Исследования оловянных типов руд Хинганского месторождения касситерит сульфидной штокверковой рудной формации в глубинной части оруденения. Лабораторные методы исследования руд. Курсовой проект.
Скачать реферат по теме: Исследования оловянных типов руд Хинганского месторождения касситерит сульфидной штокверковой рудной формации в глубинной части оруденения. Лабораторные методы исследования руд. Курсовой проект. Кафедра геологии месторождений полезных ископаемых
КУРСОВОЙ ПРОЕКТ
по дисциплине
Лабораторные методы исследования руд
на тему
Исследования оловянных типов руд
Хинганского месторождения
касситерит-сульфидной штокверковой
рудной формации
в глубинной части оруденения
Выполнил: студент гр. ВРМ-01 Уютнов К.В.
Руководитель проекта: доцент Дорожкина Л.А.
Москва, 2005
СОДЕРЖАНИЕ:
ВВЕДЕНИЕ.
ГЛАВА I. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА И СТРОЕНИЯ ПОЛЕЗНЫХ
ИСКОПАЕМЫХ.
1) Свойства рудообразующих минералов в отражённом свете.
2) Минераграфическая лаборатория.
3) Методы изучения текстур и структур руд.
ГЛАВА II. ОСОБЕННОСТИ ОЛОВА.
1) Свойства и применение олова.
2) Геохимические особенности олова.
3) Металлогения.
4) Типы промышленных месторождений.
ГЛАВА III. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ХИНГАНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ.
1) Группировка месторождений олова.
2) Месторождения надынтрузивной зоны.
3) Хингано-Олонойский рудный район.
4) Хинганское месторождение.
ГЛАВА IV. ДИАГНОСТИКА МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА.
1) Текстура, структура, минеральный агрегат и минеральное зерно.
2) Детальный анализ исследуемого материала.
3) Схема последовательности минералообразования.
ГЛАВА V. ТЕХНОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ОБОГАЩЕНИЯ ОЛОВЯННЫХ
РУД.
1) Минералогический анализ руды и продуктов её обогащения.
2) Минеральный состав руд и обогащение.
3) Значение текстур и структур руд для обогащения.
4) Промышленные минералы олова и особенности обогащения
сульфидно-касситеритовых руд.
ВВЕДЕНИЕ
ЦЕЛЬ КУРСОВОГО ПРОЕКТА:
Изучение минерального состава, текстурно-структурных особенностей,
стадийности минералообразования, природных типов руд Хинганского
оловорудного месторождения.
ЗАДАЧИ:
Диагностика рудных минералов в отраженном свете, детальное изучение
текстур и структур руд; генетические и практические разработки на основе
исследования минерального состава и строения руд; составление схемы
последовательности отложения минералов; качественная характеристика
природного типа руд. Основные направления разрабатываются с применением
комплекса современных методов и дополнительной литературы.
Поставленные задачи выполняются на рудном микроскопе МИН-9 в
минераграфической лаборатории кафедры геологии месторождений полезных
ископаемых МГГРУ. Работа ведётся с полированным аншлифом, представляющим
собой руду пирротин-галенит-сфалеритовой минеральной ассоциации глубинной
части оруденения Хинганского постмагматического гидротермального
месторождения касситерит-сульфидной штокверковой рудной формации.
ГЛАВА I
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА И СТРОЕНИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
СВОЙСТВА РУДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ В ОТРАЖЕННОМ СВЕТЕ
При изучении вещественного состава и строения полезных ископаемых
применяется комплекс методов. Последние условно разделяются на две группы:
главные и дополнительные (микроаналитические) .
К главным методам относятся: минераграфический (рудная микроскопия),
петрографический, химический и фазовый анализ, спектральный анализ,
шлиховой анализ.
К дополнительным методам относятся: рентгеноструктурный анализ
(диагностика минералов, изучение кристаллических структур); электронная
микроскопия (исследование морфологии тонкодисперсных частиц и включений, а
также поверхности минералов, руд, пород); электронно-зондовый микроанализ
(неразрушающий качественный и количественный поэлементный анализ
микровыделений); лазерный микроспектральный анализ (качественное и
количественное определение элементов-примесей в микровыделениях);
масс-спектрометрический анализ (исследование изотопов В, Н, О, Рb, С, S);
инфракрасная спектроскопия (диагностика минералов, особенно
рентгеноаморфных; исследование кристаллохимических особенностей
минералов); термический анализ (диагностика минералов, качественный и
количественный фазовый анализ, исследование теплофизических свойств и
фазовых превращений); исследование газово-жидких включений (определение
температур и давлений минералообразования, исследование состава и
концентраций минералообразующих растворов).
МИНЕРАГРАФИЧЕСКАЯ ЛАБОРАТОРИЯ
В 60-х годах прошлого столетия наука, занимающаяся микроскопическим
изучением рудных минералов и руд в отраженном свете, получила название
минераграфия (minera - руда, рудный штуф; grapho - пишу). В настоящее
время во многих высших учебных заведениях и научно-исследовательских
институтах организованы минераграфические лаборатории.
