Синяков В.И. Основы теории рудогенеза
Подождите немного. Документ загружается.
физма
.
Мусковитовы
е
пегматиты
формируются
на
глубинах
7-
10
км
в
з
о
нах
метаморфизма
амфиБОЛllТОВОЙ
фации
(р=6..;-.9
кбар
;
Т=650..;-.680
0
С).
М
.
Е
.
CaJlbe
и
В
.
А
.
Глебовицкий
указывают,
что
промышленная
муско
витоносно
ть
Карельской
ПРОВИНЦИI1
опре
д
еляется,
во
-
первых,
зональным
метаМОРфl1ЗМОМ
Кl1анит
-
силлиманитового
Тl1па
и,
во
-вто
рых
,
не
Зl
l
аЧ
l1т
ель
ным
с
падом
да
вления
с
6,5
до
5
кбар
при
понижении
температуры,
что
создает
ОПТl1мальные
условия
прот
е
кания
в
пегматите стадии
КI1СЛОТНОГО
выщелачивания
(мусковитиз
а
ции)
.
Мускови
т
обра
зуетс
я в
процесс
е
гид
ролиза
по
ле
вых
шпатов
в
УСЛОВI1
Я
Х
относительно
высокой
(pH=2,5
";-'
-I.
5)
КИСЛОТНОСТI1
среды
(Н
.
и
.
Пономарева
,
В
.
В
.
Гор
д
иенко)
.
Температур
а
формирования
кварц
-
мусковитового
комплекса
400- 3400
С,
МУСКОВlпа
пег
MaTol1
A
HOrO
типа
370- 3500
С.
Рассчитанные
значения
давле
ния
процессов
мусковитообразования
сос
тав
л
яют
1,25
- 2,5
кбар
(А
.
С.
Никаноров)
.
Некоторые
исследовате
л
и
(Б
.
М
.
ШмаКI1Н
,
г
.
Г.
Ро
д
ионов
и
д
р.)
от
стаивают
гетерогенность
му
с
ковитовых
пегматитов
11
кроме
метаморфоген
ных
выделяют
также
и
магм
атоге
нные
(магматичеСКl1е
и
постмагматиче
ские)
разности
.
Это
и
понятно,
так
как
в
толщах
метаморфичеСКI1Х поро
д
аМфl1болитовой
фации
появ
лен
ие
анатектических
расплавов
обязательно
.
Р Е
Д
К
ОМ
ЕТД
Л
Л
ЬНЫ
Е
П
ЕГ
М
ДТ
И
Т
Ы
К
да
нному
к
л
ас
су
относятся
месторож
де
ния
,
характеризующиеся
бе
ри
ллие
вой,
литиевой,
тантал
-
це
З
l1евой,
НI10БИЙ
-
ИТ
ТР
l1
евой,
ураli-редкозе
ме
ль
ной
минераЛl1заЦl1еЙ
.
Кром
е
того,
ОНI1
могут
служить
И
СТО
ЧIiИКОМ
мус
ковита
и
высококачествеННОI
·
О
керамического
с
ырья
(микроклина)
.
Иног
да
в
них
появляются
ювелирные
каМIiИ
-
КУIiЦИТ
,
воробьевит,
полихромны
е
и
цвеТliые
турмаЛИIiЫ
.
Минеральный
состав
р
ед
ком
етаЛJ
IЫIЫХ
пегматитов
оч
е
нь
сложный
.
Большинство
(60% )
ре
дко
металльных
п
егматитов
имеют
до
кемБРl1Й
С
КНЙ
возраст
и
ра
з
мещаются
н
а
д
ревних
щитах
.
И
звест
ны
та
кже
месторождения
в с
кла
д
чатых
структурах
ф
а
н
е
розоя
.
В
д
окембрийских
образованиях
р
ед
ко
мет
алльные
пегматиты
распо
лага
ются
по
периферии
д
ревних
щитов
и
срединных
массивов
в
пределах
линейно
вытянутых
прогибов
.
Они
КОIiТРО
лируются
теКТОliичеСКИМI1
з
онами
и
областями
ра
З
ВI1ТИЯ
поро
д
амфибо
л
и
товой
фации
(ан
д
аЛУ
З
ИТ
-
СИЛ
Л
l1маliитовая
субфа
ция)
.
С
вя
з
ь
с
гранитаМI1
у
таких
месторождений
н
е
устанавливается
.
В
склад
ч
ат
ы
х
областях
ф
а н
е
розоя
редкометалльные
пегма
т
иты
приурочены
к
по
стс
кла
д
чатым
тектони
ческим
зонам
вблизи многофаЗIiЫХ
гранитоидных
интру
з
ий.
Месторож
де
ния
располагаются
пре
д
почтительн
ее
в
зоне
экз
оконтакта,
и
их
ра
з
м
е
щени
е
контролируется
морфологи
е й
кровли
.
Практич
ес
ки
вс
е
пе
г
матитовы
е т
ела
являются
жилами
выпо
л
нения
.
Морфологически
это
п
л
итообра
з
ные
жи
л
ы
с
ра
зд
увами
и
пережимами
,
трубчатые
и
штокообра
З
liы
е
зале
жи
.
Ра
з
меры
отдельных
тел
по
простира
нию
составляют
многи
е
десятки
и
сотни
метров
.
Крупные
Жl1льные
тела
ОТ
Jl
ичаются
хорошей
диффереliцироваliliОСТЬЮ
и
з
ональностью
строения.
С
КОП
J
lеl1ИЯ
ре
д
коме
таллы
iхx
минералов
в
пегматитах
носят
локалыiй
й
ха
рактер
и
предст
авле
llЫ
в
форме
отдельных
гнезд
и
ли
з
он.
Такие
у
частк
и
за
нимают,
как правило,
в
е
рхни
е
части
п
егмат
итовых
жил
и
составляю
т
небольшую
часть
их
объема
.
40
Ре
д
кометал
ль
ные
п
егмат
и
т
ы
по
сравнению
с
мусковитовыми
п
е
гмати
тами
образуются
в
обстановке
меньшей
глубинности
(3,5- 7
км)
.
Распро
странение
пегма
т
итовых
по
лей
по
вертика
л
и
дост
иг
ает
3- 3,5
км
.
Пегматиты
_tp('B
II
IIX
мет
а
~I()Рфll
'
ll
'
l
'
I\IIХ
комп
ле
к
с
ов
г
е
нерир
уютс
я
в
условиях
вы
со ко
градиентного
метаморфизма
и
св
я
з
аны
с
проц
ессам
и
метаморфиэма
чер
ез
аллохтон
ны
е
гранитои
д ы
опре
деле
НIЮЙ
с
п
ец
и
ал
и
зац
ии
.
Пр
оцесс
стаНОВJlе
ния
т а
ки
х
п
ег
матитов
з
начите
л
ьн
о
СJl
ожн
ее, ч
ем
мусковитовых,
в с
илу
при
сутств
ия
в
ра
сплаве
целого
ря
да
элеме
нтов
-
1ин
е
р
аJl
и
заторов
(Na,
Li,
С5
,
Ве
,
F
и
д
р
.
)
.
