Карбонатит Сиилинъярви - Siilinjärvi carbonatite

Вид на основной карьер Сяркиярви с южной оконечности рудника в апреле 2016 года.
Заводы по производству удобрений рядом с шахтой.
Тонкая секция карбонатита, обогащенного апатитом, в кросс-поляризованном проходящем свете.
Тонкий разрез глиммерита, богатого апатитом, в проходящем свете с кросс-поляризацией.

В Карбонатитовый комплекс Сиилинъярви расположен в центральной части Финляндии недалеко от города Куопио. Он назван в честь близлежащей деревни Сиилинъярви, расположенный примерно в 5 км к западу от южной части комплекса. Сиилинъярви - второй по величине карбонатит комплекс в Финляндии после Сокли формация и один из старейших карбонатитов на Земле 2610 ± 4 млн лет.[1] Карбонатитовый комплекс состоит из круто падающего линзовидного тела протяженностью около 16 км, окруженного гранитно-гнейсами. Максимальная ширина корпуса - 1,5 км, площадь - 14,7 км.2. Комплекс был открыт в 1950 г. Геологическая служба Финляндии с помощью местных сборщиков полезных ископаемых. Разведочное бурение было начато в 1958 году компанией Lohjan Kalkkitehdas Oy. Typpi Oy продолжала бурение в период с 1964 по 1967 год, а Apatiitti Oy - с 1967 по 1968 год. После бурения были проведены лабораторные работы и опытно-промышленная установка. Шахту открыл Кемира Oyj в 1979 году открытым способом. Операция была продана Яра в 2007.[2]

Апатитовый рудник Сиилинъярви - крупнейший карьер в Финляндии. В настоящее время рудник состоит из двух карьеров; более крупный южный Сяркиярви и меньший спутниковый карьер Сааринен на севере. Яма Сяркиярви имеет глубину около 250 м, высота уступа - 28 м.[3] Карьер Сааринен находится примерно в 5 км к северу от основного карьера Сяркиярви.[4]

Общая мощность взрывов на руднике составляет 600 тыс. Тонн в неделю, 450 тыс. Тонн в карьере Сяркиярви и 150 тыс. Тонн в карьере Сааринен. Почти все глиммерит -карбонатит породы серии - рудные; то фениты и поперечная диабазы находятся пустые породы. Однако есть несколько позднеапатитовых карбонатитовых жил и определенные блоки карбонатит-глиммерита с содержанием <0,5% масс. п2О5. Причина отсутствия апатита в них неизвестна, но это может быть связано с метаморфизмом и потоком флюидов.[5]

Рудник Сиилинъярви - единственный действующий фосфорный рудник в Евросоюз. С 1979 года было добыто более 400 миллионов тонн породы, около 65% из которых - руда. К 2016 году на руднике было произведено 24,7 млн ​​тонн основного продукта - апатита. В январе 2016 года запасы руды составили 205 млн тонн. Текущая добыча составляет примерно 11 млн тонн руды в год, а среднее содержание в пласте составляет 4,0% по весу от P2О5.[6] Примерно 85% апатитового концентрата перерабатывается на месте в Сиилинярви для производства фосфорной кислоты и удобрений, остальная часть концентрата используется на других заводах компании. Побочные продукты - концентраты слюды и кальцита.[7] Апатит концентрат производится флотацией на обогатительной фабрике возле карьера Сяркиярви. Затем концентрат можно перерабатывать в фосфорную кислоту с использованием серной кислоты. Серную кислоту в настоящее время получают из Шахта Пюхясалми пирит.[8]

Окружающие скалы

Яма-спутник Сааринен.