0x01 graphic
Общий вид рудного микроскопа МИН-9:
1- наклонная насадка; 2 - тубус; 3 - опак-иллюминатор типа ОИ-12; 4 -
рукоятка включения призмы или пластинки; 5 - барашек грубой наводки; 6 -
барашек микрометренной наводки.
С целью изучения рудных минералов в отраженном свете применяется рудный
поляризационный микроскоп. Различные модели рудных микроскопов детально
описаны в ряде руководств. В СССР минераграфические лаборатории оснащены
современными моделями рудных микроскопов МИН-9 фирмы ЛОМО (Ленинградское
оптико-механическое объединение) и петрографических микроскопов МИН-8; для
научно-исследовательских работ применяется новая модель рудного микроскопа
Полам Р-312.
Рудный поляризационный микроскоп МИН-9 предназначен для исследований
рудообразующих минералов в отраженном поляризованном и проходящем свете.
Микроскоп может быть использован для наблюдения прозрачных минералов в
проходящем свете при небольших увеличениях. Прилагаемый к микроскопу набор
окуляров и объективов позволяет получать увеличения в 33-1425 раз.
Увеличение объектива показывает, в какой степени увеличивается
изображение, когда свет проходит через объектив. Численная апертура - мера
способности объектива разрешать тонкие детали структуры в шлифе;
определяет она глубину фокуса и полезную степень увеличения. К микроскопу
прилагается семь объективов-ахроматов. Все объективы закреплены в
специальные оправки с центрировочными винтами. С помощью этих оправок
объективы вставляются в щипцовое устройство опак-иллюминатора типа ОИ-12.
Обьективы низких и средних увеличений, отделяемые от наблюдаемого объекта
воздушным пространством, называются «сухими».
Иммерсионные объективы часто применяются в рудной микроскопии, когда
требуется большое увеличение. В этом случае между шлифом и объективом
помещают каплю иммерсионного масла (показатель преломления 1,5; 1,515) или
воды. Присутствие иммерсионной среды уменьшает отражение минерала,
позволяет наблюдать слабые эффекты анизотропии и цвета, а также слабые
внутренние рефлексы. После работы иммерсионное масло удаляют с поверхности
линзы и шлифа фильтровальной бумагой, смоченной в спирте. Иммерсионные
объективы необходимо очень осторожно фокусировать, чтобы при случайном
надавливании на шлиф не повредить линзу.
В комплект микроскопа входят четыре окуляра. В поле зрения окуляра имеется
перекрестие. Окуляр, предназначенный для фотографирования, не имеет креста
нитей и часто является «компенсационным».
В поле зрения окуляра 7х может быть установлена микрометрическая шкала или
прямоугольная сетка, удобные для измерения размера частиц минерала или их
подсчета. Длина шкалы 10 мм (деление 0,1 мм). Размер квадратной сетки 10х
10 мм (каждый квадрат 0,5x0,5 мм). Цена деления Е окулярной шкалы
микроскопа определяется по формуле E=zT/A, где z - число делений
объект-микрометра, Т - цена деления объект микрометра, А - число делений
окулярной шкалы. Окуляры Гюйгенса 7х и 10х и симметричный окуляр 15х
применяются в основном с объективами малых и средних увеличений. Для
работы с объективами 30х, 40х, 95х рекомендуется применять компенсационный
окуляр 15х. На каждом объективе и окуляра выгравирована цифра, указывающая
его увеличение.
Для получения вертикально падающего света, отраженного от шлифа,
применяется осветитель (опак-иллюминатор) типа ОИ-12. Существуют
опак-иллюминаторы различных конструкций. В одном типе опак-иллюминаторов
свет падает на стеклянную трехгранную призму полного внутреннего
отражения, в другом - пучок света падает на стеклянную пластинку, которая
занимает все сечения трубки опака. В корпусе осветителя ОИ-12 установлены
стеклянная призма и пластинка.
В качестве источника света в опак-иллюминаторе применяется лампочка
накаливания мощностью 9 Вт, напряжением 8 В. Лампочка питается от сети
переменного тока напряжением 110 -127- 220 В через трансформатор.
Синий светофильтр рекомендуется применять при исследовании руды в
обыкновенном свете, чтобы устранить желтизну, даваемую электрической
лампочкой. Желтый или оранжевый светофильтры используют для
приблизительной оценки отражения исследуемого минерала путем сравнения его
с эталоном.
Шлифы прикрепляются пластилином к стеклянной пластинке. Полированная
поверхность шлифа приводится в горизонтальное положение с помощью ручного
пресса. Перед началом изучения полированный шлиф протирается на кусочке
сукна, шелка, фетра или замши. Протирая шлиф, всегда необходимо увлажнять
его поверхность дыханием. Наблюдение полированных шлифов под микроскопом
следует начинать со слабым объективом 4,7х и постепенно переходить к
большим увеличениям.
Стереоскопический микроскоп (бинокуляр МБС-9, МПС-1 и др.) позволяет
наблюдать объемное изображение объекта в отраженном и проходящем свете. На
этом приборе изучаются полированные и прозрачные шлифы, полированные штуфы
и образцы, а также дробленый материал (шлихи, протолочки и продукты
обогащения). Общее увеличение бинокуляров колеблется от 3,5 до 88.