В
молодых
с
к
ладчат
ы
х
оБJlастях
р
ед
ком
етаJlJlь
ные
п
егмат
и
т
ы
яв
Jl
яют
с я
конечным
про
ду
ктом
д
иффер
е
нциации
пост
с
к
лад
ч
ат
ых
гранитоидных
комп
ле ксов
.
Высокое
содержание
в
р
ас
плаве
минераJlизаторов
и
зме
ня
е т
проц
есс
ста
нов
ле
ния
пегм
а
титов
таким
образом,
что
н а
чиная
с
сам ы
х
ранних
ста
дий
формирования
пегм
ат
итового
теJlа
и
до
е
го
за
в
е
рш
е
ния
р
аз
вивают
с я
процессы
автометасоматоза.
Ве
дущ
им
из эт
их
проц
ессо
в
ЯВ
Jl
я
етс
я
аJl
ьби
тизация,
с
нею
в п
егмат
ит
ах
с
вя
за
на
конц
ен
трация
ра
зл
ичны
х
р
едкоме
таЛJl
ЫiЫ
Х
минералов
(сподумена,
беРИJlла,
амБJlиго
нит
а и
д
р
.
)
.
По
да
н н
ым
Л.
Ш
.
Ба
за
рова,
с
по
думе
н
из
кв
а
рц
-аJlьб
итов
о
й
зо
ны
образуется
при тем
п
ературе
560- 4
О С.
ta
II
H
I
.'
IO
-
КО
:
l
ум
БIIТ
II
З
kbaPI1
-
К
Л
<:'l3
е
.'
l
а
ll;tllтовоii
зо
ны
-
при
580- 4000
С,
беРИJl
Jl
и
з
за
норыш
ей
-
при'420
-
1
60
0
С.
ДаВJlе
ни
е в п
ег
матитовой
камере
Гiри
формиров
а
нии
р
ед ко
метаЛ
,
n
ЫiЫ
Х
пегма
т
итов
изме
ня
ется
от
2,8
до
0,4
кбар
.
ХР
УС
Т
АЛЕ
НО
С
НЫ
Е
(
КАМ
Е
РНЫ
Е)
П
П
М
АТ
И Т
Ы
Хрусталеносными
на
зываютс
я
пегматитовые
тела
с
крупными
по
лост
ями
(камерами),
соде
ржащи
м
и
ПРОМЫШ
Jlе
нно
ценные
ско
п
ле
ния
кри
стал
013
кварц
а,
ф
Jl
юорита
,
пол
е
вы
х
шпатов
,
топаза
и
беРИЛJlа.
Они
и
звест
ны
в
ря
де
районов
ССС
Р,
в
МОIIГ
О:
""I
.
""
т
ае
.
БР<1
З
II
:
IIНI.
1
1<
1
О
.
Ма
:
t<1г
ас
к
з
р.
в
Юго
-
В
ос
-
.
точной
Африке
.
В
о
в
сех
слу
чаях
х р
устзле
но
с
ны
е
пегматнты
залегают
и е
по
с р
едстве
нно
сред
и
материнских
гранит
ов,
которы
е
яв
л
яют
с
я
oAHoBpeMellHo
и
источни
ком
вещества,
и с
ре
д
ой,
в
кот
орой
осуществляется
п
ег
м
атитовый проц
есс
.
Характерно,
что
пегматиты
с
вя
за
ны
с
гип
а
бисса
л
ьными
и
приповерхно
ст
ными
,
посторог
е
нными
гранитными
массивами,
сод
е
ржащими
повыш
е
н
ное
КОЛllчество
щ
елочей,
фтора,
н
ередко
бора
и
фо
с
фор
а
и
с
формировав
шимисн
11
ге
ктонич
ес
ки
наиболе
е
с
покойной
обстановке
.
Камерные
п е
гматиты
ло
ка
л
и
зуютс
я
в
при
к
ров
en
ьной
зоне интр
уз
ий по
полог
и
м
КОIIтраКЦИОНflЫМ
т
рещи
н
ам
(рис
.
4).
В
OTAe
Jl
bHblX
интру
з
ия
х
они
ра
с
пр едел
яю
тс
я
нера
в
но
мерно:
могут
в
ст
речать
с
я
разрозненно
или
образовывать
группы
из
многих
с
отен
тел.
Четко
выраженн
ая
св
я
зь
х
руста
ле
но
с
ных
пегм
атитов
с
крупными
(региональными)
тектоническими
ст
руктурами
,
к
а к
прави
ло
,
от
сутст
в
ует
.
Вертикальный
ра
зм
а х р
азвити
я
камерных
п
егматитов
обычно
составляет
200- 300
м
и в
исключительных
слу
чаях
дост
ига
е т
I
км
.
Форма
тел
-
и з
ом
ет
ричная,
овальная,
л
ин
зовид
н
а
я
.
БО
J
lЬШИН
СТ
ВО
ка
мерных
пегматитов
имеют
отчетливую
ст
рукт
ур
но-вещ
ес
тв
е
нную
зональ
flOCTb
.
Зоны
распо
ла
г
а
ются
в
таком
поря
д
к
е:
а)
аплитовая
и
графическая
(обра
зуют
внешнюю
оторочк
у);
б)
п
егм
атои
д
ная
и
БJlоковая
по
ле
ВОШllа
-
41
+ +
+
+
Ри
с.
4.
Со
ср
ед
ото
чени
е
камерных
п е
гмати
т
ов
в
по
л
о
го
к
у
по
ль
ной
части
гpaНlITHOГO
масс
ив
а
I -
~фф~
tII
ОI
I
U
·
f)са
ДU
'
Н
I!.I{'
IIОJЩДЫ;
'}
11':lI
I
IITI1oI
:
lеiiКОКР
ЛТQ
'Iыс
:.1
11'<IIIIfTbl
Шlllk U
.
'1ЫlOfi
1
t:JI..
T
II
.
IН1
СЩ
Щ
.
'
I!·
Il
bIl'
1'
,llllllblM
II
""' Лк"I'
I(
,'
Н
IIЯ
МlI
11
IIГ
Г
!H TII
TfiM
11;
4 -
K3:-'1
t.
'
Р
ll
blt
>
IICI'
)1i!IIII
'
bj
~
п.10IlН'НlIUП,
IIFТОКОufii1а
:
шоjj
11
Н С'
'
ч
>oI
RII
.lI
ыit
форм
,
...
:
.1
-
KOIITpa
K
HllUlltlble
ТР
t. '
ЩII
НЫ
OTAl'
.l
lbIlO
('
T
II
.
товая;
в)
кварцевое
ядро.
Камерная
зона,
представленная
одной
или
не
сколькими
полостями,
которые
заполнены
кристаллами
и
их
обломками,
пuгруженными
в
глинистое
вещество,
тесно
связана
с
кварцевым
ядром
и
обычно
располагается
под
кварцевой
«шляпой».
Наиболее
интересные
камеры
IIмеют
объем
35-
40
м
3
,
отдельные
полости
достигают
250
м
3
.
Вокруг
камер
отмечаются
системы
радиальных
и
концентрических
трещин.
Строение
полостей
в
промышленных
камерных
пеГ~1атитах
сле
д
ующее
(рис.
