Фосфаты Стрельцовского рудного поля юго-восточного Забайкалья (часть 3)

Размещено на http://www.allbest.ru/

Забайкальский государственный университет

Фосфаты стрельцовского рудного поля юго-восточного Забайкалья (часть 3)

Phosphates of the streltsovsky ore field of south-eastern Transbaikalia (part 3)

Ю. В. Павленко

Yu. Pavlenko, Transbaikal State University, Chita



Уточнена достоверность выводов геологов, создавших на территории Стрельцовского рудного поля (СРП) Юго-Восточного Забайкалья крупнейшую урановорудную базу страны, о принадлежности пространственно обособленной фосфатной минерализации и мощного промышленного оруденения к единому заключительному этапу позднемезозойской тектономагматической активизации. Актуальность исследований заключается в необходимости изучения геологических материалов СРП и прилегающего к нему района для оценки перспектив вовлечения в эксплуатацию фосфатной минерализации, развитой на флангах урановых месторождений, осваиваемых по государственной программе ТОР. Объектом исследования являются «слепые» месторождения Аргунское и Жерловое и их западные фланги на поверхности, а предметом - фосфатная минерализация, развитая в блоке терригенно-карбонатных пород. Цель исследований - уточнить время и особенности формирования фосфатов; задача - оценить промышленную значимость фосфатного оруденения для принятия решения о целесообразности дополнительного изучения этого дефицитного сырья. Методология научных исследований базируется на интерпретации геологических фактов, приведённых в литературных и фондовых материалах, использовании понятий, терминов, создании гипотез и их следствий, непротиворечивость сопоставления которых с установленными фактами определяет относительно высокую достоверность геологических результатов. Использованы описательный метод, учитывающий систему взаимосвязанных непротиворечивых положений, и метод теоретического моделирования, который поднимает на более высокий научный уровень стратегические цели познания природы. Результаты исследований приведены в трёх статьях (частях). Во второй части охарактеризованы фосфаты региона и СРП. Установлено, что Таланское проявление апатитов относится к фосфатной сорбционно-биогенной металлоносной формации комплекса докембрийских метаморфических пород и сочетает перспективные второй и третий по значимости промышленные типы месторождений. Рекомендовано выполнить геологоразведочные работы оценочной стадии и апробировать электротермический способ получения плавленых фосфато-магниевых удобрений. В третьей части рассмотрены известные типы фосфогенеза, генетические особенности их проявления в СРП. Обращено внимание на достоинство рекомендованного электротермического способа переработки апатит-карбо- натных и апатит-силикатных пород Таланского проявления

Ключевые слова: фосфогенез; Аргунское месторождение урана; рифейские фосфориты; магматические апатиты; Таланское проявление; Стрельцовское рудное поле; Юго-Восточное Забайкалье

рудный геологический месторождение



T he conclusions' reliability of geologists who created the largest uranium ore base in the country on the territory of the Streltsovsky ore field (SOF) in the South-Eastern Transbaikalia, about the belonging of spatially isolated phosphate mineralization and powerful industrial mineralization to a final stage of Late Mesozoic tectonomagma- titic activation, is clarified. The relevance of the research lies in the need to study the geological materials at the SOF and the surrounding area to assess the prospects for involving in the exploitation of phosphate mineralization developed on the flanks of uranium deposits developed under the state program of the TOP.

The object of study is the “blind” Argunskoye and Zherlovoye deposits and their western flanks on the surface, and the subject is the phosphate mineralization developed in the block of terrigenous-carbonate rocks. The purpose of the research is to clarify the time and features of the formation of phosphates, and the task is to assess the industrial significance of phosphate mineralization for decision-making. The methodology of scientific research is based on the interpretation of geological facts given in the literature and stock materials, use of concepts, terms, creation of hypotheses and their consequences, consistency of the comparison of which with the established facts determines the relatively high reliability of geological results. The author has used a descriptive method that takes into account a system of interrelated consistent positions, and a method of theoretical modeling, which raises the strategic goals of nature cognition to a higher scientific level. The results of the research are presented in three articles (parts). In the second part, phosphates of the region and SOF are characterized. It is established that the Talan manifestation of apatites belongs to the phosphate sorption-biogenic metalliferous formation of the Precambrian metamorphic rocks complex and combines the promising second and third most important industrial types of deposits. It is recommended to perform geological exploration at the evaluation stage and to test the electrothermal method for producing fused phosphate-magnesium fertilizers. In the third part, the known types of phosphogenesis and the genetic features of their manifestation in PSA are considered. Attention is drawn to the advantage of the recommended electrothermal method for processing apatite-carbonate and apatite-silicate rocks of the Talan manifestation

Key words: phosphogenesis; Argun uranium deposit; Riphean phosphorites; igneous apatites; Talan manifestation; Streltsovsky ore field (SOF); South-Eastern Transbaikalia



Введение

В первых двух частях работы отмечены следующие главные особенности ещё не изученного Таланского проявления:

- проявление расположено на территории действующего крупного горно-химического предприятия, представляет интерес как возможная дополнительная база производства дефицитной продукции сельскохозяйственного назначения;

- фосфатная минерализация на флангах урановорудных тел приурочена к блоку фундамента вулканотектонической кальдеры и с промышленным урановым оруденением рудного поля генетической не связана, старше его примерно на 1 млрд лет;

- процессы гранитизации и кремнещелочного метасоматоза преобразовали первичный состав пород, перекристаллизо- вали фосфоритный первично осадочный и фосфатный магматический материал, перераспределили ранее образованные минеральные ассоциации, нарушив их первичное залегание;

- франколитовая и апатитовая минерализация относится к комплексу докембрий- ских метаморфических пород. Франколит представляет метаморфически преобразованные среднерифейские фосфориты, а фторапатит - магматические апатиты, связанные со среднерифейским умеренно щелочным перидотит-габбро-габбродиорито- вым комплексом и метаморфизмом;

- апатит-карбонатный и апатит-силикат- ный подтипы фосфатной сорбционно-биогенной металлоносной формации проявления [21] сочетают перспективные второй и третий по значимости промышленные типы месторождений апатита [5].