С помощью микротвердометра ПМТ-3 измеряют микротвердость минералов. В
настоящее время микротвердость - одна из главных констант рудных и
нерудных минералов.
Приборы для исследования оптических свойств рудных минералов отличаются
сложностью и требуют высококвалифицированного обслуживания.
В лаборатории должен быть установлен станок для полировки шлифов. Здесь же
в специальных шкафах хранятся эталонные коллекции минералов, а также
полированных и прозрачных шлифов для изучения физических и химических
свойств рудных минералов. В лаборатории имеются наборы химических
реактивов и коллекции минералов для проведения травления и
микрохимического анализа.
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ТЕКСТУР И СТРУКТУР РУД
Текстура - строение руды, обусловленное формой, размерами и характером
срастания минеральных агрегатов.
Минеральный агрегат представляет собой характерные сростки минералов
определенной минеральной ассоциации.
Минеральная ассоциация - группа минералов, образовавшихся совместно,
одновременно или близкоодновременно в определенных физико-химических
условиях. Каждый отдельный минеральный агрегат образуется в одну стадию
минерализации.
Структура - строение минерального агрегата, обусловленное формой,
размерами и характером срастания минеральных зерен или коллоидного
вещества. Морфологическая единица структуры -минеральное зерно, или
минеральный индивид.
Минеральный индивид выделяется в агрегате по совокупности признаков -
форма, размеры и внутреннее строение.
Методы изучения текстур. Текстуры или макротекстуры обычно изучаются
макроскопически в забоях, обнажениях, штуфных образцах, кернах и
пришлифовках размером 9x12 см; микротекстуры - в полированных и прозрачных
шлифах под микроскопом или бинокуляром. Текстуры руд исследуются на
большом количестве штуфных образцов и шлифов, отбираемых систематически из
различных участков рудного тела (по простиранию, вкрест простирания и по
его падению) с точной привязкой. Образцы руды с типичными текстурами
отбираются также из отвалов при их осмотре или опробовании.
При изучении текстур руд применяют методы окрашивания, отпечатков,
радиографический и люминесцентный. Метод окрашивания используется при
установлении взаимоотношений между различными минеральными агрегатами или
минералами с близкими физическими свойствами (цветом и др.). С помощью
определенных химических реактивов на минералах получают цветные пленки.
При изучении формы минеральных агрегатов, сложенных радиоактивными
минералами, хорошие результаты дает радиографический метод. Люминесцентный
метод широко применяется в лабораторных и полевых условиях при изучении
формы минеральных агрегатов, сложенных минералами, обладающими
способностью холодного свечения в ультрафиолетовых, катодных и
рентгеновских лучах.
Наиболее важные в генетическом и практическом отношении текстуры
необходимо зарисовывать или фотографировать. Образцы, приготовленные для
фотографирования, желательно отполировать или распилить, иногда перед
фотографированием проводят выборочное окрашивание некоторых минеральных
агрегатов.
Методы изучения структур. Изучение структур каждого минерального агрегата
проводится макроскопически и под микроскопом. Структуры крупнозернистых
агрегатов определяют невооруженным глазом в штуфах, кернах и пришлифовках.
Структуры средне- и мелкозернистых агрегатов изучаются только под
микроскопом в полированных и прозрачных шлифах.
Форма и строение зерен рудообразующих минералов изучаются под микроскопом
в поляризованном отраженном свете (для сильно анизотропных непрозрачных
минералов), в проходящем свете (для прозрачных минералов), а также с
помощью структурного травления (для изотропных и слабо анизотропных
непрозрачных минералов).
ГЛАВА II
ОСОБЕННОСТИ ОЛОВА
СВОЙСТВА И ПРИМЕНЕНИЕ ОЛОВА
Олово - один из первых металлов, освоенных человеком. Первоначально оно
использовалось в сплавах с медью как составная часть бронзы, широкое
применение которой определило целую эпоху в истории развития цивилизации,
получившую название \"бронзовый век\", продолжавшуюся со второй половины IV
тысячелетия до IX-VIII вв. до н.э. Впервые бронза появилась на Востоке;
наиболее древние изделия из бронзы, найденные в Египте, относятся к 3700
г. до н.э.
На территории нынешней России и стран СНГ основные горно-металлургические
центры в эту эпоху размещались на Урале, Рудном Алтае, Закавказье,
Казахстане и Средней Азии. Наиболее древние бронзовые изделия
средиземноморских стран делались из азиатского олова, а с середины 2-го
тысячелетия до н.э. олово ввозилось финикиянами с месторождений
Великобритании, древнее название которой \"Касситерида\" (от
греч.\"касситрос\"- олово). Само слово \"бронза\" появилось значительно позже
и связано с древнейшим морским портом Италии, называвшимся в античное
время Брундизий. Здесь встречались два потока руд и металлов: медь,
вывозимая из Италии, и олово, поступавшее с Британских островов, что
обеспечило возможность получения высококачественных сплавов - \"меди из
Брундизий\". Позднее, уже в средние века, олово поступало из Саксонии и
Богемии, затем из Индонезии, Китая и других стран.
Олово представляет собой мягкий металл серебристо-белого цвета.
