Исследования оловянных типов руд Хинганского месторождения касситерит сульфидной штокверковой рудной формации в глубинной части оруденения. Лабораторные методы исследования руд. Курсовой проект.

В сложных магматических комплексах от ранних фаз к поздним (более кислым)

происходит накопление олова более или менее равномерно. В остаточных

пегматитовых гранитных расплавах олово дает значительные концентрации,

которые имеют практический интерес. Здесь олово кристаллизуется в форме

касситерита, а также присутствует в минералах ниобия и тантала или же

образует с танталом совместный минерал — торолит — SnTa2O7.

Известно 20 минералов олова, из них промышленное значение имеют:

касситерит - SnO2 (78,6 % олова), в меньшей степени станнин Cu2FeSnS4

(27,7), а также тиллит SnPbS2 (30,4), франкеит Pb5Sn3Sb2S14 (17),

цилиндрит Pb6Sn6Sb2S21 (26) и некоторые другие минералы. Касситерит

устойчив в гипергенных условиях и образует россыпи.

В постмагматических растворах олово накапливается вместе с вольфрамом,

бериллием, висмутом, а также с медью, свинцом, цинком и другими

элементами, переносится этими растворами, а затем высаживается. В

результате образуются кварц-касситеритовые, сульфидно-касситеритовые и

промежуточные кварц-касситерит-сульфидные промышленные месторождения

олова. Наиболее вероятными формами переноса олова гидротермальными

растворами являются фтор-гидроксильные комплексы олова, которые устойчивы

в щелочных растворах при значениях рН>8. Отложение касситерита в

гидротермальных оловорудных месторождениях происходило из

натриево-калиевых фтор-хлоридно-бикарбонатных растворов. При формировании

кварц-касситеритовых месторождений растворы преимущественно натриевые, а

сульфидно-касситеритовых месторождений — существенно калиевые.

В зоне гипергенеза основной минерал олова — касситерит устойчив,

накапливается в россыпях, и, следовательно, миграция олова происходит

механическим путем. При окислении станнина и других сульфосолей олова

образуется гипергенный касситерит — «деревянистое олово», которое

накапливается в зоне разрушения сульфидных рудных тел. Химические формы

миграции олова в зоне гипергенеза не изучены. Таким образом, в

геохимическом цикле олова промышленные концентрации его возникают в

гранитных пегматитах и постмагматических месторождениях (скарновых,

грейзеновых и гидротермальных), а также в зоне гипергенеза в виде россыпей

касситерита.

Богатые руды коренных месторождений содержат олова более 1 %, рядовые -

1-0,4, бедные - 0,4-0,1. Техногенные свойства определяются минеральным

составом и крупностью зерен касситерита. В рудах собственно оловянных

месторождений содержание олова варьирует от 0,1 до 1,7 %, составляя в

среднем 0,76 %. Комплексные руды (Sn-W; Sn-Cu-Zn; Sn-Pb-Ag; Sn-Bi; Sn-Mo)

характеризуются более низким средним содержанием олова (0,43 %) при

колебаниях от 0,01 до 3,8 %.

Касситерит-кварцевые руды, характеризующиеся отсутствием или

незначительным содержанием сульфидов, легко обогащаются, что позволяет

вовлекать в эксплуатацию небольшие месторождения с низкими содержаниями

олова. Руды такого типа обогащаются в отсадочных машинах после дробления.

Обогащение руд, содержащих значительные количества сульфидов, производится

по более сложной схеме с применением флотации. Промышленные концентраты

содержат 40-60 % олова.

Россыпные месторождения разрабатываются при содержании касситерита 100-200

г/м3. В среднем содержание касситерита в россыпях составляет 200-800 г/м3,

но иногда может достигать 10-15 кг/м3. Обогатимость песков определяется

содержанием глинистого материала и размером обломков. Обогащение ведется

промывкой в шлюзах и отсадочных машинах; концентраты содержат 70-72 %

олова.