Эти выводы дали возможность рекомендовать продолжить изучение Таланского месторождения, а также обратить внимание на его генетические особенности, модель которых позволит определить условия формирования и интенсивного преобразования первичного фосфатного материала, положительно скажется на обосновании и разработке рациональной технологии переработки минерального сырья. При изложении геологических подразделений докембрия использованы данные по СРП и его окрестностей [4].

Геологические особенности промышленного уран-молибденового оруденения СРП широко освещены в специальной литературе [8-13; 24; 27]. Генетические «тонкости» нетрадиционной для рудного поля апатитовой и франколитовой минерализации Талаинского проявления призваны уточнить особенности преобразования фосфатной минерализации рифея в течение около 1 млрд лет, что позволит уточнить региональные критерии прогнозирования рудоносных вулканических комплексов региона путём использования особенностей развития их докембрийского фундамента.

Обзор генетических типов месторождений. В природе известно более 200 минералов фосфора. Фосфатные руды различных месторождений отличаются по своим физико-химическим свойствам, структуре, минералогическому составу, содержанию примесей. Выделяется два основных вида руд - фосфоритовый и апатитовый.

Качество апатитовых и фосфоритовых руд характеризуется содержанием фосфорного ангидрита Р205. Минимальное содержание Р205 в апатитовых рудах 4.. .5 %. Апатитовые руды хорошо обогащаются с получением концентрата, содержащего 39,4 % Р205. Фосфоритовые руды, благодаря лёгкой обогати- мости, относятся к промышленным уже при содержании Р205 около 3 %. Крупными считаются месторождения с запасами фосфатного сырья млн т более 200, средними - 50.200 и мелкими - менее 50 млн т. По минеральному составу апатитовые руды подразделяются на силикатно-оксидные, силикатные, карбонатно-силикатные, карбонатные и гидросили- катно-гидрооксидные [26]. Наиболее легко обогащаются силикатные (апатит-нефелино- вые) руды; труднообогатимы карбонатные и гидросиликатно-гидрооксидные. В легко- обогатимых рудах извлечение Р205 в апатитовый концентрат превышает 90 %; в трудно- обогатимых составляет менее 70 % [17].

Фосфориты формируются только в экзогенных биохемогенных и хемогенно-седи- ментационных условиях в формациях, разнообразных по составу и геоструктурному положению. Разнообразие этих рудоносных формаций прямо связано с различием генетических типов месторождений [5; 6; 15]. Перспективными являются кремнисто-карбонатная, глауконито-терригенная, терри- генно-карбонатная и пёстроцветные песчано-алеврито-мергелистые формации.

Фосфориты состоят из ряда нефосфатных минералов и фосфата, по составу близкого к фторапатиту Са5[Р04]3 ¦ F (Р205 - 42,3 %). Выделяются желваковые (конкреционные), зернисто-ракушечниковые и массивные фосфориты, содержание Р205 в которых колеблется от 5 до 36 %. Размеры желваковых обособленных и рассеянных в песке, глине, конгломерате, известняке и других породах конкреций чаще изменяются от долей миллиметров до 35 см. Содержание Р205 в желваках 12.35 %. Зернисто-ракушечниковые фосфориты представлены оолитами, мелкой галькой фосфатов, фосфатизированными раковинами, их обломками в песке, песчаниках с глинисто-железистым, известковистым цементом, реже - фосфатизированными известняками и мергелями. Тёмно-серые, бурые, чёрные, реже светлоокрашенные, похожие на окремнённые известняки, доломиты, массивные фосфориты состоят из мельчайших оолитов, кристаллических зёрен фосфатного вещества, сцементированных карбонатным или кремнисто-фосфатным цементом. Содержание Р205 составляет 26.28 % и более.

Апатит встречается в большинстве изверженных пород в качестве акцессорного минерала. Известны шесть основных разновидностей апатита, слагающих промышленные руды: фторапатит, франколит, курскит, гидроксилапатит, карбонатоапатит, колло- фан [26].

Месторождения апатита известны во многих странах. В России на платформах и щитах размещены 17 апатитовых провинций, в том числе Забайкальская, с рудовмещающими массивами семи формаций, включая формацию докембрийских магнезиально-кальциевых метаморфических комплексов и комплексы основных щелочных пород. Наибольшую промышленную ценность представляют магматические и карбонатито- вые месторождения [6].

Важные промышленные скопления апатита формируются в щелочных, ультраосновных-щелочных, метаморфических породах и в постмагматических образованиях этих комплексов пород. С ними связаны крупные месторождения апатит-магнетитовых, ред- кометалльных и других комплексных руд - апатит-франколитовых, апатит-кальцитовых, апатит-титаномагнетитовых. Промышленный интерес представляют также месторождения апатита в докембрийских метаморфических толщах гранулитовой и высокотемпературной амфиболовой фации в связи с щелочными гранитоидами.

Метаморфогенный (метаморфизован- ный) генетический тип по промышленной значимости занимает третье место, уступая позднемагматическим и карбонатитовым месторождениям. В нём выделяются подтип, образованный при региональном метаморфизме докембрийских фосфоритоносных осадочных пород, и подтип, образованный при контактовом метаморфизме осадочных пластов фосфоритов. Первый подтип приурочен к комплексам кварц-диапсидо- вых пород и карбонатов в толщах гнейсов и кристаллических сланцев. Вкраплённость апатита обусловлена перекристаллизацией фосфатного первично осадочного материала. Образование второго подтипа связано с термальным метаморфизмом гранитоидов, прорывающих осадочные толщи с пластами фосфоритов. Фосфориты вблизи контактов перекристаллизованы в апатит.

Кроме указанных генетических типов вкраплённый апатит наблюдается в некоторых скарновых месторождениях, в высокотемпературных гидротермальных жилах совместно с флогопитом, в среднетемпературных гидротермальных жилах и метасома- тических залежах [5].