Температура плавления его 231,85 °С, температура кипения 243 °С, плотность
7,3 г/см3. Мягкость и тягучесть олова позволяют легко прокатывать его в
тонкие листы, называемые оловянной фольгой, или станиолем. Вода не влияет
на олово. Разбавленные соляная и серная кислоты действуют на него очень
медленно. На воздухе олово покрывается тонкой оксидной пленкой, обладающей
защитным действием.
Химическая устойчивость олова, нетоксичность его солей и сплавов
обеспечили широкое применение его в виде белой жести в консервной отрасли
промышленности
(32 % добычи). Для этой цели используется особо чистое (пищевое) олово.
Кроме того, олово используется для получения бронз (c медью), латуни,
баббитов (с сурьмой) (22 %), припоев (со свинцом) (29 %), типографских
шрифтов, в химической промышленности
(15 %) в производстве красителей, в стекольной и текстильной отраслях
промышленности.
Олово извлекают из оловянных и комплексных олово-вольфрамовых,
олово-серебряных и олово-полиметаллических руд. Общие запасы его в недрах
40 стран мира оцениваются в 88 млн т, в том числе разведанные запасы
составляют более 7 млн т. Запасы россыпных месторождений составляют 58 %.
Обеспеченность подтвержденными запасами современного уровня производства
олова составляет в целом 32 года. Уникальные коренные месторождения олова
характеризуются запасами более 100 тыс.т, крупные - 100-25, средние - 25-5
и мелкие - менее 5. Ежегодное производство олова в концентрате колеблется
от 200 до 166 тыс. т. Цена на рафинированное олово составляет
5-6 тыс.дол. за тонну. В последние годы отмечается некоторое снижение
добычи, производства, потребления и цены олова. Всего с начала бронзового
века добыто около
7 млн т олова.
Наиболее крупными запасами обладают Китай, Бразилия, Малайзия, Индонезия,
Боливия, Таиланд, Австралия. В России основные месторождения сосредоточены
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
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
других гранит-порфировых интрузивов он характеризуется интенсивным
контактовым воздействием на вмещающие породы и сопровождается оруденением.
Одним из последних проявлений вулканизма являются небольшие экструзии
липаритов, с которыми генетически связаны рудопроявления деревянистого
олова, выделяемые в так называемую риолитовую формацию.
В поствулканический период происходило внедрение даек, развитие объемных
(площадных) метасоматитов и локальных проявлений рудной минерализации. Все
эти новообразования контролируются региональной субширотной структурой,
представляющей пояс повышенной трещиноватости, влияние которой сказывалось
еще в период активного вулканизма. Поперечные (субмеридиональные) расколы
фундамента разделяют данный пояс на четыре блока, различающиеся по степени
нарушенности, насыщенности дайками, а также по интенсивности и фациальным
особенностям проявлений площадной и локальной оловоносной минерализации.
Непосредственно после завершения вулканических излияний и в основном до
проявления процессов минерализации произошло внедрение кислых даек,
представленных жильными липаритами и гранит-порфирами, близкими по составу
к самым поздним вулканитам. Затем внедрились дайки среднего и основного
состава, преимущественно также дорудные, но отчасти и послерудные.
Оруденение пространственно связано с обеими группами даек, однако чаще
ассоциирует с дайками второй группы.
Несколько позже этапа дайкообразования вулканогенная толща подверглась
объемному метасоматозу с образованием комплекса фаций щелочных
метасоматитов, пропилитизации и аргиллизации. Все поле площадной
минерализации, подчиненное субширотной структуре, выделяется на общем
геохимическом фоне района как положительная аномалия рудогенных элементов.
При этом интенсивность метасоматоза контролируется в первую очередь
линейными вулкано-тектоническими структурами и в меньшей мере-отдельными
телами интрузивов и некков, обозначающих эти структуры. Теми же
структурами контролируется и размещение локальной оловорудной
минерализации.
Магматическая деятельность в рудном районе охватила весь нижний мел (от
136 до 100 млн. лет), но максимум ее приходится на относительно короткий
промежуток времени, соответствующий верхам нижнего мела (109-105 млн.
лет). Внедрение интрузивных кварцевых порфиров и гранит-порфиров произошло
в период 110-102 млн. лет, а последующих жильных порфиритов и
фельзит-порфиров — в течение 105-100 млн. лет. Формирование оловорудных
месторождений - Хинганского, Березовского, Карадуба, Красавчика -
датируется по возрасту слюд 97-91 млн. лет. Близкий к ним возраст (100-75
млн. лет) имеют верхнемеловые эффузивы и субвулканические интрузии,
известные за пределами рудного района.
