосейкин и др.; Под ред. В.А. Ермолова. М.: Изд-во МГГУ, 2001. - 570 с.

12. Поляков В.Д. Природные соли. Издательство «Знание». Москва 1961.

13. Самойлов В.С.Фации карбонатитов. М.: Наука, 1977.