Геологические критерии формирования Стрельцовской кальдеры, геохронологические особенности развития оруденения СРП, известные предпосылки формирования и преобразования апатитового оруденения позволяют предположить, что в Западном блоке СРП пространственно совмещены минимум два формационных типа апатитовой минерализации.

Первый, метаморфогенный (метамор- физованный) тип представлен апатитом - продуктом регионального метаморфизма среднерифейских фосфоритоносных вулканогенно-осадочных пород; второй связан со среднерифейским метагаббровым комплексом и процессами гранитизации. Пространственная совмещённость основных эффузи- вов, габброидов и пироксенитов в составе метаморфических пород свидетельствует о значительной длительности проявления мафитового вулканизма, интрузивного магматизма и их пневматогидротермального преобразования в докембрии СРП. Апатитоносная минерализация апатит-силикатного и апатит-карбонатного подтипов претерпели прогрессивный метаморфизм высокотемпературной амфиболовой фации. Выявленные признаки, предпосылки локализации и преобразования фосфатного оруденения свидетельствуют о развитии в СРП генетически сложного минерального образования, представляющего научный и определённый практический интерес.

Докембрий окрестностей рудного поля. Особенности геологического строения докембрия обусловлены разноплановыми и разномасштабными процессами не только докембрия, но и палеозоя, мезозоя и кайнозоя. Единых стратиграфических подразделений докембрийских метаморфических комплексов ещё не создано [4; 9]. Наиболее ранние, предположительно архейские, комплексы наблюдаются в виде гранулит-базитового слоя, залегающего на глубине 8...16 км, а в отдельных блоках, возможно, выше гнейсо-диоритового слоя [4]. В фундаменте Стрельцовской кальдеры они представлены мелкими (от 2.10 см до нескольких метров) скиалитами плагио- клаз-биотитовых, амфибол-биотит-плагио- клазовых гнейсов, залегающих среди мета- соматических и интрузивно-анатектических гранитоидов.

В раннем протерозое на архейском субстрате накапливались карбонатно-терригенные, возможно вулканогенные толщи ишагинского комплекса, претерпевшие региональный метаморфизм амфиболовой фации. В результате кремнещелочного метасоматоза образовались теневые мигматиты, метасоматические гранитоиды, гранито-гнейсовые валы, линейные зоны амфиболитов чонгульского, ишагинского, а также вторичные кварциты и карбонатные породы урульгинского метаморфического комплексов. Все эти образования сформировали сиалический кристаллический фундамент.

В раннем и позднем протерозое блоки фундамента метаморфизовались в амфиболовой фации, образовав мигматит-плутоны, которые на поверхности подвергались интенсивной эрозии. В условиях среднерифейской трансгрессии в прикотинентальном шельфе формировалась песчаниково-алевролитовая надаровская свита, содержащая также тела карбонатных пород. В наступивший режим активной континентальной окраины осадочные породы метаморфизовались в условиях зеленосланцевой фации, в которую внедрились небольшие интрузии основных и ультра- основных пород среднерифейского стрель- цовского комплекса. В среднем-позднем рифее сформировались крупные массивы метасоматических гранитоидов урульгинского комплекса, частично заместившие раннепротерозойские и среднерифейские образования. Последние в экзоконтактовых зонах гранитных массивов подверглись ороговико- ванию и скарнированию. Наступивший затем континентальный режим сопровождался интенсивной эрозией.

Новая трансгрессия позднего рифея формировала осадки даурской серии алев-ролито-кварцевопесчаниковой формации урулюнгуйской свиты с проявлением магматической базальт-риолитовой и туфогенной деятельности. В дырбылкейское и нортуйское время формировалась известково-доломитовая формация, в которой иногда накапливались маломощные прослои фосфатизированных пород. В процессе складчатой деформации в конце рифея внедрились небольшие тела гранитов бухотуйского комплекса редкометалльно-редкоземельной металлогенической специализации.

Представленные далеко не однозначно интерпретируемые по возрасту докембрий- ские комплексы характеризуются сходными геологическими обстановками, сформированными в условиях активного взаимодействия трансгрессивно-регрессивных осадочных и магматогенно-метасоматических формаций, способствовавших формированию первичной фосфоритовой минерализации без преобладающего участия фосфора органического происхождения.

Генетические особенности фосфоритов. Фосфориты - это осадочная порода, состоящая преимущественно из фосфатных скрыто- или микрокристаллических минералов группы апатита. Кроме фосфатов кальция в их состав входят доломит, кальцит, кварц, халцедон, глауконит; в меньшей мере - глинистые минералы, алюмосиликаты, железистые минералы (пирит, лимонит), органические вещества. Текстуры и структуры фосфоритов близки к таковым мелкозернистым известнякам, поскольку фосфориты нередко представлены диагенетическими фосфатами, замещающими карбонатные минералы.

Самой замечательной особенностью фосфоритов является их полигенетичность - образование из разных источников фосфора и посредством разных механизмов, что свидетельствует об отсутствии единого процесса их образования [16; 28; 29]. По Н. С. Шат- скому [22], важным фактором фосфогенеза является вулканизм. Содержание фосфора и значения фосфорных модулей в вулканогенно-осадочных породах (туффоидах) подвержены очень сильным вариациям. Фосфориты встречаются во многих осадочных формациях продуктов вулканизма, кроме яшмовой.

Природными носителями фосфора часто являются фосфорсодержащие вулканогенные гидротермы, связь которых с вулканизмом преимущественно опосредованная.

Учёный-литолог Н. Г. Бродская [2] указывает на прямую корреляцию фосфора с гидроксидами железа и марганца большинства гидротермалитов. Для совокупности древних метакарбонатных пород среднемедианные значения фосфористости (более 300 анализов) выше, чем в неметаморфизован- ных карбонатах. Предполагается, что древние первичные карбонатные осадки формировались в бассейнах, воды которых были богаче фосфором, нежели в фанерозое [25]. В кремнистых же гидротермалитах кремнезём является разбавителем для фосфора, что выражается в отрицательной корреляции Р205 и SiO2.