Окружающая порода интрузии Сиилинъярви Архейский, хотя граница между архейским и Палеопротерозой коренная порода рядом. Ближайшие палеопротерозойские породы относятся к Северному Саво Блэк. Сланец площадь.[9]

В глиммерит -карбонатит вторжение в Сиилинъярви расположено в юго-восточной части Иисалми гранит -гнейс местность.[10] Террейн фиксирует как самые молодые, так и самые старые архейские события в Фенноскандинавский щит, вторжение Сиилинъярви 2,6 млрд лет и около 3,2 млрд лет мезосомы нашел в гранулиты.[11] Сейсмические исследования показали, что толщина коры Внутри террейна Ийсалми необычная мощность - около 55–60 км.[12] Толщина террейнов обусловлена ​​несколькими процессами, такими как накопление тяги во время Свекофенский коллизионный и постколлизионный андерплейт. При современном уровне эрозии западная часть террейна в основном метаморфизована в фации зеленых сланцев во время свекофеннского горообразования.[13]

Преобладающим типом окружающих пород в районе Сиилинъярви является гранитный гнейс различной текстуры и, в некоторой степени, минералогического состава. Основные минералы: плагиоклаз полевой шпат, кварц, микроклин полевой шпат, биотит и роговая обманка. Окружающие его гранитные гнейсы простираются примерно на 100 км к северу от Сиилинъярви.[14] В Карельский (2,0–1,9 млрд лет) осадочные породы встречаются на западе и северо-западе Сиилинъярви. Скалы сложены слюдяной сланец -подобные гнейсы.[15]

В габбро из Лапинлахти и Сиилинъярви происходят из архейского карельского горообразования. Мелкозернистый кварц-диорит, который прорывает окружающие гранитные гнейсы, расположен на северо-восточной стороне габбро Сиилинъярви.[16]

Скальные типы комплекса

Глиммерит. Сканированное изображение шлифа апатитовой руды Сиилинъярви в проходящем свете с перекрестной поляризацией.
А сверло образец из Сиилинъярви.

Рудник Сиилинъярви характеризуют пять различных пород: породы глиммерит-карбонатитовой серии, фениты, диабазовые дайки, тоналит-диориты и гнейсы.[17] Апатит связан с глиммерит-карбонатитами.[18]

Обычно карбонатитовые комплексы содержат ядро ​​внедрившегося карбонатита, которое разрезает последовательность флогопит -богатые породы. В Сиилинъярви, однако, глиммериты и карбонатиты хорошо перемешаны и встречаются от субвертикальных до вертикально слоистых, почти чистых глиммеритов и почти чистых карбонатитов. Объем карбонатита больше в центре интрузии, а породы у краев тела почти полностью представляют собой глиммериты.[19]

Рудоносные породы

Центральное рудное тело представлено глиммеритами и карбонатитами. Рудоносные породы, богатые флогопитом, варьируются от почти чистого глиммерита до карбонат-глиммерита и силикокарбонатов. Карбонатиты, содержащие более 50% карбонатов, составляют лишь около 1,5 об.% Основного интрузива. Эти карбонатитовые породы более многочисленны в центре интрузии и встречаются в виде тонких жил в глиммерите. В рудном теле также присутствуют сине-зеленые породы, которые составляют до 50% модальных отложений. рихтерит.[20] Основные минералы рудных пород: тетраферрифлогопит, кальцит, доломит, апатит и рихтерит. Циркон, магнетит, пирротин, халькопирит и пироксены происходит как акцессорные минералы. Апатит - это фторапатит и количество CO2 меняется.[21]

Глиммерит - это сильно слоистая, зеленовато-черная, темная или красновато-коричневая порода (в зависимости от доминирующего минерала слюды), содержащая 0-15% карбонатных минералов. Ориентированные породы мелкие и среднезернистые, обычно порфировидный. Матрица состоит из мелкозернистых, афанитический Флогопит и порфирокласты представляют собой таблитчатые зерна флогопита. Мелкозернистые глиммериты часто более равнозернистые. Минеральный состав глиммеритов: в среднем 82% флогопита, 8% апатита, 7% амфиболов, 2% кальцита и 1% доломита. На некоторых участках содержание апатита настолько велико, что породу называют апатитовой (не менее 25% апатита). Апатит встречается в этих породах в виде крупных зерен, а диаметр кристаллов может достигать нескольких дециметров.[22] Акцессорные минералы глиммеритов включают: ильменит, магнетит и пирохлор.[23]