МЕТАЛЛОГЕНИЯ

Эндогенные месторождения олова связаны с гранитоидными массивами кислого и

умеренно кислого состава, преимущественно повышенной (калиевой)

щелочности, формировавшимися на средних и главным образом поздних стадиях

развития складчатых областей, а также в процессе тектоно-магматической

активизации платформ и срединных массивов. Основные особенности различных

типов месторождений обусловлены характером рудоносных магматических

формаций. Оловоносные пегматиты формируются в гранитоидных массивах с

сильным преобладанием гранитов. Касситерит-кварцевые грейзеновые

месторождения связаны с гранодиорит-гранитными формациями и их поздними

фазами лейкократовых аляскитовых гранатов. Месторождения

касситерит-силикатного типа ассоциируют с формациями

габбро-гранодиорит-гранитного состава.

Вулканогенные месторождения касситерит-сульфидного типа приурочены к

комплексам риолитового и дацитового состава, входящим в сложные

вулкано-плутонические орогенные формации.

Месторождения олова формировались в большом интервале геологической

истории - от протерозоя до позднего неогена, при этом их количество и

запасы возрастали.

В докембрии формировались пегматитовые и скарновые месторождения. Более

широкое развитие грейзеновых, плутоногенных гидротермальных и скарновых

месторождений отмечается в герцинскую эпоху. Максимальное проявление

гидротермального оруденения относится к позднему мезозою и раннему

кайнозою. В альпийскую и современную эпоху возникали и россыпные

месторождения стран Юго-Восточной Азии.

Наиболее крупные оловоносные площади сосредоточены в пределах

Тихоокеанского пояса, особенно в его Австрало-Азиатской ветви, где они,

сменяя друг друга, почти непрерывно прослеживаются на 18 тыс. км. К их

числу относятся российские участки пояса - Верхояно-Чукотская и

Сихотэ-Алиньская складчатые области. Бирмано-Малайский оловоносный

металлогенический пояс прослеживается почти на 2000 км при ширине около

100 км. Его продолжением служит Индонезийский пояс, совпадающий с полосой

развития мезозойских двуслюдяных и биотитовых гранитов. Оловоносные

площади Китая и Монголии приурочены к областям активизации Китайской

древней платформы и герцинид Монголо-Охотского пояса. В крайней

юго-западной части Тихоокеанского пояса находится герцинская складчатая

зона Австралийских Альп. В американской ветви наиболее крупным является

Боливийский оловоносный пояс, протягивающийся на 800 км при максимальной

ширине 80 км вдоль верхнепалеозойской складчатой области Восточных

Кордильер.

В пределах Средиземноморского подвижного пояса наиболее крупные

оловоносные площади расположены в восточной части, где он смыкается с

Тихоокеанским поясом, а также в европейском секторе-в пределах древних

консолидированных массивов, охваченных верхнепалеозойской активизацией.

Кроме двух глобальных поясов оловорудная минерализация известна в пределах

Атлантического пояса, а также на щитах и древних платформах - Африканской,

Австралийской, Бразильской.

Наиболее значительные оловорудные районы — Малайзия, Индонезия и Таиланд

(россыпи), Потоси и Льяльягуа в Боливии, Тасмания в Австралийском Союзе,

Рудные горы в Центральной Европе, район Гэцзю в КНР, Комсомольский в

Приамурье, Депутатский в Якутии, Кавалеровский в Приморье, Чукотский и

Восточно-Забайкальский в СССР, Маноно-Китотоло в Заире.

ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Из промышленных месторождений олова выделяются: пегматитовые, скарновые,

грейзеновые, плутоногенные гидротермальные, вулканогенные гидротермальные,

россыпные. Оловорудные месторождения могут быть разделены на две крупные

геохимические группы (по А.Б.Павловскому): литофильную

(редкометально-оловянную) и сидерохалькофильную (полиметалльно-оловянную).