Фосфор обычно привносится при щелочном метасоматозе, включая альбитиза- цию и калишпатизацию, при воздействии гидротермальных растворов. Содержание фосфата в породах, подвергнутых такому метасоматозу, может возрасти до 0,4...0,6 %. Наиболее богаты фосфором терригенные морские и океанские осадки, а среди них наиболее глинистые. Осадки кремнистые в целом беднее терригенных, но самыми бедными на фосфор являются карбонатные осадки. Академик А. Б. Ронов [18] считает, что главными носителями кларкового фосфора в карбонатных породах является остаточное органическое вещество и силикатно-сорбированный фосфор в глинистом веществе. Самой благоприятной для фосфатонакопления является глауконитовая фация.

Все апатиты морского происхождения представлены франколитами, содержащими суммарный карбонат и фтор в избытке над теоретическим отношением F/Р205, равным 0,09 для фторапатита; франколит более растворим, чем фторапатит. От карбонатности франколитов зависит не только их растворимость, но и содержание элементов-примесей. Так, в более карбонатных франколитах содержится больше урана: и4+, который не только изоморфно замещает Са2+ в фосфате, но и сорбируется в дефектах решётки в количестве, прямо пропорциональном карбонатности [19].

Поскольку фосфаты Са, Fe (II) и Fe (III) плохо растворимы, главными для фосфора геохимическими барьерами являются кальциевый, закисно- и окисно-железный. В существенно терригенном осадке карбонат возникает в диагенезе путём стягивания Са в конкреции. С другой стороны, избыток кальция в растворе ведёт к росту карбонатной щёлочности иловых вод и растворению фосфата Са. Эти два обстоятельства являются причиной громадного значения диагенеза в формировании всех фосфоритов [26].

Важной разновидностью Са-барьера является метасоматический. При нём происходит фосфатизация карбонатного осадка, породы - карбонатная группа замещается фосфатной группой: (С03)2- ^ (Р04 )3-. Геологическая важность этого процесса состоит в том, что именно ему, скорее всего, обязано формирование крупнейших месторождений фосфоритов в карбонатных толщах рифея-кембрия.

В геохимии фосфора диагенез играет исключительную роль; стадии литогенеза обязано формирование знаменитых жел- ваковых фосфоритов. Главными концентраторами фосфора являются собственно фосфатные конкреции и микроконкреции с преобладанием в их составе франколита, и фосфатсодержащие существенно карбонатные, существенно кремнистые и силикатно-кремнистые комплексы. Обогащённые апатитом архейские и протерозойские мета- морфиты, представляющие собой метамор- физованные древние фосфориты, описаны на Воронежском кристаллическом массиве, на Балтийском и Алданском щитах.

Академик Н. С. Шатский [23] выделил вулканогенно-кремнистую, терригенно-кар- бонатную и глауконитовую группы фосфоритоносных формаций. В этих группах установлены также латеральные и вертикальные ряды формаций. Однако Н. И. Юдин [25], рассмотрев минералы, постоянно сопровождающие фосфориты и соответствующие горные породы, пришёл к выводу об отсутствии между ними какой-либо достоверной генетической связи. Это говорит о том, что фосфориты образуются практически во всех литологических типах пород: терригенных (песчаные, алевритовые, глинистые), карбо- натно-терригенных (мергели), карбонатных (известняки и доломиты), кремнистых (радиоляриты и диатомиты, трепела и опоки), вулканогенно-осадочных (туфы и туффиты).

Процесс образования фосфоритов в древнем океане как минимум двухэтапный, требующий предварительного накопления фосфора в воде (из кларковых концентраций фосфора в водах), и полифосфатный - в форме франколита [7]. Источником фосфора, поступавшего в море, являлся континентальный снос, точнее интенсивность этого процесса в периоды активной эрозии и выветривания континентов. Усилению континентального сноса способствовали орогенные процессы. Для франколита в древних фосфоритах характерны незначительная степень изоморфизма СО3-2 - РО4-3 (не более 2 % С02), величина отношения F/P2O5 в значении менее 0,89 (меньшим, чем у фторапатита) и изоморфизма ОН-1^-1. Первоисточниками фосфора могли служить восходящие океанские течения (апвеллинг), в меньшей мере массивы суши и подводная вулканическая деятельность.

Фосфор, как и углерод, является важнейшим биоэлементом, без которого невозможна жизнь на нашей планете. Графики развития биоты и накопления фосфора параллельны. Без фосфора невозможно функционирование механизма наследственности (ДНК, РНК), метаболизм (АДФ, АТФ) и существование клеток (фосфолипиды клеточных мембран). Молекулы ДНК состоят из шести групп устойчивых атомных группировок, одна из которых представлена фосфорной кислотой. Молекулы дезоксирибозы и фосфорной кислоты являются как бы «строкой инструкции», на которой записывается основная генетическая информация.

У выходов минеральных гидротерм на дне океанов из СО2 и Н2О хемосинтезом - окислением S, Н^, Fe+2, Мп+2, Sb+3, Н2, СН4 при температуре 300 °С синтезируются автотрофные микроорганизмы в виде бактерий. Хемосинтез раздвигает границы и биосферы, и условий формирования бактерийПавленко Ю.В. Органическая жизнь: факторы происхождения и эволюция. - Чита: ЗабГУ, 2019. - 168 с.. Удивляет их взрывная плодовитость: за шесть часов первоначальное число бактерий увеличилось в двести пятьдесят тысяч раз, а повсеместность, бессмертность прокариот сохраняется даже в кипящей воде и при атомной катастрофе. В геноме ДНК (хромосоме) у большинства бактерий находится от 160 тыс. пар до 12,2 млн пар оснований. Известны всего менее 9300 видов бактерий и архей, общее же число видов только бактерий, по разным оценкам, составляет от 107 до 109, но и они, вероятно, на порядки меньше их настоящего количества.

Несмотря на ничтожность общей массы живого вещества, бактериальная масса представляет мощнейший фактор преобразования гидросферы, атмосферы, части литосферы, а также рудообразования. По

В. А. Ермолову и др. (2004), живое вещество ежегодно производит 232,5 млрд т сухого органического вещества, 46 млрд т углерода, 6-1059 т азота, 2-1059 т фосфора, кальция, калия, магния, серы, железа и др., а также 266 млрд т кислорода.