Карбонатно-глиммериты - более светлые породы по сравнению с чистыми глиммеритами. Это очевидно из-за содержания карбоната (15-25% карбонатных минералов), но также из-за более светлого красновато-коричневого цвета слюды. Они менее ориентированы, чем глиммериты, и более равнозернистые. Размер зерна средний. Минеральный состав карбонат-глиммеритов в среднем составляет 64% флогопита, 10% апатита, 10% кальцита, 9% доломита и 7% амфиболов.[24]

Силикокарбонаты содержат 25-50% карбонатных минералов и имеют довольно светлый цвет, оттенок зависит от цвета слюды. Текстура очень похожа на карбонат-глиммериты, за исключением участков, где карбонаты и слюды имеют полосчатую структуру и встречаются как отдельные фазы. Средний минеральный состав - 46% флогопита, 22% доломита, 19% кальцита, 9% апатита и 4% амфиболов, хотя количество кальцита должно быть выше, чем у доломитов.[25] Акцессорные минералы силикокарбонатов включают: стронтианит, барит, циркон, ильменит и магнетит.[26]

Карбонатитовые породы (> 50% карбонатов) в Сиилинъярви являются брекчированный и в основном состоят из кальцита, доломита и апатита. Акцессорные минералы включают флогопит, ильменит и магнетит.[27] Как правило, содержание доломита в карбонатных породах довольно сильно различается. Его содержание в основном очень низкое, и порода состоит в основном из кальцита, но в некоторых районах содержание доломита может достигать 50%. Карбонаты Сиилинъярви представляют собой светло-серые, белые или слегка красноватые мелко- и среднезернистые породы со средним размером зерна около 0,9-1,2 мм. Эти породы обычно встречаются вертикально. дамбы.[28]

Fenites

Fenites окружают рудоносные породы комплекса Сиилинъярви. Они образовались метасоматически, когда карбонатит-глиммеритовые породы внедрились в вмещающие гранито-гнейсы. Фениты состоят в основном из пертитового микроклина, рихтерита, амфибола и пироксена, но также существует большое разнообразие типов фенита, которые включают такие минералы, как пироксен, амфибол, карбонат, кварц, апатит и кварц.эгирин.[29] Фениты также встречаются в виде ксенолитов в глиммерит-карбонатитах.[30] Наиболее распространенный тип фенита - это порода красноватого или зеленовато-серого цвета с различным размером зерна.[31] Содержание микроклина в фенитах составляет в среднем около 50%, а микроклин богат пертитом. Количество плагиоклаза варьируется намного больше, и самые высокие найденные процентные значения составляют около 20-30%. Анортоклаз содержание на отдельных зернах плагиоклаза 10-15%. Процент амфибола составляет 0-30%, а процент пироксена 0-15% породы. Некоторые типы фенита содержат до 15% биотита.[32]

Сквозные дамбы

Дайки базальтовых диабазов пересекают весь комплекс Сиилинъярви. Их ширина варьируется от пары сантиметров до 60 метров. Дайки диабазов имеют очень четкую вертикальную ориентацию северо-запад – юго-восток или северо-северо-запад – юг-юго-восток.[33] Диабазы ​​- это темно-зеленые, почти черные афанитовые породы без макроскопической ориентировки. В роговая обманка содержание диабазов Сиилинъярви составляет 50-70%, а содержание плагиоклаза - 25-40%. Роговая обманка в контактных зонах переходит в биотит, а плагиоклаз - в альбитовый. Измененные окраины дайки роговой обманки имеют ширину около 50 см. Акцессорные минералы включают титанит, эпидот, пирит, апатит, кварц и циркон.[34] Предварительные исследования показывают, что существует как минимум три различных разновидности диабаза: кальцитосодержащие, сульфид -носящий и бесплодный диабаз. Содержание сульфидов выше в более срезанных породах.[35]