Первая объединяет пегматитовые, скарновые, грейзеновые и некоторые

плутоногенные гидротермальные месторождения, характеризуется тесной

ассоциацией олова с вольфрамом, бериллием, танталом, ниобием, литием,

фтором и другими элементами; месторождения этой группы относятся

преимущественно к касситерит-кварцевой рудной формации. Ко второй группе

относятся гидротермальные плутоногенные и вулканогенные месторождения,

рудам которых свойственна ассоциация олова с железом, мышьяком, медью,

бором и серой, и которые относятся к касситерит-силикатной и

касситерит-сульфидной рудным формациям.

ГЛАВА III

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ХИНГАНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

ГРУППИРОВКА МЕСТОРОЖДЕНИЙ ОЛОВА

Оловянные руды свойственны различным генетическим группам месторождений —

пегматитовой, скарновой, альбититовой, грейзеновой, гидротермальной и

россыпной. Однако естественные геологические комплексы месторождений не

укладываются в рамки этих групп, а подчинены перекрестным связям,

сочетающим пегматиты с альбититами и грейзенами, скарны с грейзенами и

различными гидротермалитами, грейзены с частью гидротермалитов и с

оруденением всех других классов эндогенных месторождений. Поэтому в

геологии олова утвердилась классификация С. Смирнова (1937),

детализированная позднее О. Левицким и Е. Радкевич, по которой оловорудные

месторождения делятся на три формации: 1) пегматитовую; 2)

касситерит-кварцевую, объединяющую грейзены и кварцеворудньте

гидротермальные образования; 3) касситерит-сульфидную, включающую все

остальные гидротермалиты, а также скарны (Левицкий, 1947).

С течением времени эта классификация подверглась некоторым

преобразованиям, отражающим новые данные о типах оруденения и общее

развитие геологических представлений. Новые варианты классификации даны в

работах Е. Радкевич (1956), В. Матвеенко (1966), М. Ициксона и В.

Матвеенко (1968), М. Материкова (1974), С. Лугова и Б. Макеева (1975), а

также ряда других авторов.

В настоящей работе все типы месторождений олова группируются в

соответствии с принципами систематики рудных месторождений, намеченными В.

Смирновым (1955), т.е. с учетом объективно наблюдаемых геологических

условий, определяемых элементами магматической и структурной геологии, а

также особенностями состава вмещающих пород. На этой основе все формации

оловорудных месторождений делятся на три типа: 1) формации интрузивной

зоны; 2) формации околоинтрузивной зоны, 3) формации надынтрузивной зоны.

Такое деление сочетается с существующей трехчленной группировкой тех же

формаций по минералого-геохимическим признакам, внося при этом необходимые

коррективы, учитывающие явления конвергенции.

В формировании месторождений и рудопроявлений олова выделяются следующие

эпохи:

1)рифейско-протерозойская (Северное Приладожье и Кольский полуостров на

Балтийском кристаллическом щите, Волынь и Приазовье на Украинском щите,

бассейн Учура на Алданском щите);

2)байкальская (Восточный Саян, Енисейский кряж, Байкальская складчатая

область, Сангилен);

3)позднебайкальская (Ханкайский и Буреинский массивы на Дальнем Востоке);

4)позднекаледонская или раннегерцинская (рудопроявления Алтае-Саянской

складчатой области, частично Центрального Казахстана и Северного

Тянь-Шаня);

5)герцинская (Тянь-Шань, Калба, Центральный Казахстан, Забайкалье);

6)мезо-кайнозойская (Северо-Восток, Приморье и Приамурье, Забайкалье,

Юго-Восточный Памир, Большой Кавказ);

7)кайнозойская (Корякское нагорье).

Кроме того, может быть отмечена современная эпоха россыпеобразования.

