Исследования оловянных типов руд Хинганского месторождения касситерит сульфидной штокверковой рудной формации в глубинной части оруденения. Лабораторные методы исследования руд. Курсовой проект.
в Верхояно-Чукотской, Сихотэ-Алинской и Монголо-Охотской рудных
провинциях.
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОЛОВА
Атомная масса олова 118,69, занимает оно 50-е место в периодической
системе элементов Д. И. Менделеева. Для него известно 10 устойчивых
изотопов. В устойчивых соединениях олово находится в двух степенях
окисления: +2 и +4. В природе встречаются почти исключительно минералы с
Sn4+. Радиус иона Sn4+ равен 0,074 нм, что близко к величине ионных
радиусов Nb5+ и Та5+ (0,069 нм) и Ti4+ (0,064 нм).
Олово образует как кислородные, так и сернистые соединения, причем
последние возникают лишь в условиях высокой концентрации серы. Олово +4
обладает амфотерными свойствами.
Кларк олова - 2,5-10(-4) % , при этом в ультраосновных породах он
составляет всего 5*10(-5), в основных - 1,5*10(-4); наиболее высокие
содержания фиксируются в кислых магматических породах - более 3*10(-4) % .
Геохимическая природа олова двойственна: будучи литофильным элементом, оно
обладает и халькофильными свойствами в зависимости от режима кислорода и
серы. Этим определяется его высокая миграционная способность и присутствие
как в пегматитах, грейзенах, так и в сульфидных месторождениях. Эндогенные
промышленные концентрации олова связаны с кислыми и умеренно кислыми
изверженными комплексами - гранитными, гранодиоритовыми, риолитовыми.
Олово выносится из магматических очагов гидротермальными щелочными
растворами в форме высоколетучих галоидных соединений. При понижении
щелочности (до рН=7-7,5) галоидные комплексы гидролизуются с образованием
плавиковой кислоты и выпадением гидроксида олова, который при дегидратации
переходит в безводный диоксид - касситерит.
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
Страницы: 1, 2, 3, 4
|