Меласиенит, которая пересекает все остальные части комплекса, кроме дайк диабаза, состоит из щелочной полевой шпат, биотит, щелочной амфибол, апатит, магнетит. В мафический Дайка меласиенита имеет длину 4 км, ширину 20–30 м и, по-видимому, имеет лампрофировый персонаж.[36] Он расположен в северной части комплекса и, возможно, связан с тем же интрузивным событием, что и карбонатит.[37]

Минералы интрузии Сиилинъярви

Наиболее распространенными минералами интрузии Сиилинъярви являются слюды, карбонаты, апатиты и амфиболы. Средний состав руды Сиилинъярви составляет 65% флогопита (включая тетраферрифлогопит), 19% карбонатов (соотношение кальцит / доломит 4: 1), 10% апатита (эквивалент 4% P2О5 в породе) 5% рихтерита и 1% акцессорных минералов (в основном магнетит и циркон).[38]

Micas

Зерна тетраферрифлогопита. Микрофотография шлифа в поперечно и плоско поляризованном свете.

Наиболее распространенным минералом слюды в комплексе Сиилинъярви является тетраферрифлогопит, который составляет 65% интрузии. Некоторые глиммериты содержат более 90% тетраферрифлогопита. Цвет минерала черный или зеленовато-черный, темно-коричневый или красновато-коричневый. Цвет зависит от вмещающей породы и интенсивности деформации породы. Красновато-коричневая слюда обычно встречается с карбонатно-глиммеритами, а черная слюда встречается с глиммеритами.[39] У флогопитов очень сильная перемена от красно-коричневого до розовато-желтого цвета. плеокроизм, что связано с высоким содержанием Fe3+ содержание.[40] Флогопит Сиилинъярви продается как почвенный кондиционер под торговым наименованием «Яринский биотит».

Флогопит встречается в виде вкрапленных чешуек, пластинчатой ​​формы. кристаллы и пластинчатые или слоистые агрегаты. Размер зерен слюды колеблется от пары мкм до нескольких сантиметров, средний размер составляет 1-2 мм в диаметре.[41] В зонах сдвига флогопит превращается в коричневый биотит-флогопит, а в зонах наиболее интенсивного сдвига - в биотит и хлорит.[42] Наиболее распространенным минералом включений в слюдах является магнетит, но обычно включения встречаются редко. Немного циркон включения тоже можно найти.[43]

Карбонаты

Карбонатная жила. Микрофотография шлифа в поперечно и плоско поляризованном свете.

Доломит Сиилинъярви желтоватый или коричневато-белый, и его трудно отличить от кальцита. Наиболее распространенная форма доломита - округлые безгранные зерна диаметром 0,2-0,4 мм. Встречаются также доломиты в виде крупных, почти идиоморфных зерен диаметром 4–6 мм. Другие распространенные текстуры: мирмекит и ламели распада с кальцитом. Эвэдральные зерна встречаются только в карбонатитах.[44] В микрозонд исследования доломита Сиилинъярви показывают однородный состав с низким содержанием FeO, SrO и MnO.[45]

Апатиты

Зерна фторапатита в карбонатной основной массе. Проба отобрана из необрезной руды, зерна апатита крупные, округлые и удлиненные. Микрофотография шлифа в поперечно и плоско поляризованном свете.

Апатит в Сиилинъярви в основном фторапатит, но также можно найти карбонат-фторапатит.[46] Рудоносные породы Сиилинъярви содержат примерно равное количество (около 10%) апатита от светло-зеленого до серого. Количество фтора в апатите Сиилинъярви составляет около 2-4 мас.%.[47] Апатиты рудника содержат довольно большое количество SrO, а иногда и CO.2. Апатит встречается вместе со слюдой в богатых слюдой породах и с кальцитом, доломитом или слюдой в богатых карбонатом породах.[48]