5):
на
верхней
кварцевой
стенке
находятся
преимущественно
хорошо
ограненные
кристаллы
кварца;
к
бокам
камеры
появляются
кристаллы
топаза
и
слюды; донная
часть
сложена
друзами
клевелаНДlпа,
МИКРОКJlина;
центральная
часть
камеры
ВЫПОJlнена
мелкообломочным
кварцевым
мате
риа
J
ЮМ
.
Под
камерой
располагается
околозанорышевая
зона
выщеJlа411ва
ния
с
альбитом
,
слюдами.
ф
Jl
ЮОРИТОМ
,
обедненная
кварцем
вплоть
до
П
О
.
1-
ного
его
выноса
.
Среди
камерных
пегматитов
выдеJlЯЮТ
:
1)
ШJlировые,
остаточные,
воз
НlIкающие
из
остаточных
флюи
д
ов
на
месте
первоначальной
локали
з
ации
пегматитообразующих
расплавов
и
имеющие
обычно
шаровидную
ИJlИ
ЭJlЛИП
с
ои
д
ную
форму;
2)
жильные
с
полостями
растворения
и
переработки
.
Ге
н
ез
и
с
к
аме
рны
х
п
егмат
и
т
ов
.
для
объяснения
генезиса
шлировых
камерных
I1егмати
т
ов
преМlOжена
модель
Н
.
П.
Ермаковым
[1957
г
.
]
и
И
.
Т.
Бакуменко
[1984] .
Они
считают,
что
формироваНI1е
камерных
пегма
титов
происходит
на
малых
глубинах
в
тектонически
спокойных
участках
l '
раНИТIIЫ
Х
интрузий
в
замкнутых
остаТОЧliЫХ
«
очажках»
магмы
,
обога
щенной
подой
(до
I
О ве
с.
%),
кислотными
компонентами
(Si0
2
,
В
2
О
з
,
F)
и
ще
J
10чами
.
Такие
остаточные
очажки
локализуются
в
верхних
частях
гранитных
ин
т
рузий,
обычно
под
экранами
из
плотных
пород
и
про
д
олжают
существовать
в
то
время,
когда
вмещающие
их
граниты
в
основном
нахо
дятся
уже
в
твердом
состоянии
.
Судя
по
расплавным
включениям
в
кварце,
формирование
всех
зон
камерного
пегматита
-
аплитовой,
графической,
полевоwпатовой
б
.
юковоЙ
и
кварцевого
ядра
-
происхо
д
ит
в
процессе
кристаJl
.
1изации
о
с
таточного
магматического
раСI1
J1
ава
при
температуре
660- 5500
С,
что
несколько
ниже
температуры
формирования
вмещающи
х
42
+
/
+ +/
+/
+
(
+ \
+ +\
+!
+
+
1+
+ +12 [I2]J
I:.-f.
+1
1!I!I5
~8
~7U81-~~19
PIIC
. 5.
MfloroKaM
e
plloe
B
II
YT
p"
rpafIJI
THoe
11СГ\-I
<J
ТlIтовое
Tt'
:
1U
ЭЛ
J
IIНI
СОllдалыю
ii
формы
(по
В
.
Н
Т
руфзнову).
I -
DмеЩillOlШlil
I
PUIIIIT;
2 - I p<t
llllf
·
C!II
.'
IIT
: 3 -
П
II ':
ЬМСlIныil
l
·
r~)IIIt
T.
I I
PI.'i!
I(
'
111I111I
HH
liJllIIblI
M, I
pftH
II
T.
5 -
11
(,.1t'
8bIr
1IJ11.JTt.f. 6
"D~PI~
U
~
Нl
r
}e.
7 t<!1I1Cf:t
.A
.1bI
KI
Hlp
1t;t ; 8
а
.
'11
.6I1
Т;!)
(1 11
~1IН'Jt:3Мt
'
I)lНIЯ
r.111
11
"'3 .
материнских
гранитов
.
даВ
Jl
ение
ф лю
и
д
ов
в
пегмапlТОВОЙ
системе
благо
да
ря
ее
относительной
замк
н
ут
ости пр
е[J
ышает
Лl1тостатическое,
ДОСТИГаЯ
4- 4,9
кбар.
В
конечную
стадию
кристаJl
Jl
изации
пегматитового
раСП
Jlава
в
нем
воз
никают
обособJl
е
ния
избыточн
ого
фJlюида.
в
ко
т
ором
кроме
во
ды
с
одержится
углеКИСJlота.
ПОЯВJlен
ие
камер
в
пегматите
связано
именно
с
объединением
таких
мелких
флю
идных
«
пу
:
щрей»
В
одно
И
.
1И
не
скол
ько
крупных
фJlЮИД
ных
обосо
б.'lе
НIl
t1
.
Камр:'
з
ВО ЗН
lIк
ает
в
резу
.
lьтате
траllсфuрмаUИ~1
газово
жидкого
флюи
д
а
при Сllиженни
температуры
в
остаточный
ВОДНО-УГJlекис
ЛОТIiЫЙ
раствор.
МlIнералы.
вырастающие
н
а
стеliках
камеры,
образуются
в
постмагматический
этап
из
гидротеРМ<lJII
>
НЫХ
растворов
при
TeMllepa-
туре
410-
2300
С
в
одних
раЙОliах
и
500- 2000
С
в
других.
действием
этих
растворов
объясняются
также
мета
сомати
ческие
изменения
в
породах,
при
мыкающих
к
занорышу.
И
с
точником
гидротермаJlЬНЫХ
ра
ст
воров
служит
флюид,
обособившийся
от
пегматитового
расплава
,
а
не
поступивший
в
систему
извне
.
43
В
модеnи
А.
И.
Захарченко.
Я
.
Н
.
Соколова,
С.
В
.
Венедиктова
11
958
г
.
,
1
960
г.
1
важная
роль
в
формировании
хрусталеносных
пегматитов
отводится
пр
оцессам
по
стмагмат
ич
еской
перекристаJlлизации
и
сегрегации.
По
мнению
эт
и х и
сследователей,
камерные
пегматиты
образуются
в
результате
СКОПJlе
ния
в
верхних.
апикальных.
ч
астях
гранитных
массивов
высокотемператур
ных
флюидов
и
частичного
пер
плав
лен
ия
ими
наиболее
легкоплавких
ра
З
IЮВI1
ЩlOстей
граНИТОl1ДНЫХ
поро
д
с
посл
ду
юшим
Иlпенсивным
разви
тием
процессов
пер
КРl1сталлизации
и
сегр
гации.
Формирование
основной
массы
кристаJlЛОВ
кварца
в
таких
пегматитах
происходит
в
полостях
ра
ст
во
рения
н
переработки.
Ин
тенсивное
вышелачивание
н
преобразование
по
род.
IlДушие
в
нижней
чаС
Т
II
полости,
сопровождаются
ростом
кварца
и
других
м
ин
ералов
в
верхней
части
камеры.
РУДНЫ
Е
ФОРМАЦИИ
ПЕГМАТИТОВЫХ
М
ЕСТ
ОРОЖДЕНИЙ
1.
ФОРАfQЦШf
редкозе
,
lf
ель
ны
х
n
ezt
fQTLl
TOB.
Формир
уется
на
глу6инах
60
.
1ее
11
км
.
несомненно
им
еет
связь
с
ЯВ
J
l
еf
lllЯ
М
И
а
нат
ексиса
н
прнурочена
к
глубокометаморфи
зованным
породам
гранул
и
товой
фации
(Р=
10
-;.-
11
кбар,
Т
=
750
·
е).