Все без исключения оловорудные месторождения Хингано-Олонойского рудного
района сосредоточены в пределах комплекса кислых эффузивов мелового
возраста, т. е. в верхнем структурном этаже. Однако они различаются между
собой целым рядом признаков и, в частности, минеральными ассоциациями,
присущими разным типам месторождений. Г.Ициксон подразделяет их на три
формации (Оловорудные месторождения Малого Хингана, 1959):
1) месторождения риолитовой формации (Джалиндинское), генетически
связанные с экструзиями липаритов и представленные зонами
кварц-серицитовых и существенно кварцевых метасоматитов с гнездо- или
жилообразными скоплениями деревянистого олова;
2) месторождения переходной формации (Олонойское и группа Карадуба),
связанные с интрузией обманийских гранит-порфиров и представленные
сочетанием двух формаций - касситерит-кварцевой (топаз, мусковит, кварц) и
касситерит-силикатной (турмалин, сидерофиллит, магнетит, гематит);
3) месторождения касситерит-сульфидной формации (Хинганское, Березовское,
Центральное), удаленные от источников оруденения и находящиеся в
парагенетической связи с дайками порфиритов.
Промышленное значение пока имеют месторождения только последней группы,
которые сильно отличаются по характеру минерализации от типовых
месторождений касситерит-сульфидной формации.
ХИНГАНСКОЕ МЕСТОРОЖДЕНИЕ
Рудное поле сложено кварцевыми порфирами, прорванными интрузией
гранит-порфиров хинганского типа, которые в отличие от обманийских
оказывают слабое контактовое воздействие на вмещающие породы. Наличие в
них ксенолитов кристаллических сланцев нижнего структурного яруса
свидетельствует о зарождении магматического очага на значительных
глубинах, за пределами толщи эффузивов.
На участке месторождения гранит-порфиры слагают пологопадающую
плитообразную залежь с вертикальной мощностью до 250 м.
0x01 graphic
Схематический разрез Хинганского месторождения. По материалам рудника.
1-липариты; 2-гранит-порфиры; 3-порфириты; 4-эруптивные брекчии;
5-серицитизация в липаритах, хлоритинация и серицитизация в
гранит-порфирах; 6-метасоматиты (серицит-кварцевые по липаритам,
серицит-кварцевые и серицит-хлорит-кварцевые по гранит-порфирам);
7-оловорудные тела; 8-разрывные нарушения(а) и зоны дробления(б); 9-места
пересечения скважин с плоскостью разреза; 10-подземные горные выработки;
11-эксплуатационный карьер.
Рудные тела, рассекая ее, на глубине уходят в нижележащую толщу эффузивов.
Положение месторождения контролируется серией разрывных нарушений
северо-северо-западного простирания, пересекающихся с северо-восточными
(субширотными). Восточной границей месторождения является основной
рудоподводящий разлом, сопровождаемый мощной дайкой порфиритов, который
имеет субмеридиональное простирание и падает на запад под углом 85°. Со
стороны висячего бока он оперяется менее значительными рудоконтролирующими
разрывами с простиранием, несколько отклоняющимся к северо-западу, и с
падением, направленным на северо-восток, т. е. навстречу основному
разлому.
В сочетании с субширотными нарушениями эти разрывы разбивают всю площадь
месторождения на ряд блоков, испытавших дифференциальные вертикальные
перемещения, отчетливо фиксируемые по контактам гранит-порфиров. К
опущенным блокам приурочены воронкообразные тела эруптивных (взрывных)
брекчий, к которым, в свою очередь, тяготеет большая часть оруденения.
Рудные тела в таких блоках группируются кулисообразно друг над другом с
интервалами по вертикали от 40 до 200 м, причем концентрации олова в них
увеличиваются вместе с увеличением амплитуды провалов.
Хинганское месторождение представляет собой единый штокверк с густой сетью
ветвящихся, беспорядочно распределенных прожилков, сложенных касситеритом,
кварцем, хлоритом, флюоритом и сульфидами. Однако его рудные тела, контуры
которых определяются только опробованием, характеризуются относительно
небольшими поперечными размерами. Они имеют более или менее правильную
трубообразную форму, реже - уплощенную полого наклоненную, и тяготеют к
телам эруптивных брекчий или к трещиноватым кварцевым порфирам.
Располагаются рудные тела на разных гипсометрических уровнях и в ряде
случаев не достигают дневной поверхности.
0x01 graphic
Рудные трубы Хинганского месторождения. По Ю.Афонину и Е.Синякову.
1-кварцевые порфиры; 2-гранит-порфиры; 3-брекчии; 4-рудные тела;
5-горизонтали поверхности.
Гранит-порфиры, кварцевые порфиры и эруптивные брекчии в пределах
штокверка подверглись предрудному дроблению и интенсивной гидротермальной
переработке с превращением в серицит-хлорит-кварцевые и серицит-кварцевые
метасоматиты, окруженные широким ореолом серицитизации и хлоритизации
вмещающих пород. Жильные порфириты, состоящие в основном из плагиоклазов
(альбит, альбит-олигоклаз) и замещенного хлоритом биотита, в зоне
месторождения в значительной части превращены в аплито-подобные или
серицит-хлорит-кварцевые породы. Они являются дорудными, но остаются в
недостаточно выясненных взаимоотношениях с эруптивными брекчиями.
По особенностям геологической позиции и главным минеральным ассоциациям,
сопровождающим касситерит, намечаются два типа рудных тел. Рудные тела
первого типа пространственно приурочены к зонам эруптивных брекчий и
контролируются общими с ними тектоническими зонами. По главным минеральным
ассоциациям они являются хлоритовыми малосульфидными и отчасти
флюорит-хлоритовыми. Другой тип оруденения - хлорит-флюорит-сульфидный -
развит вне зоны эруптивных брекчий и контролируется столбообразными зонами
интенсивного брекчирования, более позднего по отношению к эруптивным
брекчиям, образование которых связано с газовыми прорывами.