Обычно апатит встречается в виде округлых зерен или в виде шестиугольник призматические кристаллы.[49] Размер зерен варьируется от 10 мкм до нескольких дециметров в диаметре, поэтому осадок является вкрапленным. Обычно размер зерен апатита больше в карбонатах и ​​меньше в деформированных областях. Шестигранные стержни и поперечные сечения разрежены на деформированных участках, где зерна разрушены и сломаны. Включения в апатите более многочисленны в сланцевых частях руды. Количество также больше в крупном зерне по сравнению с мелким. Некоторые зерна вообще не имеют включений. Наиболее распространенными минералами включения являются карбонаты, в основном доломит. Непрозрачность также проявляется в виде включений, но они встречаются редко.[50]

Амфиболы

Практически идиоморфный кристалл амфибола в карбонатной основной массе. Микрофотография шлифа в поперечно и плоско поляризованном свете.

Самый распространенный амфибол в Сиилинярви - сине-зеленый. рихтерит, который составляет около 5% от общего объема интрузии и обычно менее 15 об.% глиммеритов.[51] Наибольший процент амфиболов обнаружен в срезанных частях рудных глиммеритов, где процентное содержание может достигать 40-50%. Некоторые карбонатитовые жилы вообще не содержат амфиболов. Амфиболы Сиилинъярви обычно субидальный и типичный размер зерна составляет около 0,1 мм. Однако размер зерен довольно сильно варьируется, и нередки крупные кристаллы диаметром в несколько сантиметров. Наиболее крупные найденные кристаллические кластеры достигают длины 30 см. Включения редки, и минералами включения чаще всего являются флогопит и непрозрачный. Изменение минерала случается редко.[52]

Акцессорные минералы

Зерна рутила как акцессорный посткинематический минерал в сильно деформированной зоне, богатой слюдой. Микрофотография шлифа в поперечно и плоско поляризованном свете.

Магнетит является наиболее распространенным акцессорным минералом в рудных породах и обычно составляет менее 1 об.% Руды. В основном он встречается в глиммеритах.[53] Сульфидные минералы в руде представлены пирит, пирротин, и меньшее количество халькопирит. Сульфиды могут встречаться локально в массивной форме, несмотря на их пропорциональную редкость.[54]

Барит, стронтианит, монацит, пирохлор, циркон, бадделеит, рутил и ильменит были идентифицированы в Сиилинъярви как редкие акцессорные минералы. Барит может встречаться в виде срастаний со стронцианитом во включениях размером <50 мкм в кальците. Монацит может быть обнаружен в двух типах: субидиоморфные включения <50 мкм в кальците или апатите и субанэдральные зерна немного большего размера по границам зерен. Пирохлорит существует в виде включений преимущественно во флогопите, ширина зерен обычно составляет 50–200 мкм. Циркон встречается в виде идиоморфных зерен, размер которых варьируется от 100 мкм до зерен в несколько сантиметров. Однако циркон - необычный минерал в карбонатах из-за низкой активности кремнезема в расплаве. Бадделеит встречается в цирконе в виде включений.[55]

Геологические структуры

Доминирующее направление падения слоистости в районе Сяркиярви почти С-Ю (265–275 °) и почти вертикально (85–90 °) к западу. Простирания слоения также является доминирующим направлением сдвига. Другая тенденция сдвига - с северо-запада на юго-восток, но более слабая. Это направление также является доминирующим направлением диабазы.[56]

Сдвиговая обработка является обычным явлением в основном рудном теле Сиилинъярви и в зоне контакта между вмещающей породой и рудным телом. Есть также контактные зоны, которые показывают первичный магматический контакт. Палеопротерозой дайки диабазов пересекают рассланцованную зону. В породах комплекса Сиилинъярви можно обнаружить как минимум две стадии деформации. Деформация, безусловно, имела место во время свекофеннской складчатости, но могли иметь место и другие более ранние стадии деформации.[57]