Начало позднего рифея знаменует широкое распространение эукариот в виде планктонных организмов (около 1,6 млрд лет). В среднем рифее (1350-1030 млн лет) появились и расселились многоклеточные, прикреплённые ко дну бентоносные формы и подвижные илоеды, оставляющие ка- таграфии (1,2 млрд лет). В верхнем рифее (1030 - 610 млн лет) «царствовали» строматолиты и акритархи, последние напоминали споры растений, фактически это фито- и зоопланктон. Среднерифейский этап развития органического мира связан, вероятно, с достижением точки Пастера - содержание кислорода в атмосфере достигло величины 0,1 % относительно современного. Это способствовало развитию организмов с кислородным дыханием, их появлению у поверхности воды, расселению в тёплом мелководье, а также обеспечило минимальную защиту от ультрафиолетового излучения.

Приведённые факты свидетельствуют, что в древнем мировом океане первичными источниками фосфора являются эрозия континентов, континентальный снос и фосфатоносная биота. Последняя формировалась в участках интенсивной тектономагматической деятельности моря, связана с водородными термами базальтового вулканизма при активном участии прокариот (4-2 млрд лет), эукариот (2-1,5 млрд лет), одноклеточных животных (1,5-1,2 млрд лет) и кишечнополостных (1,2-0,5 млрд лет назад). По А. В. Казакову [14], Г. Н. Батурину [1], в зоне морского шельфа при устойчивом, длительном подъёме из глубин 1000...400 м (зона абвелинга) из вод, насыщенных углекислотой и фосфатами, в аридной зоне выпадали в осадок, как показано на рисунке, хемогенные фосфориты. На глубине 100.150 м вследствие падения парциального давления С02, повышения температуры воды в восходящем потоке наступал предел насыщения, в котором в осадок выпадали фосфатизованный ил и карбонаты кальция [20]. Связь конкреционных фосфоритов с платформенными отложениями А. В. Казаков объяснял тем, что моря обладали широким пологим шельфом, на котором осаждавшиеся фосфаты «размазывались» на большой территории.

Накопление рифейских терригенных обломочных песчано-глинистых и карбонатных отложений СРП сопровождалось высокой вулканической активностью, обусловившей преобладание в стратифицированных разрезах эффузивов основного состава. Завершающие стадии развития эвгеосинклинали характеризовались мафитовым и ультрама- фитовым магматизмом. Формирование вулканогенно-осадочных толщ и сопутствующий магматизм являются ведущими факторами формирования и фосфоритовой минерализации СРП [9].

Интрузивные тела габброидов и пирок- сенитов в фундаменте кальдеры картируются в тех же структурных участках, в которых интенсивно проявились вулканизм и пнев- матогидротермальные преобразования в последующие эпохи. Осадочно-вулканогенные и интрузивные образования многократно вовлекались в метаморфо-метасоматиче- ские преобразования в протерозое и фане- розое, в результате чего сформировались сложные комплексы метаморфических и ультраметаморфических пород, мигматитов, палингенно-метасоматических гранитоидов с признаками реоморфизма и диафтореза, а в зонах динамометаморфизма кремнещелочные метасоматиты и аргиллизиты, сопровождающие урановое оруденение.

Генетические особенности апатита. Апатит -- полигенный минерал, образующий скопления в щелочных магматических породах, карбонатитах, нефелиновых и гранитных пегматитах, скарнах, некоторых рудных и альпийских жилах. Среди промышленных руд выделяются собственно апатитовые и комплексные апатитсодержащие руды. В первом типе выделяются руды апатит-франколито- вые, апатит-кальцитовые и апатит-титано- магнетитовые; во втором апатит присутствует в небольшом количестве и извлекается попутно с другими ценными компонентами.

По минеральному парагенезису, составу рудовмещающих комплексов, их геолого-структурной позиции апатитовые месторождения подразделяются на семь формационных типов и несколько подтитов, из которых лишь первые три хорошо изученных типа имеют реальную промышленную ценность. Это месторождения [6]:

нефелин-апатитовые (типична Хибинская группа);

апатит-магнетитовый, апатит-кар- бонатный и апатит-силикатный подтипы, связанные с комплексами ультраосновных, основных, щелочных пород и карбонатитов (типичны Ковдорское, Большое Саянское, Маймеча-Котуйская провинция и многие зарубежные месторождения);

апатит-силикатный, апатит-карбонат- ный и апатит-магнетитовый подтипы, связанные с комплексами докембрийских метаморфических пород (типичны месторождения Прибайкалья, Алданского щита, Украины);

апатитовый, апатит-силикатный, апа- тит-титаномагнетитовый подтипы, связанные с габбро-сиенитовой, щелочно-габбро- идной формациями и сложными массивами

ультрабазитов, щелочных габброидов, нефелиновых и щелочных сиенитов (типичны Ошурковский, Телегинский массивы и др.);

апатит-ильменит-титаномагнетитовый, связанный с габбро-норитовой формацией (типичны Коларский, Джугджурский, Анабар- ский массивы);

апатит-карбонатный, апатит-силикатный подтипы, связанные с формациями нефелиновых (миаскитовых) и псевдолейцит-нефе- линовых сиенитов калиевого и натриевого рядов (ильмено-вишневогорсуий, малокуна- лейский, верхнебурульзайский, сыннырский и др. комплексы);

апатитовый, апатит-магнетитовый подтипы, связанные с андезит-дацитовой, тра- хиандезитовой формацией и формацией кварцевых кератофиров (типичны Абовян- ское, Холзунское и др. месторождения).