д
л
я
[1(
~Г
Ma
TIIТOB
характерно
пре06ла
д
аНllе
МIIКРОКЛИНii
и
OTCYTCTB
lle
мусковита:
нзре
д
ка
встре
чаетен
редко
зе
ме
J
IЫ
l
ая
минераJlI1З:J\НIЯ
(Ti.
'
Ь.
Т
а.
ре
д
кие
зеМJlН
l!ериевоi1
11
ИТТРI
·
I
евой
г
руппы
:
0pT
II
T.
бгтаф
l
П
,
Ф
РГУ
СО
НIП.
юнаl!IIТ
н
д
р.)
.
Вы
дел
яют
ортитов
ы
е.
мона
ц
итовые,
T
II
Ti1
11
0-
ни
оU
н
еl.lые
11
урановые
редкоземельные
п
е
l
-
маТIIТbI
(Канада.
США.
l-Iорв
еГ
Il
Я.
Фин
IЯI
IД
IIЯ)
.
2.
ФОРАfQЦLlЯ
слюдо
н
ос
ны
х
LI
кеРQ,
\щ,/
еСКLlХ
ne
ZAfQTflTOB.
В
ОЗИlIкает
на
rJl
y
611Hax
7 -
11
км.
связаllа
С
КО~1ГIлексом
IЮРО
Д
амфн60Лftтовой
фании
(стаВРОЛlIТ
-
кианитовой
су6фаНIIII)
.
П
егмаТ
II
ТОl!ые
TeJla
ПРllурочены
к
полостям
отслоеНIIЯ
11
другим
формам.
06УСJlОIJ
J
lеЮIЫМ
СКJlад
ч
атостью
11
сопровождающим
ее
треЩllllо06разованнем.
е
этоii
форм
ацие
ii
связаны
В
е
ме
сто
рождения
lycKoBIITa (
сер,
Ин
дня.
Мадагаскар
11
д
р.).
З.
ФОРАfQЦllЯ
редКОАlеТQЛЛЬНЫХ
neгMaТUToв.
Ме
сторожде
lll-IЯ
формируются
н а
глу6Иllе
4- 6
км.
06ычио
н
аходятся
Blle
матеРЮIСКllХ
гра
ни
т
ны
х
l
аСС
I
1ВОВ
.
Во
всех
Tll
llax
peAKOMeTaJlJlbHbIX
пегмаТlIТОВ
I.IIIIPOKO
ра
З
Вlпа
по
зд
няя
<lльБ
IlТll
заIНIЯ.
с
KOTOPOl1
связаllО
оруденеllие
6еРИJlmlевое.
Лlпиевое.
тантаЛО-IIlю6
l1
евое
(Канада.
С
ША,
Ав
ст
ра
IIIЯ)
.
4.
ФОРАfQЦflЯ
ХРУСТQленос
ны
х
lI
eZAfQTIlTOB.
СВf
l
зана
с
постск
лад
чаТЫМII
I
-
рани
та~IИ
.
фОРМllруется
на
г
лу
6
1
111е
2- 4
км.
Месторож
де
llllЯ
обычно
залегают
Heno
-
.
с
ре
дст
оснно
в
матер""ских
rpallllTax
.
ПОЧТII
в
се
гд(!
есть
за
IlОРЫl11И.
MlIlIepa:
llI
:J
oBall-
ны
е
п
олости,
камеры,
IJ
которых
В
тре
чаю
тся
Ilbe
ОКВаРЦ,
О
l
пичеСКII~
1
фЛЮОРllТ,
то
l1аЗ,
6еРIIJlЛ.
ИЗIJ€, С
ТIII>I
11
ПРОМ~Ж
УТU
ЧIIЫ('
по
формаЦll
0
11110i-i
ПРIНlа
ДJlС
ЖНО
СТИ
месторож
дс
-
111111:
peilKoMCTa
.'
I
:
I"'IO
·
l·
:
IIO
.
l0I10~lIbIe.
РС
ЛКО~ll'П
I
Л
!
IЫIO
-хр~тта:Il'110С
IIЫС
11
:
!р
.
Глава
4
КАРБОНАТИТОВЫЕ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Это
самостоятельная
группа
месторожден
и
й,
оруденение
в
которых
приурочено
к
особым
породам
-
карбонатитам,
пространстве
ин
о
и
г
ене
тически
с~язаllliЫМ
со
сложным
КОМllлексом
пород
YJlbTpaOCHoBHOrO -
ше
ЛОЧНОI
-
О состава.
П
ол.
карбонатитами
понимают
породы
магматического
или
метасоматического
происхождения,
состояшие
в
основном
из
карбонатов
44
(кальuита
или д
оломита,
реж
анкерита
и
с
и
де
рита)
и
содержащие
в
пере
ме
нном
колнчестве
Сl1ликаты
(пироксены
,
ф
ЛО
ГОПIП.
щело
чной
амфибол),
а
патит
и
минера
л
ы
титана,
ниобия
,
uиркония
11
редких
зе
мель
(пирохлор,
перовскит,
бад
де
lеит,
пари
зит,
бастнезит
и
д
р.).
110нятие
о
карбонатитах
ка
к
редкой
разновидности
э
н
д
огенных
карбонатов
бы
л
о
вве
де
н
о
В.
Брёгге
ро
м
в
192 1
г.
Карбонатитовы
е
месторождения
-
это
ре
Д
Кl1Й
тнп
месторожденнй;
в
них
находятся
эле
1енты
,
недавно
заи
нт
ересовавшие
человечество
.
Они
служат
исто
чником
по
лучен
ия
ниобия
и
редких
земель,
главным
образом
лантана,
uерия
и
нео
д
има,
а
также
поп
ут
но
железных
11
фо
с
форных
ру
д
,
флогопита
(ве
рмику
л
ита)
,
ф
Л
ЮОРflта
и
карбонатног
о
,
"
Щ1Ь
Я
.
Пр
актический
интерес
могут
также
представлять
нефе
л
иновые
р
уды,
титан,
uирконий
,
у
ран, сви
Heu,
uинк,
молибден
и
д
р.
Месторождения
обычно
комплексные
и
характе
ризуются
кр
у
пными
за
п
аса
МI1
р
уд.
Изучение
карбона
т
итовых
мес
торож
де
ний
началось
с
обстоятельного
о
писания
В.
Бр
ё
ггером
карбонатитов
массива
Ф
ё
н
в
Норв
егии
fl
с
открытия
В
ЗО
-
40-х
годах
большого
чи
сла
карбонатитовых
массивов
в
пр
еделах
Восточной
Африки
.
В
наш
ей
с
тране
заниматься
карБОliатитовыми
место
рождениями
нача
л
и з
начите
л
ыiO
по зд
нее,
о
д
нако
cOBeTcKfle
спеuиалисты
Д
ОС
Т
II
ГЛ
И
БО,1ЬШИХ
ус
п
ехо
в
в
решении
г
е н
е
тич
ес
ких
и
практических
вопро
со
в
по
карбонатитовой
проблеме
.