Рекомендации

Источники

  • Аль-Ани Т. 2013. Минералогия и петрография карбонатитовых и глиммеритовых пород Сиилинъярви, Восточная Финляндия. Геологическая служба Финляндии, Архивный отчет, 164.
  • Härmälä, O. 1981. Siilinjärven kaivoksen mineraaleista ja malmin rikastusmineralogisista ominaisuuksista. Магистерская работа, Университет Турку, факультет геологии и минералогии. 121 с.
  • Корсман К., Корья Т., Паюнен М., Виррансало П. и рабочая группа GGT / SVEKA. 1999. Трансект GGT / SVEKA: структура и эволюция континентальной коры в палеопротерозое Свекофеннского орогена в Финляндии. Международный обзор геологии 41, 287-333.
  • Луккаринен, Х. 2008. Siilinjärven ja Kuopion kartta-alueiden kallioperä. Резюме: Дочетвертичные породы районов Сиилинъярви и Куопио. Suomen geologinen kartta 1: 100 000: kallioperäkarttojen selitykset lehdet 3331, 3242. Геологическая служба Финляндии. 228 с.
  • Мянттяри, И. и Хёлття, П. 2002. U-Pb датирование цирконов и монацитов из архейских гранулитов в Варпаисъярви, Центральная Финляндия :: свидетельства множественного метаморфизма и неоархейской террейновой аккреции. Докембрийские исследования 118, 101-131.
  • О’Брайен Х., Хейлимо Э. и Хейно П. 2015. Архейский карбонатитовый комплекс Сиилинъярви. В: Майер В., О’Брайен Х., Лахтинен Р. (ред.) Минеральные месторождения Финляндии, Эльзевир, Амстердам, 327–343.
  • Пуустинен К. 1971. Геология карбонатитового комплекса Сиилиньярви, Восточная Финляндия. Геологическая служба Финляндии. Бюллетень Геологического общества Финляндии 249, 43 с.
  • Сало, А. 2016. Геология района Яаконлампи в карбонатитовом комплексе Сиилинъярви. Диссертация бакалавра, Горная школа Оулу, Университет Оулу. 27 п.
  • Сорйонен-Уорд П. и Луукконен Э. Дж. 2005. Архейские породы. В: М. Лехтинен, П.А. Нурми, О. Рамо (ред.), Докембрийская геология Финляндии - ключ к эволюции Фенноскандинавского щита, Elsevier, 19–99.

Цитаты

  1. ^ Коуво О., 1984. Внутренний отчет GTK Х. Луккаринену, 4 стр.
  2. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  3. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  4. ^ Сало 2016
  5. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  6. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  7. ^ Сало 2016
  8. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  9. ^ Луккаринен 2008
  10. ^ Хярмяля 1981
  11. ^ Mänttäri & Hölttä 2002
  12. ^ Корсман и др. 1999 г.
  13. ^ Сорьонен-Вард и Луукконен, 2005 г.
  14. ^ Пуустинен 1971
  15. ^ Хярмяля 1981
  16. ^ Хярмяля 1981
  17. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  18. ^ Хярмяля 1981
  19. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  20. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  21. ^ Хярмяля 1981
  22. ^ Хярмяля 1981
  23. ^ Аль-Ани 2013
  24. ^ Хярмяля 1981
  25. ^ Хярмяля 1981
  26. ^ Аль-Ани 2013
  27. ^ Аль-Ани 2013
  28. ^ Хярмяля 1981
  29. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  30. ^ Хярмяля 1981
  31. ^ Пуустинен 1971
  32. ^ Хярмяля 1981
  33. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  34. ^ Хярмяля 1981
  35. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  36. ^ Пуустинен 1971
  37. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  38. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  39. ^ Хярмяля 1981
  40. ^ Аль-Ани 2013
  41. ^ Хярмяля 1981
  42. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  43. ^ Хярмяля 1981
  44. ^ Хярмяля 1981
  45. ^ Аль-Ани 2013
  46. ^ Хярмяля 1981
  47. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  48. ^ Хярмяля 1981
  49. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  50. ^ Хярмяля 1981
  51. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  52. ^ Хярмяля 1981
  53. ^ Хярмяля 1981
  54. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  55. ^ О’Брайен и др. 2015 г.
  56. ^ Хярмяля 1981
  57. ^ О’Брайен и др. 2015 г.