Эксплозивные и кристаллизационные месторождения

К этой группе относятся месторождения ранней и поздней кристаллизации. Их также называют раннемагматическими и позднемагматическими.

Кристаллизационные месторождения, в отличие от ликвационных, характеризуются разнообразием рудопродуктивных комплексов, таких как алмазоносный, хромитовый, титаномагнетитовый, ванадиево-железо-медный, апатитовый и редкометалльный.

Алмазоносный комплекс представлен диатремами кимберлитов и лайковыми телами лампроитов, в пространственной связи с зонами глубинных разломов. Однако сами алмазы образовались в зоне субдукции на глубине 200—250 км из вещества пелагических осадков раннепротерозойских океанов (рис. 2.2). Месторождения алмазов в кимберлитовых трубках широко развиты на Сибирской, Африканской, Индийской и Австралийской платформах. Алмазоносная лампроитовая формация известна в Западной Австралии, где открыта трубка «Аргайл», одна из богатейших в мире, с содержанием алмазов 7 кар/т. Она залегает в поясе докембрийских метаморфических пород, перекрытых платформенным чехлом палеозойских вулканогенноосадочных пород в пространственной связи с глубинными разломами. Размеры трубки в горизонтальном сечении 2 • 0,15 — 0,5 км.

Рис. 2.2. Процесс формирования глубинных расплавов щелочно-ультрамафитового, ламнроитового и кимберлитового составов в рифее, палеозое и мезозое (по [26]):

а — щелочно-ультрамафитовых интрузий; б — меллилитовых; в — алмазоносных лампроитовых или кимберлитовых субвулканических комплексов; 1 — литосфера; 2 — астеносфера; 3 — раинепротсрозойская океаническая кора с перекрывающими се тяжелыми железистыми осадками; 4 — континентальная кора (AR — архейского, PR_t — раннепротерозойского возрастов);

5 — глубинные расплавы Минеральный состав кимберлитов очень сложный: выделяются минералы собственно кимберлитов (алмаз, оливин, пироп, ильменит, хромшпинелиды, флогопит, графит, магнетит, авгит и апатит), а также минералы ксенолитов (гранаты, пироксены, нолевые шпаты, амфиболы, биотиты и др.). Кроме того, присутствуют гидротермально-метасоматические и гипергенные минеральные новообразования.

Хромитовый комплекс на иротоплатформах сформировался в полностью дифференцированных базальтоидных интрузивах мощностью более 3—4 тыс. м. Большинство исследователей считают, что он является продуктом камерной кристаллизации базальтоидной магмы в условиях платформенного режима. Кристаллизационная дифференциация протекала в спокойных тектонических условиях путем магматической седиментации при участии конвекционных течений и турбулентных потоков, обусловивших в целом стратификацию и ритмичную слоистость рудопродуктивных комплексов.

Месторождения хромитов протоплатформенных областей характеризуются высокой общей железистостью и низким отношением Cr₉0₃/Fe0. Месторождения этой формации содержат три четверти разведанных мировых запасов хромитовых руд. В складчатых областях месторождения хромитов связаны с дунит-гарцбургитовыми комплексами в офиолиговых поясах. Офиолиговые покровы с характерными месторождениями хромитов кимперсайского типа формировались в коллизионных зонах схождения континентальных плит.

Известны две гипотезы их происхождения: 1) при кристаллизации ультраосновного расплава в земной коре с обособлением хромшпинелидов на позднемагматическом этапе; 2) образование в мантии стратиформных основныхультраосновных комплексов с сингенетическими пластами хромитов и последующее внедрение их в земную кору.

Для хромитовых месторождений, связанных с офиолитовыми породами, характерны линзообразные залежи и жилы с групповым расположением в виде линейных, кулисообразных или ноясовых зон. Протяженность и ширина рудных тел превышает 1000 м, а мощность достигает 230 м. Контакты рудных тел четкие. Руды сложены в основном хромшпинелидами и оливином. Высокохромистые руды (Сг₉0₃ > 50%) приурочены к более низким стратиграфическим горизонтам, а высокоглиноземистые (А1₂0₃ > 15%) — к высоким. В рудах содержатся платиноиды от сотых долей до первых граммов на тонну.

Титаиомагиетитовый комплекс включает собственно титаномагнетитовые и титаномагнетит-ильменитовые с ванадием месторождения, локализованные в габбро-анортозит-пироксенитовых комплексах. Они сформировались в процессе внутрикамерной дифференциации основной магмы в гранулито-гнейсовых поясах.

Крупные титаномагнетитовые месторождения известны лишь на территории России (Качканарское и Гусевогорское на Урале). Титано-магнетит-ильменитовые месторождения приурочены к анортозитовым массивам, достигающим по площади нескольких сотен и даже тысяч квадратных километров (Адирондакские горы в США с месторождениями Санфорд-Хилл, Ор-Маунтин и др.; Джугджуро-Становой анортозитовый пояс в Сибири). Руды этих месторождений метаморфизованы, характеризуются высоким качеством и легкообогатимы.

Рудные тела представлены зонами, пластами, линзами и жилами с различной насыщенностью вкрапленной минерализации титаномагнетитом, магнетитом, ильменитом и постепенным переходом к сплошным рудам. Основными силикатными минералами титаномагнетитовых руд являются оливин, пироксен, плагиоклаз. В метаморфизованных титаномагнетит-ильменитовых рудах они преобразовались в амфибол, эпидот, актинолит, хлорит.

Ванадиево-железо-медный комплекс может рассматриваться в парагенезисе с титаномагнетитовым. Они имеют сходные геологическое положение, морфологию тел и петрохимический состав. Однако отличаются минеральным составом руд.

Формирование апатитового и редкометалльного комплекса возможно связано с внедрением базальтовых меллитовых (существенно нефелиновых) расплавов зон субдукции (см. рис. 2.2, б). Источником фосфора и литофильно редких металлов также служили пелагические осадки в океанах, в глубинных зонах субдукции.

Апатитовый комплекс приурочен к дифференцированным поясовым массивам нефелиновых сиенитов. Площадь массивов достигает п • 10⁴ км². Пологие линзовиднополосчатые апатитовые залежи имеют протяженность десятки километров, при мощности в первые сотни метров. Содержание апатита изменяется от 15 до 75%. Такие массивы известны на Кольском полуострове (Хибины), в Канаде (Сент-Илер), Бразилии (Посус-де-Калдас).

В месторождениях Хибинского массива среднее содержание Р₂0₅ составляет 14—18%. Сам массив представляет собой позднедевонскую многофазную зонально-концентрическую интрузию центрального типа (рис. 2.3).

Редкометаллъный комплекс, связанный со стратифицированными массивами агпаитовых нефелиновых сиенитов, отличается от апатитовых геохимической специализацией, обусловившей возникновение лопаритовых титан-редкоземельно-ниобиево-танталовых руд (месторождение Ловозеро). Основным рудным минералом является лопарит в ассоциации с апатитом, нефелином, эгирином, эвдиалитом и сфеном.

Рис. 23. Схема геологического строения Хибинского массива (по А. В. Галахову, 1975 г.):

• 1 — четвертичные отложения; 2—4 — нефелиновые сиениты (2 — хибиииты, 3 — фойяиты, 4 — рисчорриты и ловчорриты);
• 5 — уртиты и ийолиты; 6 — апатитовые руды с нефелином и сфеном; 7 — карбонатиты; 8, 9 — вмещающие породы (8 — протерозойские сланцы и эффузивы, 9 — архейские гнейсы); 10 — элементы залегания