Схема фосфоритообразования (по А. В. Казакову):

1 - фация береговых галечников и песков; 2 - фосфоритоносная фация; 3 - фация известковистых осадков; 4 - падение остатков планктона; 5 - направление течения; 6 - коренные породы под дном моря; 7 - зона максимума С02 и Р205 в растворе

Diagram of phosphorite formation (according to A. Kazakov):

1 - shore pebbles and sands facies; 2 - phosphorite-bearing facies; 3 - calcareous sediments facies;

4- plankton residue fall; 5 - flow direction; 6 - bedrock under the sea floor; 7 - zone of maximum CO2 and P2O5 in the solution

Известен ещё ряд формационных типов месторождений апатита, среди которых перспективными являются апатитовый (апатит-карбонатный) тип, связанный с зонами контакта фосфоритоносных пластов и грани- тоидов, и апатит-силикатный (апатитовый) тип, связанный с зонами контакта гранитои- дов и гипербазитов.

В рифее и фанерозое осадочно-вулканогенные и интрузивные образования СРП многократно вовлекались в метаморфо-ме- тасоматические преобразования. Формировались сложные комплексы метаморфических и ультраметаморфических пород, мигматитов, палингенно-метасоматических гранитоидов с признаками реоморфизма и диафтореза, а в зонах динамометаморфизма - кремнещелочные метасоматиты и аргиллизиты, сопровождающие урановое оруденение [6]. С ними связано накопление магматических апатитов в эффузивных и интрузивных разностях основных пород, а также их последующее «растворение» силикатной массой гранитоидов, перераспределение и переотложение на карбонатном геохимическом барьере. Умеренно щелочной перидотит-габбро-габбродиоритовый комплекс среди фосфатизированных сланцев, карбонатных пород надаровской свиты представлен мелкими неправильными телами, силлами, дайками. Послойные субвулканические экструзивные и интрузивные тела метагабброидов и метапироксенитов представляют собой комагмагматы вулканитовой серии древнего вулканического центра, расположенного на пересечении долгоживущих глубинных тектонических зон.

Амфиболиты вулкано-тектонической структуры первоначально сформировались как лейкократовое габбро (существенно пла- гиоклазовые разности), а более глубинные разности - как ультраосновные до существенно пироксеновых образований. Процессами гранитизации амфиболиты превращены в диоритоподобные породы, а затем преобразованы в метасоматиты кварц-слюдистого состава, который изменяется от габбро-ди- оритов-гранитов до сиенитов. Наряду с вертикальной зональностью, слабой эродиро- ванностью щёлочно-основного комплекса, неоднократным развитием рассеянно-вкрапленного апатита важную роль в перераспределении и концентрации пятиокиси фосфора играли метасоматические процессы. Они формировали сложный минеральный комплекс из мусковита, турмалина, флюорита, сфена, циркона (циртолита), апатита, касситерита, титаномагнетита, топаза.

В России комплексы щёлочно-ультра- основной формации наиболее характерны для апатитовых месторождений палеозоя и раннего мезозоя. Определённую, но ещё не ясную генетическую значимость в локализации апатитового оруденения играл и средне-позднерифейский урулюнгуйский гранитовый комплекс, сложенный биотито- выми и лейкократовыми гранитами, гней- со-гранитами.

Известно, что фосфор образует повышенные концентрации как в высокотемпературных, так и в низкотемпературных эндогенных процессах [26], которые широко проявлены в СРП. Переотложение фосфора внутри габброидного массива и за его пределами, «обогащение перемещённым компонентом» Д. С. Коржинский (1982) связывал с сиенитизацией фосфорсодержащих габбро. Минерализация апатита в магматических породах СРП изучена фрагментарно. Остаются неясными последствия процессов метаморфизма, которые в одних случаях нивелируют содержание полезных компонентов в толщах пород, а в других приводят к образованию новых концентраций полезных минералов, улучшая качество первичных руд; в гидротер- малитах миграция фосфора прямо связана с гидроксидами железа и марганца [2]. В мета- габброидах и метапироксенитах СРП содержание апатита достигает 2 %, для пироксени- тов характерны крупные кристаллы апатита, сфена и рудных минералов, для кремнещелочного метасоматоза типичен минеральный комплекс из кварца, микроклина, альбита, сфена, циркона, апатита.



Выводы и рекомендации

Апатитовая минерализация СРП представляет сложный полигенетический минеральный комплекс, состоящий из доломита, апатита, кальцита, кварца, второстепенных и акцессорных минералов. Фосфогенез обязан региональному, а также контактовому метаморфизму рифейских фосфоритов и сиенитизации фосфорсодержащего щёлоч- но-габброидного комплекса.

В соответствии с геолого-технологической типизацией, руды Таланского проявления апатитов относятся к трудно- обогатимому апатит-кварц-карбонатному технологическому типу.

Учитывая физико-химические особенности, предполагаемые технологические свойства фосфатных руд, а также научный и производственный потенциал крупного горно-химического предприятия, при проведении геологоразведочных работ оценочной стадии рекомендуется апробировать прогрессивный электротермический способ переработки руд Таланского проявления с получением эффективных плавленых фосфатомагниевых удобрений (ПМФ). Производство ПМФ не требует применения дефицитной серной кислоты, связано с большим расходом энергии и воды, позволяет использовать низкокачественные природные фосфаты даже без предварительного обогащения. Спекание природных фосфатов, каустической соды и магнезиальных доломитов производится при температуре 1300...1500 °С с последующим быстрым охлаждением расплава [3]. Такая технология применяется в Японии, Китае, Вьетнаме, на Тайване, предусмотрена проектом освоения крупного Селигдарского месторождения Якутии.

Выявленные региональные критерии рудоносного вулканотектонического комплекса СРП могут использоваться для совершенствования основ научного прогнозирования и тектонофизического структурного анализа.

Список литературы

Батурин Г. Н. Фосфориты на дне океанов. М.: Наука, 1978. 232 с.

Бродская Н. Г. Роль вулканизма в образовании фосфоритов // Труды Института геологических наук АН СССР Вып. 258. М.: Наука, 1974. 198 с.

Василенко В. Б., Кузнецова Л. Г., Холодова Л. Д. Апатитовые породы Селигдара. Новосибирск: Наука, 1982. 173 с.

Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (третье поколение). Лист М-50 - Борзя. Объяснительная записка. СПб.: ВСЕГЕИ, 2010. 553 с.

