| |||||
МЕНЮ
| 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 |
ИНТЕРЕСНОЕ | |||
|