Карбонатитовые
месторождения
подр
аздел
яются
на
два
к
ласса:
1)
ска
р
ново-карбонатитовые
(апатит
-
·
(
аг
нетитовы
е
и
флогопитовые)
;
2)
собстве
нно
карбонатитовые
(танта
lо
-
ниобиевые
к
аль
uитовы
е
к
а
рбонатиты
и
р
едк
озе
~
I
ель
ные
анкеритовые
карбонатиты)
.
По
г
лу
бl1не
формирования
месторож
де ний
вы
дел
яют
с
я
их
фаuии
:
а)
г
лу
бинная
(плутоническая);
б)
повеРХfЮСТ-
н а
я
'
(ву
л
каническая
и
субвулкани
ч
еская).
•
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ
УСЛОВИЯ
РАЗМ
Е
ЩЕНИЯ
КАРБОНАТИТОВЫХ
МЕСТОРОЖД
Е
НИ
й И
ИХ
ОСОБЕННОСТИ
В
се
карбонаПlтовые
месторожде
ния
про
странственно
и
генет
ич
еск
и
свя
за
ны
с
масс
ив
ами
ул
ьтраосновных
-
ще
л
очны
х
IIOpO
A.
Эти породы
яв
л
я
ются
Тl1Пl1ЧНЫМИ
образования
(и,
во
з
никающими
вдоль
сквозьструктурных
глу
бинных
раз
л
омов,
пересекающи
х
платформы.
ск
lа
д
чаты
е
облаСТI1
II
Л
И
разв
ив
ающихся
в
дол
ь
граниu
их
со
ч
ле
н
ени
я.
В
сем
и
иссле
д оват
ел
ями
OHI1
рассматриваются
как
про
ду
кт сл
ожной
д
ифф
еренuиаш(и
глубинного
ман
тийного
вещества
в
пре
делах
гранито
-
гнейсового
слоя зем ной
коры
.
В
гео
те
ктоническом
размещ
е
нии
карбонатитов мн
ого
общего
с
кимбер
л
итами,
но
имеются
и
р
азл
ичия
.
Кимбер
л
иты
ло
кали
зуютс
я
преим
у
щественно
в
н
а и
более
ст
аби льн
ы
х.
относительно
слабо
де
фОРМI1ров
а
нных
uентра
л
ьны
х у
ча
ст
к
ах
платформ,
тогда
как
карбонатитовые
месторождеНIIЯ
размещаются
в
зонах
а
КТlIви
заu
ии
и
тяготеют
к
краевым
частям
п
ла
тформ
.
В
гео
ло
гиче
CKoii
II
СТО
РИИ
зем
н
ой
коры
первые
"р
оявлеНl1Я
У.1ЬТР,ЮС
l
iOвных
-
щеЛОЧIlI
.I
\
пор
од
н
карбонатитов
от
носят
с
я
к
KOHU
Y
до
кембрия.
11
масштаб
flX
ра
З
ВИПIЯ
нарастает
в
по
с
(е
ду
ющи
е
эпохи.
д остигая
маКС
lIм
ума
в
к а
йно
зое
.
Массивы
ультраос
н
овных
-
щ
ело
чны
х
поро
д
np
eAcT
aB
:
IC
HbI
многофазны
ми
телами
округ
л
ой
формы
с
зо на
ль
но
-
ко
л
ьuевым
строением
.
Для
одних
тел
45
характ
рна
сме
на
paHH~lx
IlOpO
A
(ультрабазитов)
бо
лее
по зд
ними
(щелоч
HbIMl1
пор
одам
и)
от
п
р"ф
еРИI
I
)(
ц
е
нтр
у.
дл
я
д
р
уг
и
х
-
обратное
распо
ло
жение
:
в
ц
е
нтре
-
ультрабазиты.
а
по
периферии
-
щелочн
ы
е
породы.
Карбон
ат
иты
в
пр
еде
J
l
ах
~
l
аt:СИ!!О
!!
С.
'
lа
гают
те
.1
а
р
аз
нообр
аз
ной
формы:
ШТОКlI
.
трубки.
коничеСl<IlС
11
КО
,
lьцев
ы
е
ЖIIЛЫ.
л
ин
ей
ны
е
даЙ
ки
.
жилы.
штокверки
и
т
.
д.
К
а к
пр аВ
l
l
.fI
О,
о
ни
имеют
р з
кие
контакты
с
вмещ
а
ющими
поро
даМfl
и
ра
зл
ичные
размеры.
Р
асполага
ют
с
я
к а
рбонаТl1ТЫ
в
ц
е
нтра
л
ьных
частях
MacclIBOB,
lI
a
периф
рии
массивов
сред
и
ул
ыраба
Зf
lТ
О
В и
щелочных
ПОРО
д
.
а
11I-IOГ
ДЯ
выхо
д
ят
З[1
пр
едел
ы
массивов
в
фениты
и
гней
с
ы
.
МlIн
е
ра
J
IЫIЫЙ
ос
тав
карбонатитов
ра
зноо
бр
азе
н
,
что
оп
р
еделяется
м
но
го
стад
'
ИЙflOСТЬЮ
11
ДЛl1Те.1ЬНОСТ
ЬЮ
к
ар
бон
аТ
I
IТ01:10ГО
процесса
.
Ш
ироко
ра
з
виты
минералы
д
вух
К
.1ассов
-
карбонатов
11
окислов.
В
ыделяют
ка
J
lhЦИ
товы
•
каЛЫll1Т
-л.О!\О
МI1Товые,
доло
митовы
е
11
а
нкер"
то
вые
карбонатиты
.
И
з
С И
ЛlI
катов
в
ка
рбо
нат
ит
ах
встр
е
чают
с
я
пирок
сеil
Ы
,
ФЛОГОП
I
1Т
,
щелочной
а
'
Iфибол
,
ТИПОМОРфНЫ
М
II
О
I
<
И
СJlами
ЯВ
М
IЮТ
С
Я
п
иро
х
ю
р
,
бадде
ле
ит,
перо
вскит
и р
,
Мин
е
р
ал
ы
ре
д
кмх
земе.1
h
пре
дставл
ены
в
основном
ф
то
р-карбо
натами,
фосф
ата
ми
(Il
а
р"
зит,
бастнезит.
MOHaUllТ,
ортит
11
д
р
,),
Текст
у
ра
к
а
рбонаТII
ТОВ
большей
частью
~Iасс
ивн
а
я,
но
наблюдается
и
ПО
.
10с
чатая
,
узло
в
ата
я
;
структура
обычно
к
р
упнозе
рнис
та
я
.
У
С
ЛОВИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ
К
А
РБОН
А
ТИ
Т
ОВЫХ
М
Е
СТОРОЖдЕНИЙ
В
ср
карбон
'
аТ
llТовы
е
месторождения
фОРМIIРУЮТСЯ
в
пла
тф
ор
ме нной
г
ео
д
ин
а
~
lflческоii
о
бс
та
НО
Вl\е
и
аССОЦИIIРУЮТ
только
с
масс
ивами
уnыраоснов
ных
-
ще
л
очных
поро
д
Ilентрального
ТИll
а
[Бородин
Л
.
с..
1966 1'.;
Ф
ро
.1
013
д,
А
..
19
75 j .