На территории СССР, как и в зарубежных странах (Ициксон,1958), отчетливо

устанавливается нарастание промышленных концентраций олова от древних

образований к юным, с максимумом их проявления в мезо-кайнозое. Намечается

тенденция к усилению в более молодых оловорудных комплексах роли

месторождений силикатно-сульфидной группы за счет силикатно-кварцевой.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ НАДЫНТРУЗИВНОЙ ЗОНЫ

Оловорудные месторождения силикатно-сульфидной группы, образующие

надын-трузивную зону формирования оловянного оруденения, по практической

значимости занимают в СССР господствующее положение. Они характерны для

областей мезозойской складчатости, известны также в более древних

(герциниды Тянь-Шаня и Восточного Казахстана) и более молодых (Корякское

нагорье) складчатых областях. Районы развития этих месторождений обычно

сложены толщами терригенных осадков флишоидного типа иногда перекрытыми с

резким несогласием покровами наземных эффузивов среднего и кислого

состава. Чаще всего они располагаются во внутренних частях крупных

синкли-нориев, образуя металлогенические зоны, примерно согласные с

генеральным простиранием складчатых структур и региональных разломов типа

структурных швов. Однако размещение месторождений и интрузивных

проявлений, с которыми ассоциировано оруденение, контролируется, как

правило, поперечными разломами или неясно выраженными зонами

трещиноватости, возможно отражающими структуры фундамента. Нередко

месторождения данной группы располагаются в пределах наложенных впадин как

в областях завершенной складчатости, так и в зонах активизации на

платформах.

Связь месторождений с интрузивами, обнажающимися на поверхности, может

рассматриваться только как парагенетическая. Эти интрузивы обычно имеют

малые размеры и трещинный характер, в связи с чем их породам свойственны

резко выраженные порфировые структуры; иногда это пояса даек малой и

средней мощности. В составе интрузивных комплексов участвуют породы весьма

разнообразного петрографического состава: от габбро-диоритов и монцонитов

до аляскитовых гранитов. Для жильной серии особенно характерны лампрофиры,

диабазовые и диоритовые порфириты, гранит-порфиры и фельзиты, причем эти

породы обычно образуют антидромный ряд, внедряясь последовательно от

кислых к более основным. Интрузивным комплексам присуща повышенная

основность пород и свойственны признаки гибридного происхождения, что

резко отличает их от гранитоидов месторождений интрузивной зоны

формирования.

Для малых интрузий характерны широкие ореолы метаморфизма, который в

основном имеет гидротермальный характер, с новообразованиями биотита,

турмалина, хлорита, актинолита, альбита, кварца и сульфидов. Нередко

встречаются изолированные поля измененных пород при отсутствии интрузивных

выходов на дневной поверхности. В некоторых случаях наблюдается ассоциация

оруденения с диоритами, габброидами и даже с субвулканическими

андезито-базальтами (месторождения Тернистое, Лысогорское и другие в

Приморье, район Икуно-Акенобе в Японии). Наиболее постоянна связь

месторождений надынтрузивного типа как в пространстве, так и во времени с

дайками гранит-порфиров, гранодиорит-порфиров и меланократовых пород. Эта

особенность месторождений позволяет выделять их и в тех случаях, когда

такое оруденение пространственно приурочено к достаточно крупным массивам

гранитоидов, но отделено во времени от их формирования внедрением даек

меланократового состава (месторождения Карнаб в Узбекистане, Юбилейный

Октябрь в Западной Калбе, Валькумей на Чукотке, Депутатское в Якутии и

др.).

Силикатно-сульфидная группа оловорудных месторождений делится на две

формации: касситерит-силикатную, частично включающую и месторождения

околоинтрузивной зоны, и касситерит-сульфидную, иногда сменяющуюся

полиметаллическими месторождениями, практически безоловянными. В крайних

членах месторождения этих формаций резко различны, но нередко их руды

тесно связаны между собой и распространены в единых рудных полях, сменяя

друг друга как в плане, так и в вертикальном разрезе. Рудные тела обычно

контролируются крутопадающими трещинами скалывания значительной

протяженности по простиранию и глубине. В основном они представлены

минерализованными зонами дробления, простыми и сложными жилами, изредка

штокверками. Для месторождений турмалиновых и хлоритовых типов характерны

различного рода метасоматические зоны с интенсивным изменением вмещающих

пород. Специфически сульфидные жильные тела часто характеризуются резкими

зальбандами с развитием в боковых породах только прожилков и рудных

вкрапленников. Однако морфологические особенности их нередко

свидетельствуют о важной роли процессов замещения в формировании и этих

так называемых трещинных жил выполнения.