Рудные тела имеют зональное строение. Их центральные части сложены
брекчиями с крупными обломками, сцементированными гидротермальным
материалом;
далее следует зона с густой сетью ветвящихся прожилков, которая во внешней
части рудного тела переходит в зону с сериями параллельных прожилков,
приуроченных к трещинам отдельности. При этом к центральным частям рудных
тел приурочены наиболее ранние минеральные парагенезисы, постепенно
сменяющиеся к периферии более поздними без каких-либо перерывов и
наложений. Различие в составе минеральных ассоциаций состоит лишь в
количественном соотношении отдельных минералов, представленных кварцем,
хлоритом, касситеритом, флюоритом, сульфо-арсенидами, сульфидами,
адуляром, сидерофиллитом, гидромусковитом и др. Общим для всех рудных тел
является парагенезис касситерит-хлорит-кварц. Характерно широкое развитие
колломорфноподобных текстур со сферическими агрегатами мельчайших зерен
касситерита и арсенопирита, со скрытокристаллическими агрегатами
сфалерита, хлорита.
ГЛАВА IV
ДИАГНОСТИКА МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА
ТЕКСТУРА, СТРУКТУРА,
МИНЕРАЛЬНЫЙ АГРЕГАТ И МИНЕРАЛЬНОЕ ЗЕРНО
Текстурой называется строение руды, обусловленное формой, размерами и
характером срастания минеральных агрегатов. Морфологической единицей
текстуры является минеральный агрегат.
Минеральным агрегатом называются характерные сростки зерен или коллоидных
частиц минералов определенной минеральной ассоциации.
Минеральная ассоциация это группа минералов, образовавшихся совместно,
одновременно или близкоодновременно в определённых физико-химических
условиях. Морфогенетическими особенностями минерального агрегата являются
форма, размеры и структуры. Каждый отдельный минеральный агрегат
образуется в одну стадию минерализации. Минеральный агрегат выделяется в
руде по совокупности признаков: вещественный состав, форма, размеры и
структуры.
Главнейшими морфологическими видами агрегатов являются: пятнистые
(вкрапленность, пятна, нодули и др.); удлиненные (полоски, прослойки,
прожилки и др.); друзовые и жеодовые; натечные и сферические (оолиты,
почки, конкреции, фестоны, корки, сталактиты, сталагмиты, гроздья и др.);
обломочные (обломки, галька, валуны, псевдоолиты и др.); органогенные
(окаменелые остатки флоры и фауны); коррозионные (скелеты,
реликты-остатки, каемки, решетки и др.); каркасные. Размеры таких
агрегатов колеблются от долей миллиметра до 10 см и более в поперечнике. В
рудах выделяются макротекстуры, если величина агрегата более 2 мм в
поперечнике, и микротекстуры, если величина агрегата менее 2 мм.
Вещественный состав агрегата определяется парагенетической ассоциацией
минералов и химических элементов. При характеристике строения руды за
морфологическую единицу текстуры могут быть приняты мономинеральные и
полиминеральные агрегаты зерен или коллоидных частиц.
Внутреннее строение агрегата (типоморфные структуры) обусловлено
срастаниями минеральных зерен и коллоидного вещества в данной
парагенетической ассоциации минералов. В зависимости от формы и размера
минеральных агрегатов и способов их сочетания в пространстве текстуры
подразделяются на морфологические виды, например вкрапленная, прожилковая,
брекчиевая и др.
Структурой называется строение минерального агрегата, обусловленное
формой, размерами и характером срастания минеральных зерен или коллоидного
вещества. Морфологической единицей структуры является минеральное зерно,
или минеральный индивид. Коллоидные агрегаты сложены скрытокристаллическим
и аморфным веществом. Понятие минеральный индивид введено в литературу Д.
П. Григорьевым и определяется так: «Индивид — это образовавшееся в природе
обособление однородного химического вещества, физически отделенное от
других естественными поверхностями раздела. Индивидом является как
природный кристалл, ограниченный кристаллическими гранями, так и каждое
минеральное зерно или другое однородное выделение, отделенное от соседей
поверхностями соприкосновения». Агрегаты минералов, по Д. П. Григорьеву, —
это сочетание минеральных индивидов.
Коллоидные агрегаты (скопления гётита, опала, хризоколлы, псиломелана,
пирита и др.) сложены однородными выделениями, состоящими из
скрытокристаллических и рентгеноаморфных частиц. За морфологическую
единицу структуры некоторые исследователи принимают однородное минеральное
выделение, представляющее или мономинеральный агрегат зерен или
мономинеральный агрегат коллоидных частиц. Срастания таких минеральных
выделений эти исследователи называют структурами, например, графическая,
субграфическая и др. Такие понятия были введены в литературу в ранние
периоды развития минераграфии, когда «текстурами считали сложения,
различимые макроскопически, а структурами — внутренние сложения,
выступающие под микроскопом».