При
э
т
ом
к
а
рбонатиты
ЯВ
.1
ЯЮТ
С
Я
з
авершающим
зве
ном
в
ЭIЮЛЮЦИОНIЮМ
r :1
OI
IlТlIII
та
ких
масс
ивов
.
Считаетс
я
.
ч
то
дл
я
образования
улырао
с
новны
х
-
ще
ло
чны
х
массивов
11
карбонатитовых
месторожде
н
ий
неоБХО
дllМО
сочетание
т
ре
х
г
ла
вных
фактuров
:
1)
на
Jlн
чие
жестких
.
К
О
II
СО.'l
И
A
l
lpo
Ba
liНbIx
учаСТI
,
ОВ
зе~l н
оii
коры;
2)
су
щ
ествование
ра
зломо
в
;
3)
за~lед
л
енно
е
:
lВ
l
lж
е
llll
е
маГ~IЫ
и з в
PXHII
X
с
л
оев
j\
l
аl
П
I
IИ
110
раЗЛОМIIМ
с
о,та
н
овкам
и
в
пром
ежу
точны
х
очаг<.l
•
чт о
способст
в
ует
глу
бокой
ее
д
ифф
С'
ренциаЦIIИ
ВП
,
'
lOть
д
о
нак
о
п
ле
ния
ще
lO
'lt'ii.
угле
киг
.'IOТ
Ы
11
д
р
у
ги
х
компонентов
.
Ф
ормироваll
ll
е
карбонатитов
осу
щ
ествляетс
я
в н
ескол
ько
с
тад
ий
,
В
пер
в
ую
стадию
о
бра
з
ются
ка.
1
L
llит
о
вы
е
"ар
бон
аТlIТ
Ы
с
пирок
се
llOМ
11
IИ
ф
о
р
cTep
llТ
o~
l.
фЛОГОIIIПО~1
.1
anaTI1ToM.
С.
IIИ~НI
связа
н
а
ПИРОХ
ЛО
Р
О
[jая
и
ба
дд~
леl
l
това
я
~
IИfl
ера:l
ll
за
ц
и
я
.
Вт
ор ая
стаДIIЯ
характе
р
изуетс
я
ра
ЗВ
I1Ти
ем
доло
м
и
та
и
щ
еJ
IОЧНhl
Х
а
м
фиб
о
:
IOВ
.
В
l\аЛЫ
llП
-ДОJ\ОМИТОВ
Ы
Х
карбонатитах
кон
IlСlIтрирУютt:я
П
IlР
ОХЛОр,
Д!lзана
: IIIТ,
МО
Н;;Щ
I
IТ,
циркон.
В
позднюю
стаД
I1Ю
образуются
:ю
IOМ
II
ТОВЫ
11
анкеРИ
Т
-
Сl1
де
рюовые
карбонаТII
Т
Ы
с
р
едкозе
Me.
'lbIlbIMII
ка
рБОll
атаМ
II
(бастнезнтом.
п
аР
"
З
I
1ТО~I)
и
таКI1('
ТИ
ПlIчны
е
гидр
0-
тер
1a
jlbHbIe
Нlllера.ны.
как
Ф
I
ЮО
р
l1Т
,
г
a;]C
I
·
I
IIT
.
сфале
РI
1Т
.
Ра
зл
ичным
и
M
eT()дa~1Н
уста
н
(ш,ле
н
о,
что
pa
lllll
le
карбонаТI1ТЫ
ф
о
р
IИРУЮТС~1
11
1111
тем
п е
р
ату
ре
600- 4300
С
.
а
поз
д
нн
е
-
Прl
l
400 1500
С
j
Сам
ойлов
В
..
1975
г.
j
.
Р
е
ЖII
~1
Jl3
В
J
1
еll
l
lЯ
в
пе ри
од
карбоиатитообразования
в
зав
и
с
н~ости
от
глубl1НЫ
Фоr~1I1роваlll1Н
Щ'сторожденнij
lе
ll
я
етс
я
в
знач
и
теЛh
Н
ОМ
IIfITep-
ва
ле.
И
зучение
гаЗОВО
-
ЖII
ДКIIХ
В
:
,:lюче
IlИЙ
в
мин
ралах
карбонаТI1ТОВ
пока
З<l
:
IО,
что
раств()ры
БЫ
Л
II
ко
нц
H'
lp"poB
a
HHbI
MI
с
ГlO
выш
еlill
Ы
М
содержанием
4
()
с
тронu
ия
,
натрия
н
анионов
CI- ,
НСО
з
,
С0
5-
,
SO~
-.
Н
аБJlюдения
над
по
веде
llием
элементов
с
переменной
валентностью
свидетеJlЬСТВУЮТ
о
сниже
НIIИ
химического
потенuиа
Jlа
кислорода
в
ходе
карбонатитового
Ilроцесса.
См
ена
С
:
lабых
кис
лот
сильными
(
з
амещение
СИJlикатов
и
а
.'
lЮМОСИ
Jl
llкатов
ка
рбон
а т
аМ
II),
а
также
замена
СIIЛЫiblХ
оснований
бо
,
ее
с
ла
быми
(Са-+
Mg-+Fe)
У
l\азы
ва
ют
на
повышение
кис
IoТlЮСТИ
в
минералообразующей
с
истемС'.
Н
аllБОЛЬШIIМ
прнзнани
ем
пользуются
д
в
е
модели
образования
карбо
натитовых
месторождений:
магматическая
н
гидротермаJlЫIO-метасомати
ческая.
Магматическая
модель.
Сог.1асно
этой
модели
карбонатиты
рзссматри-
в(lются
КЗI(
своеобразные
интрузивные
поро
ды,
возникшие
в
ре
зультате
инъекuии
11
последующей
кристаJlЛ
l1
заU~
IИ
особой
карБОliатнтовой
магмы
(В.
Бр
ёггер,
В
.
Пикор
,
Х
.
Эккерман
,
Л.
С.
Егоров,
А
.
Г.
Жабин
и
др.).
Пре
д
по
л
агае
тс
я,
что
карбонаТl1Товы
е
расплавы
ВОЗНIIК
Л
И
в
проuессе
глу
бинной
дифференuиаll
!
1I1
ще
ло
чной
магмы
.
В
качестве
доказательства
маг
матического
происхождения
карбонаТlIТОВ
приводятся
С.1еду
ющие
доводы:
1)
существование
карбон<tТитовых
лав;
2)
ОКРУГЛ(lЯ
ф
орма
карбонатнтовы
х
~laccHBOB
и
их
автономное
строе
ни
е;
З)
р
езк
и
е
и
ровные
КРУТОП(lдающие
контакты
карбонатнтовых
тел;
4)
по
л
осчатость
карбонатитов
как
результат
теченин
магмы;
5)
I1рисутствие
угловатых
I\сенолитов
Гllllербазнтов,
взве
шенных
в
карб
онатнтах:
6)
н
аЛ
llчи е
даек
карбонатитов
с
IЮРФИРОВЫМИ
ст
руктурами
и
трахитоидно-флю
и
д
а
IЫIЫМИ
текст
у
рами.
Важным
.ilоказате
.
1ЬСТВОМ
~
l
агмаТ
llч
еского
пронсхождеl111Я
С:I
У
Ж~IТ
также
обнаружеНllе
в
мин
е
ра
ЩJХ
I\арбонатитов
ра
п
ла
вных
включен
и
ii
с
темпе
рат
у
рой
гомогени
за
UИII
880- 5500
С
(Б
.