Дыбков В. Ф., Шаронов Б. Н. Фосфатное сырьё // Курс месторождений твёрдых полезных ископаемых / ред. П. М. Татаринов, А. Е. Карякин. Л.: Недра, 1975. С. 430-446.

Дядькина И. Я., Егоров Л. С., Орлова М. П., Смирнов Ф. Л. Апатиты // Критерии прогнозной оценки территорий на твёрдые полезные ископаемые / ред. Д. В. Рундквист. Л.: Недра, 1978. С. 527-547.

Ильин А. В. Древние (эдиакарские) фосфориты // Труды Института геологических наук. Вып. 587. М.: ГЕОС, 2008. 160 с.

Ищукова Л. П. Аргунское и Жерловое месторождения // Месторождения Забайкалья. М.: Геоин- форммарк, 1995. Т. 1, кн. 2. С. 144-156.

Ищукова Л. П. Геология Урулюнгуевского рудного района и молибден-урановых месторождений Стрельцовского рудного поля: монография. Иркутск; Москва: Тип. Глазковская, 1996. 382 с.

Ищукова Л. П. Стрельцовское рудное поле // Месторождения Забайкалья. М.: Геоинформмарк, 1995. Т. 1, кн. 2. С. 130-132.

Ищукова Л. П., Авдеев Б. В., Губкин Г. Н. Геология Урулюнгуйского рудного района и молибден-урановых месторождений Стрельцовского рудного поля. М.: Геоинформмарк, 1998. 526 с.

Ищукова Л. П., Модников И. С., Сычев И. В. Геологические условия формирования высокопродуктивных урановых месторождений в областях континентального вулканизма // Металлогения урана Урало-Монгольского пояса. Л.: ВСЕГЕИ, 1986. С. 177-187.

Ищукова Л. П., Модников И. С., Сычев И. В. Урановые рудообразования системы областей континентального вулканизма // Геология рудных месторождений. 1991. № 3. С.16-25.

Казаков А. В. Фосфоритные фации // Труды НИУИФ им. Я. В. Самойлова. Вып. 145. Происхождение фосфоритов. М.: Наука, 1939. С. 3-108.

Либрович В. Л., Мызникова Л. М. Фосфориты // Критерии прогнозной оценки территорий на твёрдые полезные ископаемые / ред. Д. В. Рундквист. Л.: Недра, 1978. С. 547-556.

Наливкина А. И. Литологические типы фосфоритов // Проблемы геологии фосфоритов: тез. докл. и путеводитель VI Всесоюзн. совещания (Таллин, 18-21 апреля 1988 г). Таллин: АН Эст. ССР. 1988.

С.27-28.

Почиталкина И. А. Физико-химические и технологические основы комплексной переработки бедного и техногенного фосфатного сырья на минеральные удобрения: дис. ... д-ра техн. наук: 05.17.01. М., 2019. 302 с.

Ронов А. Б., Мигдисов А. А., Хане К. К вопросу о распространенности и вещественном составе глин осадочного чехла Русской платформы // Геохимия. 1990. № 4. С. 467-482.

Соколов А.С. Эволюция ураноносности фосфоритов // Геохимия. 1996. № 11. С. 1117-1119.

Страхов Н. М. Климат и фосфатонакопление // Избранные труды. Проблемы осадочного рудообразования. М.: Наука, 1986. С. 563-577. (Перепечатка статьи // Геология рудных месторождений, 1960. № 1. С. 3-15).

Строна П. А. Главные типы рудных формаций. Л.: Недра, 1978. 199 с.

Шатский Н. С. Парагенезисы осадочных и вулканогенных пород и формаций // Известия АН СССР. Серия геологическия. 1960. № 5. С. 3-23.

Шатский Н. С. Фосфоритоносные формации и классификация фосфоритовых залежей // Совещание по осадочным породам. Вып. 2. Доклады. М.: АН СССР, 1955. С. 7-100.

Щукин С. И. Состояние и перспективы развития минерально-сырьевой базы ОАО «ППГХО» // Горный журнал. 2008. № 8. С. 24-27.

Юдин Н. И. Литологические особенности размещения фосфоритов // Проблемы осадочного ру- дообразования. М.: Наука, 1978. С. 71-77.

Юдович Я. Э., Кетрис М. П., Рыбина Н. В. Геохимия фосфора. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2020. 512 с.

Ischukova L.P., Modnikov I.S., Sychev I.V. Uranium deposits of the Streltsovsky ore field in Transbaikalia. Irkutsk: Tip. “Glazkovskaya”, 2007. 260 p.

Kumar S. Mineralogy, geochemistry and genesis of Middle Riphean phosphatic carbonates, Tirohan limestone (Lower Vindhyan supergroup), Chitrakut area, Central India // J. Geol. Soc. India, 1993, vol. 41, no. 2. P. 133-143.

Morikyo T., Morishito Y The genesis of phosphatic nodules in the Toyoma Formation, Northeastern Japan // Geochim. Cosmochim. Acta, 2009, vol. 73, no. 13S. P. A906. References Baturin G. N. Fosfority na dne okeanov (Phosphorites at the bottom of the oceans). Moscow: Nauka, 1978. 232 p.

2. Brodskaya N. G. TrudyInstituta geologicheskih naukAN SSSR (Proceedings of the Institute of Geologi-cal Sciences of the USSR Academy of Sciences). Issue 258. Moscow: Nauka, 1974. 198 p.

3. Vasilenko V.B., Kuznecova L.G., Kholodova L.D. Apatitovye porody Seligdara (Apatite rocks of Seligdar). Novosibirsk: Nauka, 1982.173 p.

4. Gosudarstvennaya geologicheskaya karta Rossiyskoy Federatsii. Masshtab 1:1 000 000 (tretie po- kolenie). List M-50 - Borzya. Obyasnitelnaya zapiska (State Geological map of the Russian Federation. Scale 1:1,000,000 (third generation). Leaf M-50-Borzya. Explanatory note. St. Petersburg: VSEGEI, 2010. 553 p.