Среди месторождений надынтрузивной зоны довольно обычны комплексные

объекты, чаще всего оловянно-свинцово-цинковые, реже оловянно-медные,

очень редко оловянно-вольфрамовые; однако за редкими исключениями их

главным полезным компонентом является олово, обычно ведущая роль

принадлежит собственно оловянным месторождениям с практически

мономинеральными рудами.

Из рассеянных элементов для многих месторождений данной группы особенно

специфичен индий. Часто в оловянно-полиметаллических рудах содержится

серебро и местами намечается тесная связь оловянного оруденения с

собственно серебряным, что, как известно, характерно для ряда оловоносных

провинций и, в частности, для Боливии. Значительно реже в оловянных рудах

отмечается присутствие золота, хотя близкое соседство оловоносных районов

с золотоносными проявляется еще чаще, чем с сереброносными, и может

считаться закономерным. Столь же обычна ассоциация оловоносных площадей с

зонами сурьмяно-ртутного оруденения.

Оловорудные месторождения турмалинового и хлоритового типов имеются во

всех главных оловоносных районах страны и представлены такими известными

объектами как Валькумей, Илинтас, Алыс-Хая, Эге-Хая, Улахан-Эгелях и др.

на Северо-Востоке; Солнечное, Фестивальное, Дубровское, Хрустальное,

Арсеньевское, Тернистое в южной части Дальнего Востока; Хапчерангинское и

Шерловогорское в Забайкалье. Не менее широко распространены и

месторождения сульфидной формации, но изучались они главным образом в

Приморье и Приамурье (месторождения Смирновское, Дальнее, Дальнетаежное и

др.), причем в ряде случаев на глубине была установлена смена специфически

сульфидных руд малосульфидными, что, однако, не является общим правилом.

ХИНГАНО-ОЛОНОЙСКИЙ РУДНЫЙ РАЙОН

Этот район является лучшим примером оловоносности вулкано-плутонических

комплексов в их «чистом» виде, поскольку абсолютно лишен каких-либо

доэффузивных рудных образований. Он расположен на окраине Буреинского

массива поздних байкалид и приурочен к вулкано-тектоническому прогибу, в

основании которого лежат гнейсы, гранито-гнейсы, гранитоиды и

метаморфизованные терригенно-карбонатные толщи рифея и нижнего палеозоя.

0x01 graphic

Схематическая геологическая карта северной части Хингано-Олонойского

рудного района. По М.Ициксону, В.Кузьмичеву, П.Кошману и др.

1-четвертичные отложения; 2-базальты; 3-6-вулканиты: 3-кислого состава

обманийской свиты; 4-кислого и среднего состава лиственичной свиты;

5-кислого состава солонечной свиты; 6-среднего состава станолирской свиты;

7-метаморфизованные породы; 8-гранит-порфиры обманийского типа;

9-гранит-порфиры хинганского типа;

10-крупновкрапленниковые липариты; 11-гранит-порфиры кимканского типа;

12-граниты; 13-разрывные нарушения; 14-месторождения: 1-Березовское,

2-Хинганское, 3-Олонойское, 4-Джалиндинское, 5-Обещающее, 6-Лесное,

7-Верхнее,

8-Нижнее.

Прогиб заполнен меловыми вулканитами липаритовой формации мощностью до

1000-1200м. В процессе формирования вулканического комплекса происходило

повышение кислотности и газоносности магмы, обусловившее развитие

игнимбритов в заключении периода активного вулканизма. Извержение

огромного количества пирокластического материала сопровождалось опусканием

больших участков фундамента и завершилось внедрением остаточной магмы в

виде интрузивных залежей гранит-порфиров. Известен, однако, шток так

называемых обманийских микрографических гранит-порфиров, внедрившийся в

поствулканический период, после начала дайкообразования. В отличие от

Страницы: 1, 2, 3, 4