Ром
а
нов, С.
(ОКО.10В
и
д
р
.
)
.
Эк
с
пе
РИ~lеflТа
,~
ЬНЫМI1
работаМII
Ф
.
В
.
СЫРОМНТНlIкова
[1958
г
.
],
П
.
Yaii:11I
и
О
.
ТаТТ
,
lа
[1960
г.]
удал
ось
получить
в
системе
C(lO
-
С
0
2
-
Н
2
О
«упро
щенны
е
карбонаТlновые
р
ас
п
л
авы
».
Гндротермально-метасоматнческая
модель.
П
о
:
l
(l
IlНОЙ
мо
деJl И
(Н
.
Бо
у э
н,
Л
.
С.
Боро
д ин
,
А
.
И
.
Гинзб
у
рг.
Е
.
М
.
ЭlIштейн
11
д
р
.
)
карбонатиты
ВО
З
НИКJlИ
Пр~1
ра
З
ВIIТИИ
пр
оuессов
метасоматоза
п
у
тем
замеще
ния
силикат
ных
поро
д при
воздействии
на ни
х
углекис
IЫ
Х
теР~IЗ
Л
ЫIЫХ
par
T
80pOB
.
Источником
У
I '
лекислых
р
ас
творов
СJlУЖ
II
Jlа
магма,
а
ка
J
IЬUИfl
и
л
и
ПРИВIЮ
СИJlСЯ
сквозьмагматич
с
кими
ра
с
творами
с
больших
гл
убин
,
И
J
III
высвобож
далс
я
~IЗ
пород
MacCI1Ba
при
замещ
нии
.
д
J1
Я
/l
оказат
;lbcTua
гидротерма,nьной
ПрllрОДЫ
к
арбо
наТИТGВ
ПРIIВОДЯТСЯ
с
l
еду
ющи
е
д
ово
д ы
:
1)
на
Jl
ичи
е
~Iнт
е
нсивных
'
проявлеНI1Й
мета
оматоза
в
I\оиечиые
этапы
фор
lировании
массивов
ультраосновных
-
щеJlОЧНЫХ
комплексов
(р
аЗВ11П
l
е
скар"ов
,
фенитов)
;
2)
р<lзвит
ие
карбонатитов
не
толь
ко
в
вид
е
крупны
х
штоков
.
но
также
в
ви
де
зон
штокверков,
прожи
л
ков:
З
)
прис
у
тствие
сре
д
и
к
арБОН(lТИТОВ
в
БОIЬШОМ
кол
ичестве
pe~HKTO
A С
II
Л
И
катных
поро
д.
которые
всегда
в
той
И
J
IИ
ироi
·
i
степени
карБОllаТflЗнрованы;
4)
метасомат
ич
еск
а я
з
оиа
IbH
OCTh
минераJlЬИЫХ
обраЗОВ<lи
иА
кuрбои
ат
итов
lIа
контакте
их
с
С~
l
ликаТНЫ~IН
поро
дам
и
;
5)
многостадийность
развития
I\арбонuтитового
пр
оuесса
.
за
кономериая
сме
на
минера
J
IЫIЫ
Х
парагенези
с
ов
в
соответствии
с
и
змеl
l
е
Нllем
щеJlОЧНО
С
ПI
-
КИ
СJl
ОТНОСТИ
ра
с
творов
и
хи
мическ
и х
пот
IIUllaJl
OB
ка
лы
ия,
магния,
ж
елез
а и
УГ
J
lеКИСЛОТLI,
что
типичн
о
дл
я
ги
дро
термальных
растворов
.
47
ГJJУБИННЫЕ
КАРБОНАТИТОВЫЕ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Месторождения
губинной
фаЦИl1
связа
ны
с
Maccl1BaMI1
улыраоснов
ных
-
щелочных
пород
округлой
и
овальной
формы,
в
составе
которых
основную
pO
Jlb
и
грают
у
lыр
абазиты
и
щелочные
породы.
Вокруг
интрузий
проявлена
ин
тенсивная
фенитнзация
вмещающих
пород.
В
месторождениях
наибо
,ее
по
л
но
пре
д
став
л
ен
кал
ьцитовый
тип
карб
о
натитов
с
апатит-ма
ги
етит-форстер
нт
овыми
и
пltрох
IOp-гатчеттолитов
ым
и
рудами.
Максимальное
развитие
карбонатитов
н
аблю
д
ается
в
глубоко
эро
ди
ров
анных
массивах
.
Месторождения
обра
з
уются
на
г
л
уб
llн
ах
2,5- 8
км
в
течение
очень
д
л ит
еЛbflOГО
времени
в
УС
Л
ОВltях
ме
д
ле
нн
ого
п
одъема
у
,ыра
основной
-
щелочной
маг
,ы
с
остановкамн
в
промежуточных
очагах.
Кар
бо
н
ат ит
ы
фор
IИР
УЮТСЯ
при
сочета
нltн
процессов
метасоматоза
и
выполне
ния
открытых
по
л
остей
,
пр
lt
этом,
в
ОТ
J
lичи
е
от
lесторож
д
ений
вулканической
фации,
процессы
простого
З
аполнения
открытых
трубчатых
по
л
остей
играют
не
з
н
аЧ
I
П
,~bf
I
УЮ
ро
,ь
.
При
меры
глубин
ны
х
месторож
д
ений:
Альнё (Шве
ция),
Ф
ён
(
Н
орвегия),
Якупиранга
(Бразилия),
Ока
(Канада),
Ков
до
р
ское,
Н
ижнесаянское
(СССР)
и
д
р.
ВУЛКАНИЧЕСКАЯ
ФАЦИЯ
КАРБОНАТИТОВЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Месторождения
этой
фацни
ширdко
распространены
в
В
осточной
Афри
ке
,
где
о ни
ПРl
1уро
ч
е
ны
к
зонам
рнфтов
.
Это
вулканнческие
жерла
и
ко
н
усы
Т
ороро,
Ло
,
пекек
в
Уган
д
е,
Мбея
.
l
'
О
Врt
'
менн
ый
вулкан
ОЛ.10ИНЬО
в
Т
а н з а
нии.
Б
ольши
н
ство
место
р
ожденийl
имеют
ви
д
ву
lI(анических
конусов
,
сло
же
нны
х
туфам
lt
и
потока~"
1
л
авы.
Карбонатнты
IOrYT
быть
пре
д
став
,
ены
н
еккам
lt
и
те
л
ами
тр
у
БЧаТОЙ
формы
в
жер
л
ах
вулканических
а
пп
арато
в
,
в
стре
ч
аютс
я в
лавов,
ых
и
.
пирок
л
астических
по
.
~ях.
образуют
цили
н
д
рич
е
с
к"
е,
конические
и
ра
диальи
ы
е
жилы
вокр
уг
центрального
ш
то
ка.
К
а
рбона
титы,
слагающие
жерла
ВУЛКCJНОВ.
концентрируются
в
в
ерх
н
ей их
ча
сти;
с
глубиной
количество
карбонатитов
уме
ньш
ается
вследствие
увел
ич
е
нltя
ро
л
и
гипербазито
в
.