5. Dybkov V. F., SHaronov B. N. Kurs mestorozhdeniy tvyordyh poleznyh iskopaemyh /red. P. M. Tatari- nov, A. E. Karyakin (Course of solid minerals' deposits / ed. P. M. Tatarinov, A. E. Karyakin). L.: Nedra, 1975, pp. 430-446.

6. Dyadkina I. Ya., Egorov L. S., Orlova M. R, Smirnov F L. Kriteriiprognoznoyotsenki territoriyna tvyordye poleznye iskopaemye: red. D. V. Rundkvist (Criteria for predictive assessment of territories for solid minerals: ed. D. V. Rundqvist). L.: Nedra, 1978, pp. 527-547.

7. Ilin A. V. Trudy Instituta geologicheskih nauk. Vyp. 587 (Proceedings of the Institute of Geological Sciences. Issue 587). Moscow: GEOS, 2008. 160 p.

8. Ischukova L. P. Mestorozhdeniya Zabaykaliya (Deposits of Transbaikalia), Moscow: Geoinformmark, 1995, vol. 1, book 2, pp. 144-156.

9. Ischukova L. P. Geologiya Urulyunguevskogo rudnogo rayona i molibden-uranovyh mestorozhdeniy Streltsovskogo rudnogo polya: monografiya (Geology of the Urulyunguyevsky ore district and the molybdenum- uranium deposits of the Streltsovsky ore field: monograph). Irkutsk; Moscow: Type. Glazkovskaya, 1996, 382 p.

10. Ischukova L. P. Mestorozhdeniya Zabaykaliya (Deposits of Transbaikalia, Moscow: Geoinformmark, 1995, vol. 1, book 2, pp. 130-132. Ischukova L. P., Avdeev B. V., Gubkin G. N. Geologiya Urulyunguyskogo rudnogo rayona i molibden- uranovyh mestorozhdeniy Streltsovskogo rudnogo polya (Geology of the Urulyunguy ore region and the molybdenum-uranium deposits of the Streltsovsky ore field). Moscow: Geoinformmark, 1998, 526 p.

12. Ischukova L. P., Modnikov I. S., Sychev I. V. Metallogeniya urana Uralo-Mongolskogo poyasa (Metallogeny of uranium of the Ural-Mongolian belt). L.: VSEGEI, 1986, pp. 177-187.

13. Ischukova L. P., Modnikov I. S., Sychev I. V. Geologiya rudnyh mestorozhdeniy (Geology of ore deposits), 1991, no. 3, pp. 16-25.

14. Kazakov A. V. Trudy NIUIF im. Ya. V. Samoylova. Vyp. 145. Proiskhozhdenie fosforitov (Proceedings of the NYUIF named after Ya. V. Samoilov. Issue 145. The origin of phosphorites). Moscow: Nauka, 1939, pp. 3-108.

15. Librovich V. L., Myznikova L. M. Kriterii prognoznoy otsenki territoriy na tvyordye poleznye iskopaemye: red. D. V. Rundkvist (Criteria for predictive assessment of territories for solid minerals: ed. D. V. Rundqvist). L.: Nedra, 1978. pp. 547-556.

Nalivkina A. I. Problemygeologii fosforitov: tez. dokl. iputevoditel VI Vsesoyuzn. soveshchaniya (Tallin, 18-21 aprelya 1988g.) (Problems of the geology of phosphorites: tez. dokl. i guidebook VI Vsesoyuzn. meetings) (Tallinn, April 18-21, 1988). Tallinn: AN Est. SSR, 1988. pp. 27-28.

Pochitalkina I. A. Fiziko-himicheskie i tehnologicheskie osnovy kompleksnoy pererabotki bednogo i tehnogennogo fosfatnogo syriya na mineralnye udobreniya: dis.... d-ra tehn. nauk: 05.17.01 (Physico-chemical and technological bases of complex processing of poor and technogenic phosphate raw materials for mineral fertilizers: dis.... doctor of technical sciences: 05.17.01). Moscow, 2019. 302 p.

Ronov A. B., Migdisov A. A., Khane K. Geohimiya (Geochemistry), 1990, no. 4, pp. 467-482.

Sokolov A. S. Geohimiya (Geochemistry), 1996, no. 11, pp. 1117-1119.

Strakhov N. M. Problemy osadochnogo rudoobrazovaniya (Problems of sedimentary ore formation). Moscow: Nauka, 1986, pp. 563-577.

Strona P A. Glavnye tipy rudnyh formatsiy (Main types of ore formations). L.: Nedra, 1978. 199 p.

Shatsky N. S. Izvestiya. AN SSSR. Seriya “Geologicheskaya”( News USSR Academy OF Sciences. Series “Geologicheskaya”), 1960, no. 5, pp. 3-23.

Shatsky N. S. Soveshchanie po osadochnym porodam. Vyp. 2. Doklady (Meeting on sedimentary rocks. Issue 2. Reports). Moscow: AN SSSR, 1955, pp. 7-100.

Schukin S. I. Gorny zhurnal (Mining Journal), 2008, no. 8, pp. 24 -27.

Yudin N. I. Problemy osadochnogo rudoobrazovaniya (Problems of sedimentary ore formation). Moscow: Nauka, 1978, pp. 71 -77.

Yudovich YA. E., Ketris M. P, Rybina N. V. Geohimiya fosfora (Geochemistry of phosphorus). Syktyvkar: IG Komi Scientific Center of the Ural Branch of the Russian Academy of Sciences, 2020, 512 p.

Ischukova L. P, Modnikov I. S., Sychev I. V. Uranovye mestorozhdeniya Strel'covskogo rudnogopolya vZabaykalie (Uranium deposits of the Streltsovsky ore field in Transbaikalia). Irkutsk: Tip. “Glazkovskaya”, 2007, 260 p.

Kumar S. J. Geol. Soc. India (Geol. Soc. India), 1993, vol. 41, no. 2. P 133-143.

Morikyo T, Morishito Y Geochim. Cosmochim. Acta (Geochim. Cosmochim. Acta), 2009, vol. 73, no. 13S. P. A906.

Размещено на Allbest.ru