Большинство исследователей минеральные срастания в рудах, обусловленные
сочетанием мономинеральных агрегатов зерен, называют текстурами.
Минеральный индивид выделяется в агрегате по совокупности признаков
(форма, размеры и внутреннее строение). Главнейшими формами минеральных
зерен являются: идиоморфная, гипидиоморфная, аллотриоморфная, скелетная,
реликтовая, осколочная, обломочная, эмульсионная и др. Форма коллоидных
частиц (аморфных и скрытокристаллических) различается под электронным
микроскопом и при определении структуры не учитывается. Коллоидные частицы
наибольшей величины невидимы в поляризационном микроскопе. Для однородных
выделений коллоидного вещества характерны сферические формы (шарики —
глобулиты, концентрические зонки и др.). В. В. Глазковский подразделяет
минеральные индивиды и выделения по величине на группы: весьма крупные
(>20 мм), крупные (от 20 до 2 мм), средние (от 2 до 0,2 мм); тонкие (от
0,2 до 0,02 мм); весьма тонкие (от 0,02 до 0,002 мм), субмикроскопические
(от 0,002 до 0,0002 мм) и коллоидно-дисперсные (менее 0,0002 мм).
Кристаллы и минеральные зерна могут обладать однородным и неоднородным
внутренним строением (зональное, двойниковое, секториальное и др.).
Неоднородное строение зерен может быть вызвано присутствием твердых
минеральных включений различного генезиса, создающих характерный рисунок
(ситообразное, пойкилитовое, эмульсионное, пластинчатое и решетчатое
строение). Форма, величина, внутреннее строение и пространственная
ориентировка минеральных зерен являются основными признаками для
определения морфологических видов структур. В монографии «Текстуры и
структуры руд» даны следующие определения понятий: «Под текстурами руд
подразумеваются те черты строения их, которые обусловлены формой,
размерами и способом сочетания минеральных агрегатов как составных частей
руды, отличающихся друг от друга по составу и часто по структуре». «Под
структурами руд подразумеваются те же особенности строения минеральных
агрегатов, что и для горных пород, т. е. те структурные части их, которые
обусловливаются формой, размерами и способом сочетания кристаллических
зерен, слагающих данный минеральный агрегат. Лишь для руд осадочного
происхождения структурной единицей могут являться также обломочные зерна,
органические остатки и пр.».
В книге «Минералогия» дается определение минерального агрегата: «В
результате кристаллизации и затвердевания раствора или расплава образуется
смесь сросшихся между собой кристаллических зерен, которая носит название
минерального агрегата». В работе «Курс месторождений полезных ископаемых»
А.Г. Бетехтин подчеркивает генетическую сущность минерального агрегата: «В
подавляющем большинстве случаев каждый минеральный агрегат,
характеризующий текстуру руды, заключает в себе какую-либо характерную
парагенетическую группировку минералов, возникших в результате
кристаллизации какого-нибудь данного вещества». Он выделяет
мономинеральные агрегаты зерен, которые слагают микротекстуры.
Авторы книги «Атлас структур и текстур руд» также обращают большое
внимание на определение терминов. «По мнению авторов, текстура
определяется пространственным расположением слагающих руду структурно
однородных или разнородных минеральных агрегатов». «Под структурой
понимаются особенности строения рудной массы, обусловленные формой,
размерами и взаимоотношениями слагающих руду компонентов».
Следует напомнить разницу между понятиями «текстура» и «структура». Ф. Н.
Шахов отмечал: «Текстурный узор возникает в породе или в руде в период ее
образования, отражая закономерности пространственного расположения
минерального вещества. Объектом изучения для определения текстуры является
минеральный агрегат, его форма, величина и взаимоотношения с другими
минеральными агрегатами. Узор структуры определяется границами —
очертаниями минеральных зерен, их формой, величиной и взаимоотношениями.
Объектом изучения при этом является зерно». Как видно из приведенных
определений, в советской литературе у большинства исследователей, несмотря
на некоторые различия в деталях, существует единое понимание терминов
«текстура» и «структура».
ДЕТАЛЬНЫЙ АНАЛИЗ ИССЛЕДУЕМОГО МАТЕРИАЛА
В результате диагностики минералогического состава аншлифа были выявлены
следующие минералы пирротин-галенит-сфалеритовой минеральной ассоциации:
- рудные: пирротин, галенит, сфалерит, халькопирит, пирит
- нерудные: кварц
1. Пирротин - сульфид железа, FeS.
- отражательная способность R порядка 38-40%
- двуотражение DeltaR слабое, но отчётливое
- цвет коричневато-жёлто-розовый
- сильная желтовато-серая анизотропия
- внутренние рефлексы отсутствуют
- качество полирования хорошее
- относительный рельеф h > халькопирита и сфалерита, « пирита
В руде пирротина около 70%, характерны полисинтетические двойники
давления, размер которых колеблется от 0,3 до 1,0мм. Агрегаты пирротина
образовались после галенита, сфалерита и халькопирита, заполняя
пространство между их минеральными зёрнами и образуя собой массивную
текстуру с относительно ровными границами срастания с остальными
минералами.
2. Галенит - сульфид свинца, PbS. Минерал - эталон.