Карбонатиты
имеют
преимущественно
анкерит-доло
митовый
состав
с
примесью
барита
,
флюорита.
кварца
.
пиро
хлора.
пири
та,
халько пири
та
и
ДРУГf
l
Х
ми
н
ера
~OB.
Минера
л
изация
карбонатитов
им
еет
монаЦIПОВЫЙ,
ПИР
ОХJlО
РОВЫ
Й,
апатитовый.
гемаТlПОВЫЙ.
флюоритовый,
ба
рит-
стро
нци
ан
итовы
й
состав.
Пиро
хлоровые
кальцитовые
карбо
н
атиты
вул
ка
н
а
Мбея
соде
рж
ат
0,3- 0,4%
Ь
2
О
5
.
Обр
азуютс
я
карбонатитовые
месторождения
вулкани
ческой
фации
на
глубинах
0- 1
,5
км
в у
ловиях,
когда
улыраос
н
ов
ная
- щ
ело
чная
маг
'а
дост
и
гает
зе
мной
поверхности.
Проц
есс
карбоиатитообразовани
я
прот
екает
бы
ст
ро
и
отли
ч
ается
многофаз
но
стью
-
перио
ды
максимальной
активност
.
И
чередуются
с п
ер
ио
да
IИ
от
но
с
и
тел
ьн
ого
покоя.
Многокр
ат
ные
и з
вержения
Гlриводят
к
Гlояв
lению
стратифицирова
нны
х
вулканических
тол
щ
,
включа
ющих
карбонатитовый
материал.
Повер
х
ностны
е и
з
вержения
сопровож
даютс
я
внедрением
карбонатитовых
расплавов-растворов
в
жерло
в
улкана
.
П
ер
ио
д
ы
закупорки
жерловины
смен
яют
с я
в
зры
вами,
д роБ
Jlен
ием
запол
няющ
е
го
их
материала,
образованием
ка
льдер
про
седа
ния
,
КОJlьцевы
.
х
раз
ломов
и
трещltн.
которые
запол
няют
ся
поднимающнмнся
карбонатитовыми
р
аспла
в
ам
и
.
48
Р
У
ДНЫ
Е
ФОРМ
Д
ЦИИ
КД
Р
БО
Н
ДТ
И
Т
ОВЫ
Х
М
ЕС
ТОРО
Ж
Д
Е
НИЙ
1.
ФОР,IIйЦUЯ
anatut-форстерuт-магнеТIIТО8ая.
Включает
месторождения
комп
лексных
апаПIТ-магнетитовых
руд.
содержащих
бадделеит:
часто
IlрИСУТСТВУЮТ
и
значительные
количества
Ф
,
10ГОIlIIПI
и
кальцита.
Руды
образуют
штоко-,
J
I
III
I
З
ОВ
I
IДНЫ~
11
жильные
тела
(Jlюлекоп
в
ЮАР,
Ковдор
на
КО
IbCKOM
полуострове).
2.
Формация
флогоnuтовая
.
С
нею
связа
ны
самые
крупные
в
Mllpe
месторождеllИЯ
флогопита
(Гулия
в
С
ибир
и,
Ковдор
на
Кольском
полуострове).
В
KOP~
выветривания
фЛОГОll11ТОВЫХ
месторождений
образуются
промышленные
концентраЦliИ
вермикулнта
.
З.
ФОРАlация
гаТ'
l
еттолuт-nu.рохлоровbLХ
каЛЬЦllТО8ЫХ
кар60натитов
.
С
н
ею
свя
заны
самые
крупные
и
богатые
месторождения
ниобия
11
тантала.
4. Ф
ОРАtаЦIIЯ
колу"t6uт-6астнезuтовЬtх
(Ilарuзuтовых)
анкериТО8ЫХ
кар60натиТО8.
Характеризуется
широким
распространением
ни
зкотемперату
рны
х
минеральных
ассоц
и
аций,
обраЗУЮЩllХ
штоки
н
жилы
ВЫllолнеllИЯ
с
BbICOKllM
содержа
ни
ем
р
едких
земель
цериевой
группы,
с
м
ин
ера
J
lамн
стро
нция,
бария,
молибдена,
цинка,
свинца,
фтора
.
Г
л
ава
5
СКАРНО8Ы
Е
М
Е
СТОРОЖДЕНИЯ
Скарновыми
называются
месторождения,
рудные
залежи
в
которых
ло
кали
зова
ны
в
ра
З_1И
ЧНЫ
Х
скарновых,
апоскарновых
и
околоскарновых
по
родах,
причем
с
карны
и
руды
составляют
отдельные
стадии
единого
мета
сомаП1ческого
процесса
1I
связаны
общностью
структурного
по
ло
жения
.
Скарнами
принято
на
з
ыв
ать
породы,
сложенные
силикатными
и
алюмо
силикатными
МИllералами
кальция, магния,
железа,
марганца,
во
з
никшие
в
результате
высокотемпературного
метасоматического
пр
еоб
ра
зо
вания
кар
бонатных
и
алюмосил
икатных
поро
д
в
зо
нах
воздействия
на
них
высокотем
пературных
ф
люидов
и
ра
с
творов
.
Среди
скарнов
вы
дел
яют
три
формации
:
магнезиальные,
известковые
и
марганцевые
с
карны
.
Термин
«с
карн
»
был
вве
де
н
А.
Т
ё
рн
е
бомом
в
1880
г.
Апоскарновыми
называются
метасомати
ч
еские
поро
д
ы
ам
фибо
ло
вого
,
хлоритового
и
д
р
угого
состава,
развившиеся
по
скарнам.
Око
лос
карновые
поро
д
ы
,
в
отличие
от
скарнов,
содерж
'
ат
кроме
скарновых
мине
ра
лов
(пироксен,
гранат)
п
ла
гиокла
з,
скаполит
(и
л
и
э
пи
дот,
и
л
и
ка
ли
шпат)
и
примыкают
к
скарна
1
со
стороны
магматической
породы.
Скарновые
месторождения
имеют
важное
промыш
ле
нно
е
значе
ни
е.
В
них
сос
ре
дото
ч е
ны
крупные
запасы
богатых
руд
железа
,
вольфрама
,
свинца
ti
ЦlIHKa
,
бора, меди.
К
с
карновым
опюсятся
месторождения
флогопита,
лазурита
.
По
т
ипам
метасоматических
поро
д,
вмещающих
руды,
выделя
ются
следующие
классы
скарновых
месторождений:
1)
магнезиальноскарно
вые,
2)
известковоскарновые
,
3)
месторождения
в
альбит-скаполитовых
и
а
Iфибо
л-э
пидот
-хло
ритовых
метасоматитах
.
Существуют
такж
е
д
ругие
по
дход
ы
к
раз
деле
нию
скарновых
месторождений
на
классы
[
Жари
ков
В.
А
.,
1968;
Смирнов
В
.
И
.,
1982
г.;
Шабы!'!ин
Л.
И
.
и
др
.
,
19841
.
Скарновые
месторождения
и
зу
ча
ли
многие-
исс
ледовател
и
:
Х
.
М
.
Аб
дуллае
в
,
С.
М
.
А
лександ
ров
,
В.
А
.
Вахрушев
,
А
.
М
.
дымкин,
В
.
А
.
Жа-
4
зк
зз
2610
49