- отражательная способность R=43%
- двуотражения DeltaR нет
- цвет белый
- изотропен
- внутренние рефлексы отсутствуют
- качество полирования хорошее
- относительный рельеф h < халькопирита, группа рельефа 2
- треугольники выкрашивания
Количество минерала около 15%, минеральные зёрна имеют сильно
вытянутое(удлинённое) строение, размер от 0,2 до 0,6 мм в ширину и от 0,7
до 1,5-3,0 мм в длину. Аллотриоморфнозернистые агрегаты галенита
образовались самые первые и находятся в срастании с пирротином, сфалеритом
и халькопиритом. Ориентированные в одном направлении сросшиеся зёрна этих
минералов образуют удлинённую текстуру в пирротине.
3. Сфалерит - сульфид цинка, ZnS.
- отражательная способность R около 17%
- двуотражения DeltaR нет
- цвет серый
- изотропен
- внутренние рефлексы бесцветные и слабожёлтые
- качество полирования хорошее
- относительный рельеф h > халькопирита, <пирротина, группа рельефа 4
Содержание сфалерита порядка 5%, выделения изометричной формы размером
0,1-0,5 мм. Сфалерит находится в тесном срастании с халькопиритом, границы
размыты, наблюдаются вкрапления и «заливы» халькопирита в сфалерите в
связи с их одновременным образованием, аллотриоморфнозернистые агрегаты
образуют сруктуры распада твёрдого раствора с халькопиритом. Редкие
мономинеральные выделения сфалерита успели образоваться до появления
халькопирита, и находятся в срастании с галенитом.
4. Халькопирит - медный сульфид железа, CuFeS2. Минерал - эталон.
- отражательная способность R=48%
- двуотражение DeltaR слабое, по краям зёрен
- цвет жёлтый
- анизотропия очень слабая
- внутренние рефлексы отсутствуют
- качество полирования хорошее
- относительный рельеф h >галенита, <сфалерита, пирротина, группа рельефа
3
Количество халькопирита не превышает 3%, выделения изометричной формы
размером от 0,05 до 0,3 мм. Находится в тесном срастании со сфалеритом в
виде вкраплений и эмульсионных выделений за счёт почти одновременного
образования. Аллотриоморфные зёрна имеют общие границы с галенитом и
пирротином. Редкие вкрапления сфалерита. Сфалерит-халькопиритовая
структура распада твёрдого раствора является геологическим термометром - t
порядка 350-400°С.
5. Пирит - сульфид железа, FeS2. Минерал - эталон.
- отражательная способность R=55%
- двуотражения DeltaR нет
- цвет светло-жёлтый
- изотропен, иногда аномально анизотропен
- внутренние рефлексы отсутствуют
- качество полирования хорошее
- относительный рельеф h очень высокий, группа рельефа 7
Содержание пирита в руде около 1-2%. Агрегаты изометричных зёрен, редко
кристаллов, размером 0,05-0,1 мм образуют тонкие жилы, секущие все
образованные до них минералы (пирротин, галенит, сфалерит, халькопирит),
за исключением кварца, кристаллизация которого закончилась немного позже.
6. Кварц - нерудный минерал, силикат, SiO2.
- отражательная способность R=5%
- двуотражения DeltaR нет
- цвет тёмно-серый
- анизотропия слабая, поскольку мешают внутренние рефлексы
- внутренние рефлексы очень сильные бесцветные и радужные
- качество полирования хорошее
- относительный рельеф h ~= пириту
Количество нерудного минерала, кварца, в данной руде около 5%. Зёрна
изометричной формы размером от 0,1 до 0,6-0,8 мм, образовавшиеся в I
стадию, представлены гипидиоморфнозернистыми агрегатами, местами
замещающие сфалерит и халькопирит. Жильные тела II стадии толщиной не
более 0,2-0,3 мм секут всё рудное тело после кристаллизации рудных
минералов в результате приноса силикатного расплава в образовавшиеся при
изменении физико-химических условий трещины.
СХЕМА ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТИ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ
+-----------------------------------------------------------------------------------------------------------------+
| | Стадии минералообразования | |
| Минералы |--------------------------------------------------------------------------+------------------------|
| || Галенитовая | Сфалерит-халькопиритовая | Пирротин-кварцевая | Кварц-пиритовая |
|-------------||-------------------+--------------------------+--------------------------+------------------------|
|Галенит ||----------------- | | | |
|-------------||-------------------+--------------------------+--------------------------+------------------------|
|Сфалерит || |--------------------- | | |
|-------------||-------------------+--------------------------+--------------------------+------------------------|
|Халькопирит || |----------------- | | |
|-------------||-------------------+--------------------------+--------------------------+------------------------|
|Пирротин || | |------------------------ | |
|-------------||-------------------+--------------------------+--------------------------+------------------------|
|Кварц || |--- |--- ------ |-------------- |
|-------------||-------------------+--------------------------+--------------------------+------------------------|
|Пирит || | | | --------------------- |
+-----------------------------------------------------------------------------------------------------------------+
Галенит образовался самый первый, затем начали кристаллизацию сфалерит и
халькопирит, но сфалерит чуть раньше; в самом конце форми
Виды работ: