Сталий розвиток промисловості та суспільства 22-25 травня 2012 р. Секція Геологія, прикладна мінералогія, екологія Тези доповідей Кривий Ріг 2012


Соколине око блакитного й синього кольору



жүктеу 1.62 Mb.
бет3/7
Дата07.09.2018
өлшемі1.62 Mb.
1   2   3   4   5   6   7

Соколине око блакитного й синього кольору утворювалось як наслідок трьох різних геологічних процесів. Найбільш поширений з них – окварцування паралельно-волокнистих агрегатів магнезіорибекіту в альпійських прожилках з магнетит-магнезіорибекітових, магнетит-кумінгтоніт-магнезіорибекітових кварцитів сьомого сланцевого горизонту. Утворене за таких умов соколине око характеризується приглушеним блакитним, сірувато-блакитним забарвленням.

Рідше фіксується утворення соколиного ока внаслідок окварцування паралельно-волокнистих агрегатів епігенетично рибекітизованого первинного кумінгтоніту. Рибекітизація останнього була пов’язана з натрієвим метасоматозом, який відбувався в Криворізькому басейні з інтервалом 400 млн. років після завершення (2 200 млн. років тому) динамотермального метаморфізму порід залізисто-кремнистої формації. Цей другий різновид блакитного соколиного ока відрізняється від першого, зазвичай, неоднорідним, плямистим забарвленням, обумовленим нерівномірною рибекітизацією кумінгтоніту.

Найбільш рідкісними є малопотужні прожилки окварцованого паралельно-волокнистого рибекіту (крокідоліту). Їх утворення безпосередньо пов’язане з натрієвим метасоматозом. Прожилки присутні лише в зонах рибекітізації залізнослюдко-магнетитових, магнетитових кварцитів шостого залізистого горизонту, прилеглих до зон прояву жил ока в магнетит-силікатних кварцитах сьомого сланцевого горизонту. Відсутність у вмісних залізистих кварцитах магнію й алюмінію обумовила утворення високозалізистого амфіболу – рибекіту – та його волокнистого різновиду крокідоліту. Соколине око третього різновиду характеризується густим синім забарвленням.

Котяче око являє собою окварцований паралельно-волокнистий агрегат кумінгтонітового, іноді актинолітового азбесту з характерним зеленувато-сірим забарвленням. Додатково зеленуватий колір самоцвіту може надавати присутність тонких лускуватих індивідів хлориту. Останній може бути присутнім у складі альпійських жил за умови їх утворення в процесу динамо термального метаморфізму глинозем-вмісних магнетит-силікатних кварцитів сьомого сланцевого горизонту. Зазвичай, це магнетит-біотит-кумінгтонітові або близькі за мінеральним складом залізисті кварцити. Після обробки самоцвіту у вигляді кабошону на його випуклій поверхні при повороті часто спостерігається яскрава світлова смуга, яка нагадує око кішки; звідси походить назва самоцвіту.

Тигрове око є продуктом вивітрювання соколиного й котячого ока. В процесі гіпергенних змін магнезіорибекіт, кумінгтоніт та інші залізовмісні силікати заміщувались агрегатом дисперсного гетиту і кварцу або халцедону, опалу. При цьому зберігалась паралельно-волокниста будова первинних агрегатів. Самоцвіт характеризується золотисто-коричневим кольором з яскраво проявленим шовковистим блиском. Він добре полірується, при обертанні та нахилі кабошону спостерігається біла шовковиста смуга, яка нагадує блиск ока тигра. Зрідка вивітрювання супроводжувалось утворенням дисперсного гематиту замість дисперсного гетиту. В такому разі формувався самоцвіт вишневого, бурувато-червоного кольору, який дістав назву «волове око».

Жили криворізького тигрового, соколиного, котячого ока мають складну форму, обрамлені темносірими до чорного кольору вмісними породами, часто зім’ятими в складки, будиновані, брекчійовані. В декоративному відношенні це вигідно відрізняє їх від аналогічних самоцвітів інших регіонів планети [3, 4, 6, 7], наприклад, південноафриканських, для яких характерні прямі плитоподібні прожилками серед одноманітної сірої, бурувато-сірої маси вмісних порід.


Література

1. Белевцев Р.Я., Беляев О.Я., Ветренников В.В. и др. Железисто-кремнистые формации докембрия европейской части СССР. Метаморфизм // Киев: Наукова думка, 1989.– 148 с.

2. Белевцев Я.Н., Тохтуев Г.В., Стрыгин А.И. и др. Геология криворожских железорудных месторождений // Киев: Изд. АН УССР, 1962.– Т. 1 – 484 с., т. 2 – 567 с.

3. Блоха В.Д. О поделочных камнях Кривбасса // Відомості Академії гірничих наук України.– 1997.– №4.– С. 45-46.

4. Куліков Б.Ф.Словарь камней-самоцветов // Ленинград: Недра, 1982.– 158 с.

5. Лазаренко Е.К., Гершойг Ю.Г., Бучинская Н.И. и др. Минералогия Криворожского басейна // Киев: Наукова думка, 1977.– 544 с.

6. Петрунь В.Ф. О тигровом глазе и гриквалендите из Кривого Рога // Записки Всесоюзного минералогического общества.– 1960, 89.– № 5.– С. 564-570.

7. Стоун Дж. Все о драгоценных камнях // Москва: Оникс, 2004.– 175 с.

УДК 553.462 / 463 (477)


Іванов В.М.
КЛАСИФІКАЦІя МОЛІБДЕНОВого і ВОЛЬФРАМОВого зруденіння

УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА


Частка молібденових і вольфрамових родовищ докембрійського віку складає лише декілька відсотків від їх загальної кількості. Крім того, вони, за винятком молібденового родовища Лобаш, відносяться до дрібних і середніх за запасами. Проте, наприклад, в Бразилії, протягом певного часу попит на вольфрам задовольнявся завдяки експлуатації родовищ стратиформного типу, переважно, провінції Борборема, які разом з іншими вольфраморудними об’єктами докембрійських кратонів були розглянуті в роботі [5]. До найкрупніших древніх родовищ молібдену, які розроблялись, відносяться Ля-Корн та Прейсак в провінції Квебек (Канада), Кнабен у південній Норвегії та Мятясвара в Фінляндії. Декілька проявів молібдену, асоційованих з гранітами і пегматитами (Іліторніо, Йокмокк та інші), відомо в Швеції (Григорьєва,1986). Крупні родовища молібдену й вольфраму відомі в межах Африканської й Австралійської платформ.

Група родовищ і рудопроявів молібдену, зруденіння яких віднесено до двох рудних формацій (Беляєв та ін.,1980), – молібденової в гранітах і зонах розсланцювання (Ялонварське, Кочкомське, Бергаульське, Парандовське, Шуєзерське) та молібденової в кварцових жилах і грейзенах (Яурійське, Інварське), – відома на російській території Балтійського щита. В Карелії було розвідане перше крупне родовище молібдену докембрійського віку Лобаш. В його межах рудний штокверк розташований, головним чином, над апікальним виступом сублужних гранітів у зоні потужністю до 150-200 м, складеній метавулканогенно-осадовими породами пебозерської серії (Покалов, Семьонова, 1982). Серед інших родовищ Росії слід назвати Талдомське жильне молібденове родовище, що тяжіє до протерозойських гранітів Алданського щита (Твалчрелідзе, 1985).

Складна будова і надзвичайно «строкатий» набір геологічних утворень Українського щита (УЩ) обумовили наявність в його надрах широкого спектру корисних копалин, у тому числі молібдену й вольфраму. Попередніми дослідниками були визначені території УЩ з найбільш високою концентрацією проявів руд цих металів, описані головні з них, зроблені припущення щодо їх генезису та перспектив, виділені генетичні типи зруденіння тощо (Нечаєв та ін., 1986; Сьомка, 2002; Галецький та ін., 2004; Гурський та ін., 2005). Внаслідок виходу на сучасну поверхню блоків порід з різним ступенем еродованості, виявились різноглибинні частини молібден- і вольфрам-вмістних систем, утворених, починаючи з пізньоархейської металогенічної епохи (Щербак та ін., 2004) і закінчуючи герцинською епохою у Східному Приазов’ї (Кисельов та ін., 2004).

Відомі декілька класифікацій родовищ молібдену й вольфраму, більшість з них проаналізовані в роботі [8]. В якості основних різними авторами виділені наступні формації родовищ молібдену: 1) вольфрам-молібденова, 2) молібденова, 3) мідно-молібденова, 4) кварц-молібденітова, 5) кварц-вольфраміт-молібденітова, 6) молібденіт-шеєлітова скарнова, 7) кварц-вольфраміт-грейзенова, 8) кварц-молібденіт-серицитова, 9) кварц-молібденіт-халькопірит-серицитова, 10) формація молібден-вольфрам-рідкіснометальних родовищ, 11) грейзеново-кварц-жильна рідкіснометально-молібден-олово-вольфрамова.

Серед відомих у межах УЩ і описаних в роботі [7] переважають рудопрояви молібденітової формації (за класифікацією В.Т.Покалова – молібденової): Вирівський, Пержанський, Малобраталівський, Сорокський, Липовеньківський, Букський, Степанцівський, Новоукраїнський, Лагодівський, Федорівський, Чернігівський, Жовтневий, Мангуський, Дмитріївський рудопрояви; менш поширеним є зруденіння кварц-молібденітової (Березівський, Маліївський, Першезванівський, Кудашівський, Чкалівський, Малинівський, Новоселівський прояви) та кварц-молібденіт-серицитової (Вербинський, Ганнівський, Токівський, Східно-Сергіївський, Солонянський прояви) формацій. Для Олександрівського й Сорокського рудопроявів виявлене суміщення формацій, відповідно, кварц-молібденіт-серицитової з кварц-молібденіт-халькопірит-серицитовою і молібденітової з молібденіт-шеєлітовою в скарнах.

До вольфраморудних формацій в роботі [8] віднесені наступні: 1) силікат-вольфрамітова, 2) сульфід-вольфрамітова, 3) вольфрам-молібденова, 4) кварц-вольфраміт-молібденітова, 5) молібденіт-шеєлітова скарнова, 6) кварц-вольфраміт-грейзенова, 7) формація молібден-вольфрам-рідкіснометальних родовищ, 8) грейзен-кварцово-жильна рідкіснометально-молібден-олово-вольфрамова, 9) кварц-сульфідно-жильна олово-вольфрам-миш’якова, 10) вольфраміт-кварцова, 11) вольфрамоносних скарнів, 12) скарнова шеєліт-гранат-піроксенова, 13) вольфраміт (шеєліт)-силікатна, 14) золото-шеєліт-кварцова, 15) скарновий вольфрамоносний комплекс, 16) олово-вольфрамовий рудний комплекс, 17) золото-вольфрамовий рудний комплекс, 8) гумбеїтова шеєліт-кварц-польовошпатова, 19) березитова гюбнерит-сульфідно-кварцова, 20) ферберит-антимонітова, 21) антимоніт-вольфрамовий рудний комплекс, 22) скарноїдна шеєліт-сульфідно-кварцова, 23) вольфрам-псиломеланова, 24) лімоніт-псиломеланова вольфрам-вмістна, 25) вольфрам-галогенна.

В наведеному переліку рудних формацій не врахована систематика родовищ вольфраму, запропонована Ф.Р.Апельцином [1, 2], яка також передбачає просторовий зв’язок найбільш важливих у промисловому відношенні родовищ вольфраму з масивами плутонічних порід родини гранітоїдів; при цьому контролююча по відношенню до вольфрамового зруденіння роль належить накладеним структурним елементам епохи орогенної (або автономної) активізації.

Прояви вольфрамового зруденіння УЩ [6], можна віднести до трьох формаційних типів: 1) шеєліт-сульфідно-скарноїдного у гнейсових товщах [4], мінералізація якого утворювалась у зв’язку з регіональними процесами гранітизації і скарнування древніх граніто-гнейсових і амфіболітових товщ (рудопрояви Глушковичі, Кочерівський, Рокитнянський, Селищанський, Добровеличківський, Кумарівський, в той же час рудопрояви Миколаївський, Головківський, Чутівський, Жовтянський та Південно-Демуринський можуть представляти особливий, «нескарнований», різновид цього типу); 2) кварц-силікат-вольфрамового штокверкового морфогенетичного типу молібден-вольфрамової рудної формації [2] (Кічіксу, Кирилівський, Вербовий, Мотринський); 3) олово-вольфрам-грейзенового морфогенетичного типу олово-вольфрамової рудної формації [2] (рудопрояв Західний).

З викладеного можна зробити висновок, що перспективи різних ділянок УЩ на молібден і вольфрам слідувало б оцінювати, виходячи, в першу чергу, з тяжіння рудних концентрацій до апікальних та надапікальних частин гранітоїдних масивів. Виходячи з цього багатьма фахівцями Україна розглядається як регіон з відносно невисокими передумовами щодо виявлення родовищ цих металів.

Але, з одного боку, особлива роль в докембрійських кратонах належить стратиформним родовищам вольфраму, а з другого боку, крім «традиційних» типів молібденового зруденіння, можливою є наявність також і молібденового зруденіння подібного типу, механізм формування якого суттєво інший, ніж на розглянутих родовищах. Таке припущення приходить на думку, наприклад, при аналізі ситуації в південній частині Інгуло-Інгулецького району Криворізько-Кременчуцької шовної зони, який виділяється дуже високою концентрацією точок мінералізації молібдену. Більшість з них локалізована в осадово-вулканогенній товщі інгуло-інгулецької серії.

Виходячи з того, що щити за багатьма показниками суттєво відрізняються від структур фанерозойського віку, автор пропонує власний підхід до групування рудопроявів молібдену й вольфраму УЩ, який враховує знаходження їх у межах дрібних частин геоблоків (внутрішньократонних зон активізації, зеленокам’яних та інших структур) і міжкратонних шовних зон, а також зв’язок зруденіння з певними металогенічними епохами або періодами тектоно-магматичної активізації.

Наведені дані можуть сприяти більш цілеспрямованим пошукам і обгрунтованій оцінці молібден- і вольфраморудних об’єктів у межах УЩ завдяки урахуванню конкретних геолого-структурних обстановок і можливого виявлення специфічних (у тому числі нетрадиційних) видів зруденіння цих важливих для країни металів.


ЛІТЕРАТУРА

1. Апельцин Ф.Р. Вольфрамовые месторождения, критерии их поисков и оценки // Москва: Недра, 1980.– 255 с.

2. Апельцин Ф.Р., Павлов Е.С. Поиски, разведка и геолого-экономическая оценка месторождений вольфрама // Москва:Недра, 1983.– 232 с.

3. Апельцин Ф.Р., Лугов С.Ф., Покалов В.Т. и др. Локальное прогнозирование плутоногенных месторождений молибдена, вольфрама и олова // Москва: Недра, 1985.– 243 с.

4. Денисенко В.К., Рундквист Д.В. Новые перспективные типы стратиформного вольфрамового оруденения // Советская геология.– 1977.– № 6.– С. 32-46.

5. Иванов В.Н., Козарь Н.А. Вольфрамовое оруденение докембрийских кратонов // Мінеральні ресурси України.– 2004.– №2.– С. 11-15.

6. Иванов В.Н. Типы и особенности локализации вольфрамового оруденения в Украинском щите // Науковий вісник Національного гірничого університету (Дніпропетровськ).– 2007.– №1.– С. 27-31.

7. Иванов В.Н. Вольфрам-молибденовый рудный потенциал Украины // Вісник Дніпропетровського університету. Серія Геологія. Географія. Випуск 12.– 2010.– Т. 18, №3/2.– С. 6-13.

8. Косыгин Ю.А, Кулиш Е.А. Основные типы рудных формаций: терминологический справочник // Москва: Недра, 1984.– 316 с.

9. Хрущов Н.А. Классификация месторождений молибдена // Геология рудных месторождений.– 1959.– № 6.– С. 52-68.

УДК 553.494 : 549.091.5 (477.42)


Харитонов В.М.
номенклатура головних мінералів титану Кропивенського родовища України
В сучасній і класичній літературі терміном «титаномагнетит» називають: 1) різновид магнетиту з вмістом ТiO2 від декількох одиниць до перших десятків процентів; 2) самостійний мінеральний вид – ульвошпінель Fе2+(Fе2+Тi4+4 – представник серії магнетиту групи шпінелі [2]; за О.С.Поваренних [4] це лідер власної підгрупи в групі шпінелі і 3) магнетит з механічними включеннями ульвошпінелі, ільменіту або рутилу – продуктів розпаду твердих розчинів у складі мінералів-носіїв.

В рудах Кропивенського родовища присутні мінеральні індивіди й агрегати, які можуть бути віднесені до всіх трьох варіантів визначення титаномагнетиту. З урахуванням різного рівня титаноносності магнетиту, ільменіту й ульвошпінелі, важливим є більш чітке розмежування поняття «титаномагнетит». Посилюється ця науково-прикладна проблема в зв’язку зі зростанням зацікавленості науковців і представників бізнес-структур до корінної титанової сировини, адже проведення лабораторно-технологічних досліджень з вдосконалення методик її переробки, вимагатимуть експресного високоякісного мінералогічного аналізу вихідних руд та продуктів їх збагачення. Ця потреба буде актуальною і під час освоєння родовищ, оскільки будь-яка технологічна схема потребує остаточної доводки під час впровадження її у виробництво.

Руди Кропивенського родовища Л.С.Галецьким і О.О.Ремезовою віднесені до специфічного, єдиного відомого в межах Українського щита апатит-ільменіт-титаномагнетит-ульвошпінелевого типу. Серед інших мінеральних типів корінних Р-Ті-руд також виділяють: 1) апатит-титаномагнетит-ільменітові руди крайових фацій; 2) апатит-ільменітові та 3) ільменітові руди малих інтрузій [1]. Таким чином, у назві мінерального типу кропивенських руд зберігається неоднозначність поняття «титаномагнетит».

В своїй роботі автор намагався конкретизувати змістовний сенс назви «титаномагнетит», закріпивши її за одним з мінеральних проявів титану в рудах Кропивенського родовища. З цією метою були проведені експерименти з визначення вмісту титану в складі трьох рудних мінералів – магнетиту, ульвошпінелі й ільменіту. Досліди проводились за допомогою растрового електронного мікроскопу «РЭММА-102-02», обладнаного спектральним мікроаналізатором. Кількість точок зондування становила близько двохсот.

Кропивенське родовище корінних фосфор-титанових руд розташоване в Житомирській області України. Просторово і генетично воно пов’язане з Володарськ-Волинським масивом основних порід Коростенського плутону. В межах масиву міститься Кропивенська інтрузія титаноносних габро-перидотитів [3]. Головними рудними мінералами є титаномагнетит, ільменіт і ульвошпінель (ульвіт). Втрьох вони складають рудні включення в силікатній матриці базит-гіпербазитів. В складі руд присутній також магнетит [1]. Апатит спостерігається у вигляді тонких видовжених індивідів у зростанні з іншими мінералами руд. Нерудні мінерали представлені піроксеном, олівіном, роговою обманкою, зрідка плагіоклазом. Сульфіди (піротин, пентландит, пірит і халькопірит) присутні в рудах як акцесорні мінерали.

З метою виявлення внутрішньої структури рудних індивідів, поліровані препарати, виготовлені з руд Кропивенського родовища, попередньо були оброблені концентрованою соляною кислотою. В результаті було встановлено, що рудні включення являють собою полімінеральні агрегати – три- (ульвіт + ільменіт + магнетит), або двокомпонентні (ульві + магнетит або ільменіт + магнетит). Деякі включення містять вростки апатиту або олівіну.

Трикомпонентні рудні включення являють собою прямолінійні, або плавно-хвилясті зростки магнетиту й ільменіту; третя фаза (ульвіт) утворює орієнтовані пластинчасті вростки в магнетиті – продукт «відтиснення» титан-залізної речовини до тріщин окремості. Двокомпонентні рудні включення морфологічно близькі до трикомпонентних: ільменіт + магнетит утворюють окремі сектори; ульвіт + магнетит утворюють структури розпаду твердих розчинів.

Технічні можливості мікроаналізатора дозволяють отримати дані про вміст хімічних елементів в складі мінералів без урахування кисню. Для більш реальної картини про титаноносність досліджених мінералів отримані результати були перераховані на їх безкисневий склад. За стехіометричними даними, вміст катіонів у складі магнетиту був прийнятий 72,3 мас.%, ільменіту – 68,4 мас.%, ульвошпнелі – 71,4 мас.%; в тому числі вміст титану в складі магнетиту був прийнятий рівним 0,0 мас.%, у складі ільменіту – 31,6 мас.%, у складі ульвіту – 21,4 мас.%. Одержані аналогічним шляхом розрахункові дані за результатами мікрозондових досліджень мінералів Кропивенського родовища були наступними:

– магнетит (мінімальне-максимальне / середньоарифметичне значення, мас.%) – 15,17-17,02 / 14,86;

– ільменіт – 30,08-31,32 / 30,57;

– ульвошпінель – 14,95-29,39 / 22,03.

Отже, титан присутній у складі всіх досліджених рудних фаз. Результати визначення вмісту титану в складі ільменіту й ульвіту за мікрозондовими даними близькі до стехіометричних, тобто підтверджують мікроскопічну діагностику мінералів у відбитому світлі.

Автор для кропивенських руд пропонує закріпити поняття «титаномагнетит» за магнетитом з вмістом діоксиду титану понад 5,0 мас.%. За мінералом з меншим вмістом ТіО2 залишити назву «магнетит». Слід зазначити, що за даними мікрозондових досліджень автора, шпінелід з таким низьким вмістом титану не був виявлений, але в роботах попередніх дослідників є свідчення його наявності [1]. Окремий мінеральний вид – ульвошпінель позначати виключно власною назвою, або синонімом – ульвіт. Титаномагнетит з механічними вростками ульвошпінелі не виділяти як окремий мінерал, а розглядати як мінеральний агрегат з назвою «ульвошпінель-титаномагнетитовий», або «ульвошпінель + титаномагнетит».
Література

1. Галецкий Л.С., Ремезова Е.А. Металлогения титана Украины / Тези доповідей Міжнародної наукової конференції «Наукові засади геолого-економічної оцінки мінерально-сировинної бази України та світу». Київ, 18-22 квітня 2011 р. // Київ: Ніка-центр, 2011.– С. 16-18.

2. Дир У.А., Хауи Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. Несиликатные минералы // Москва: Мир, 1966.– Т. 5.– 408 с.

3. Митрохіна Т., Митрохін О. Титаноносні інтрузії в анортозитових комплексах протерозою // Вісник Київського національного університету імені Тараса Шевченка. Сер. Геологія.– 2010.– №48.– С.22-26.

4. Поваренных А.С. Кристаллохимическая классификация минеральных видов // Киев: Наукова думка, 1966.–547 с.

УДК 549 : 553.31 (477.63)


Евтехова А.В., Евтехов В.Д.
Горизонтальная минералогическая зональность

залежи бедных гематитовых руд

Ингулецкого месторождения (Криворожский бассейн)
Железистые кварциты и сланцы саксаганской свиты Криворожского бассейна, в том числе Ингулецкого месторождения неоднократно подвергались гипергенным изменениям в связи с перерывами в осадконакоплении [1-9]. С этим связано образование мощной плащеобразной коры выветривания с отдельными проявлениями линейных зон выветривания вдоль разрывных нарушений и поверхностей контакта некоторых стратиграфических горизонтов.

Ранее отмечалось, что кора выветривания железистых пород характеризуется хорошо проявленной вертикальной и горизонтальной минералогической зональностью [1-4, 6, 8, 9]. В одной и предыдущих работ авторов настоящего сообщения [6] была рассмотрена вертикальная зональность залежи гематитовых кварцитов пятого, шестого железистых и разделяющего их шестого сланцевого горизонтов Ингулецкого месторождения. Было показано, что в вертикальном разрезе залежи выделяются четыре минералогические зоны (сверху вниз по разрезу): 1) гетит-гематитовая (уступы ведения горных работ от +45 м до -30 м) – зона интенсивных гипергенных изменений исходных железных руд и вмещающих пород; 2) гематитовая (уступы от ±0 м до -180 м) – зона умеренных гипергенных изменений; 3) магнетит-гематитовая (уступы от -150 м до -210 м) – зона слабых гипергенных изменений; 4) гематит-магнетитовая (уступы от -165 до -225 м) – зона начальных гипергенных изменений. Последняя зона характеризуется постепенными переходами к эксплуатируемым в настоящее время залежам невыветренных магнетитовых кварцитов. Наибольшим распространением в составе коры выветривания характеризуются железистые кварциты гематитовой зоны.

Горизонтальная гипергенная минералогическая зональность объединенной толщи пятого, шестого железистых и шестого сланцевого горизонтов месторождения, как и ее вертикальная зональность, формировалась под действием факторов выветривания на протяжении протерозой-кайнозойского и кайнозой-антропогенового (современного) этапов гипергенеза. При этом в значительной мере наследовалась аутигенно-метаморфогенная минералого-геохимическая зональность, характерная для невыветренных корневых частей стратиграфических горизонтов.

В идеальном варианте для толщи невыветренных пород докембрийской железисто-кремнистой формации любого месторождения аутигенно-метаморфогенная зональность железистых горизонтов проявляется таким образом: в направлении от их центральных к периферийным зонам наблюдается закономерная смена пластов, сложенных железистыми кварцитами следующего состава: железнослюдковые → магнетит-железнослюдковые → железнослюдко-магнетитовые → магнетитовые → силикат-магнетитовые → магнетит-силикатные. Последние постепенно переходят в низкоглиноземистые высокожелезистые сланцы, которыми сложены приконтактовые зоны прилегающих сланцевых горизонтов.

Аутигенно-метаморфогенная зональность сложенного невыветренными породами и имеющего идеальный разрез сланцевого горизонта железисто-кремнистой формации выглядит следующим образом (в направлении от его центральных к периферийным зонам): сланцы глиноземистые, в зависимости от ступени динамотермального метаморфизма исходных осадков – кварц-серицитовые (зеленосланцевая фация) или кварц-мусковитовые, ставролит-альмандин-кварц-мусковитовые (эпидот-амфиболитовая фация) → сланцы железисто-глиноземистые, соответственно,– серицит-кварц-хлоритовые (зеленосланцевая фация) или мусковит-кварц-биотитовые, ставролит-гранат-мусковит-кварц-биотитовые (эпидот-амфиболитовая фация) → сланцы глинозем-железистые, соответственно,– сидерит-кварц-хлоритовые (зеленосланцевая фация) или гранат-кварц-биотитовые, гранат-куммингтонит-кварц-биотитовые, гранат-биотит-кварц-куммингтонитовые (эпидот-амфиболитовая фация).

В процессе выветривания железистых кварцитов магнетит замещается мартитом, а в предельном случае – гетитом. Относительно устойчивыми к выветриванию являются железная слюдка и кварц. Но при длительном интенсивном выветривании железная слюдка может частично замещаться гетитом. Кварц при условии активного действия на железистые кварциты щелочных гипергенных растворов подвергается маршалитизации и частично – метасоматическому замещению гетитом [1, 2, 7, 9].

Безглиноземные железистые силикаты (куммингтонит, эгирин, магнезиорибекит и др.), а также относительно редко встречающиеся в составе железистых пород месторождения железистые карбонаты (сидерит, сидероплезит, пистомезит и др.) – на начальных стадиях выветривания замещаются дисперсным гематитом в ассоциации с гипергенным кварцем, халцедоном, иногда опалом, а на конечных стадиях – дисперсным гетитом или гетитом в ассоциации с указанными выше минералами группы кварца.

Железисто-глиноземистые силикаты, входящие в состав исходных магнетитовых кварцитов и сланцев (хлорит, биотит, гранат, роговая обманка и др.), замещаются вначале агрегатом дисперсный гематит + глинистый минерал (обычно бейделлит, монтмориллонит, каолинит), а при более активном выветривании – дисперсный гетит + глинистый минерал (обычно каолинит).

Наследование гипергенной минералогической зональностью исходной аутигенно-метаморфогенной проявляется в частичном наследовании новообразованными гипергенными минеральными парагенезисами состава исходных метаморфогенных.

На гипсометрическом уровне мартитовой зоны, которая (как было показано при описании вертикальной гипергенной зональности [6]) является наиболее представительной в разрезе коры выветривания пятого и шестого железистых горизонтов Ингулецкого месторождения, наблюдается такая смена исходных железистых кварцитов их выветренными аналогами:

– кварцит железнослюдковый → кварцит железнослюдковый (изменения практически отсутствуют вследствие устойчивости железной слюдки и кварца к действию агентов выветривания;

– кварцит магнетит-железнослюдковый → кварцит мартит-железнослюдковый;

– кварцит железнослюдко-магнетитовый → кварцит железнослюдко-мартитовый;

– кварцит магнетитовый → кварцит мартитовый;

– кварцит силикат-магнетитовый → кварцит дисперсногематит-мартитовый;

– кварцит магнетит-силикатный → кварцит магнетит-дисперсногематитовый (в случае, если силикаты представлены безглиноземистыми минералами) или каолинит-мартит-дисперсногематитовый (если силикаты представлены глинозем-содержащими минералами).

В результате на уровне мартитовой зоны горизонтальная гипергенная минералогическая зональность в идеальном разрезе железистого горизонта имеет вид (в направлении от его центральных к периферийным зонам): кварцит железнослюдковый → кварцит мартит-железнослюдковый → кварцит железнослюдко-мартитовый → кварцит мартитовый → кварцит дисперсногематит-мартитовый → кварцит каолинит-мартит-дисперсногематитовый.

В разрезах реальных железистых горизонтов аутигенно-метаморфогенная зональность в полной мере не проявлена. Обычно отсутствуют несколько ее компонентов. Например, для пятого и шестого железистых горизонтов Ингулецкого месторождения характерно отсутствие в их центральных зонах пластов железнослюдковых кварцитов, а в периферийных зонах – слабая проявленность пластов силикат-магнетитовых кварцитов и очень слабая – магнетит-силикатных кварцитов.



В соответствии с результатами топоминералогических исследований, авторами настоящего сообщения была построена топоминералогическая схема коры выветривания пятого, шестого железистых и шестого сланцевого горизонтов. На рис. 1 она показана для гипсометрического уровня мартитовой зоны.

Рис. 1. Схема минералогической зональности коры выветривания верхней части разреза саксаганской свиты Ингулецкого месторождения (на гипсометрическом уровне мартитовой зоны).

Цифровые индексы руд и вмещающих пород: 1 – метакластолиты гданцевской свиты (PR1gd); 2-8 – гипергенно измененные железистые породы верхней части разреза саксагаснкой свиты (PR1sx): 2 – кварциты мартит-железнослюдковые; 3 – кварциты железнослюдко-мартитовые; 4 – кварциты мартитовые; 5 – кварциты дисперсногематит-мартитовые; 6 – кварциты мартит-дисперсногематитовые с каолинитом; 7 – сланцы каолинит-кварц-дисперсногематитовые с мартитом; 8 – кварциты магнетит-дисперсногематитовые, дисперсногематит-мартитовые пятого сланцевого горизонта.

1 – линии контактов пластов разных по составу железистых кварцитов и сланцев. 2 – линии контактов стратиграфических горизонтов; 3 – линии разрывных нарушений;

Горизонты саксаганской свиты: 5s – пятый сланцевый; 5f – пятый железистый; 6s – шестой сланцевый; 6f – шестой железистый.
Литература

1. Белевцев Я.Н., Тохтуев Г.В., Стрыгин А.И. и др. Геология Криворожских железорудных месторождений // Киев: Наукова думка, 1962.– Т. 1.– 484 с.

2. Беспояско Э.А., Евтехов Е.В., Мачадо О.Т., Смирнова А.Я. Минералогические и геохимические особенности выветренных железных руд верхней части разреза саксаганской свиты Ингулецкого месторождения // Геолого-мінералогічний вісник Криворізького технічного університету.– 2001.– №2.– С. 46-54.

3. Дмитриев Э.В., Кравченко В.М. Процессы глубинного выветривания и зональность их проявления в Саксаганском районе Кривого Рога // Геология рудных месторождений.– 1965.– № 5.– С. 76-90.

4. Додатко О.Д., Дорфман Я.З. Про кори вивітрювання порід залізисто-кременистої формації Криворіжжя // Доповіді АН УРСР. Серія Б.– 1973.– № 5.– С. 395-398.

5. Євтєхов В.Д. Етапи формування комплексної мінерально-сировинної бази залізорудних родовищ Криворізько-Кременчуцького лінеаменту // Відомості Академії гірничих наук України.– 1997б.– №4.– С. 111-114.

6. Евтехова А.В., Евтехов В.Д., Карпенко С.В. Топоминералогия залежи бедных гематитовых руд Ингулецкого месторождения (Кривбасс). 1 Вертикальная минералогическая зональность // Геолого-мінералогічний вісник Криворізького технічного університету.– 2011.– №2 (26).– С. 37-48.

7. Лазаренко Е.К., Гершойг Ю.Г., Бучинская Н.И. и др. Минералогия Криворожского бассейна // Киев: Наукова думка, 1977.– 543 с.

8. Мартыненко Л.И., Попов Е.А., Татунь Г.Г. и др. Основные закономерности формирования коры выветривания железистых пород Кривого Рога // Геология рудных месторождений.– 1971.– № 5.– С. 87-97.

9. Поваренных А.С. О процессе лимонитизации минералов железа // Минералогический сборник.– 1952.– №6.– С. 87-102.

УДК 549 : 553.31 : 550.4 (477.63)


Мирченко А.А., Евтехова А.В., Евтехов В.Д.
Вариативность химического состава НАТРИЕВЫХ МЕТАСОМАТИТОВ Первомайского месторождения Криворожского бассейна
Первомайское месторождение расположено в северной части Саксаганской полосы Криворожского железорудного бассейна. Основным полезным ископаемым месторождения являются бедные магнетитовые руды (магнетитовые кварциты). Методом «мокрой» магнитной сепарации из них производится железорудный концентрат с общим содержанием железа 65-66 мас.%.

Магнетитовые кварциты являются продуктом динамотермального метаморфизма исходных раннепротерозойских железорудных хемогенно-кластогенных вулканогенно-осадочных образований в термодинамических условиях, соответствующих условиям эпидот-амфиболитовой фации [1, 4-7, 10]. В составе продуктивной толщи месторождения выделяются более 30 минеральных разновидностей магнетитовых кварцитов, основными являются железнослюдко-магнетитовые, магнетитовые, куммингтонит-магнетитовые, магнетит-куммингтонитовые кварциты. Основные особенности изменчивости химического состава железистых кварцитов продуктивной толщи охарактеризованы в предыдущей работе авторов [8].

Метаморфогенные магнетитовые кварциты месторождения были преобразованы в связи с натриевым метасоматозом, который произошел с интервалом около 400 млн. лет после завершения динамотермального метаморфизма, возраст которого оценивается в 2 200 млн. лет. Наиболее крупные поля развития натриевых метасоматитов приурочены к узлу пересечения субмеридионального Криворожского и субширотного Девладовского глубинных разломов и более мелких разрывных нарушений, оперяющих их. Каналами, подводившими натрий-содержащие растворы служили разрывные нарушения субширотного или диагонального простирания, которые, вероятно, относятся к системе долгоживущего Девладовского глубинного разлома [2-5, 10, 11]. С удалением от этого дизъюнктивного узла к северу (Анновское месторождение) и к югу (месторождение рудника им. В.И.Ленина) активность проявления натриевого метасоматоза значительно снижалась.

Натриевый метосоматоз сопровождался заметными изменениями минерального состава, структуры, текстуры железистых кварцитов и, как следствие, их обогатимости [3-6, 9, 10]. В связи со значительной распространенностью натриевых метосоматитов, их необходимо картировать и учитывать особенности их распространения при добыче руд, оптимизации технологий обогащения производства железорудного концентрата.

Для картирования зон метасоматических тел следует использовать объективные характеристики натриевых метасоматитов, к которым, в первую очередь, относятся показатели их химического состава. С участием авторов этого сообщения тела натриевых метасоматитов из разных забоев Первомайского карьера были детально опробованы. Для материала всех проб выполнялись минералогические исследования и химические анализы.

Результаты минералогических исследований показали, что для метасоматических тел характерна достаточно четко проявленная минералогическая зональность [3, 10]. Практически вне зависимости от состава исходных железистых кварцитов (железнослюдко магнетитовые, магнетитовые, куммингтонит-магнетитовые, магнетит-куммингтонитовые) полная колонка железорудных натриевых метасоматитов в направлении от тыловых к передовым зонам метасоматических тел имеет следующее строение: зона эгиринизации → зона рибекитизации → зона окварцевания → (зона карбонатизации) → неизмененные железистые кварциты. Зоны карбонатизации отмечаются неповсеместно.

Полные химические анализы и фазовые анализы железа были выполнены для материала 225 минералогических проб, в том числе для 57 проб неизмененных краснослоистых (железнослюдко-содержащих) и серослоистых (силикат-содержащих) магнетитовых кварцитов, для 29 проб карбонатизированных магнетитовых кварцитов, для 39 проб окварцованных магнетитовых кварцитов, для 52 проб рибекит-магнетитовых кварцитов (метасоматитов) и 48 проб продуктов наиболее интенсивных метасоматических преобразований – гематит-рибекит-магнетит-эгириновых метасоматитов (эгиринитов). Результаты химических анализов приведены в табл. 1.

Таблица 1.



Химический состав железистых кварцитов и натриевых метасоматитов продуктивной толщи Первомайского месторождения

Химические компоненты

Содержание химических компонентов, мас.%

1

2

3

4

5

Результаты фазового анализа железа

Feобщ.

38,9

37,8

32,5

38,3

43,1

Feмагн.

35,0

32,1

26,7

31,5

28,8

Feгемм.+гидр.

2,6

2,1

1,9

1,6

1,7

Feсид.+карб.

1,3

3,6

3,9

5,2

12,6

Результаты силикатного химического анализа

SiO2

40,31

38,77

46,38

38,03

27,12

TiO2

0,041

0,032

0,031

0,137

0,019

Al2O3

0,43

0,38

0,46

0,64

0,53

Fe2O3

38,24

36,11

29,85

36,89

45,13

FeO

15,73

16,12

14,97

15,71

14,92

MnO

0,076

0,085

0,081

0,087

0,086

MgO

1,93

2,06

2,36

2,67

3,10

CaO

1,19

2,20

1,94

1,49

1,84

Na2O

0,21

0,23

0,35

0,98

3,67

K2O

0,10

0,12

0,27

0,22

0,15

P2O5

0,082

0,078

0,078

0,116

0,167

CO2

1,32

3,36

2,47

2,09

2,10

S

0,081

0,101

0,123

0,069

0,062

H2O+

0,15

0,28

0,46

0,83

1,01

H2O

0,12

0,13

0,11

0,15

0,17

Всего

100,010

100,056

99,933

100,109

100,074

Количество определений

57

29

39

52

48

Минеральные разновидности железистых кварцитов и метасоматитов: 1 – кварциты магнетитовые краснослоистые и серослоистые; 2 – кварциты магнетитовые карбонатизированные; 3 – кварциты магнетитовые окварцованные; 4 – кварциты (метасоматиты) рибекит-магнетитовые; 5 – метасоматиты гематит-рибекит-магнетит-эгириновые (эгириниты).

Feобщ. – общее содержание железа в составе железистых кварцитов и метасоматитов; Feмагн. – содержание железа, входящего в состав магнетита; Feгем.+гидр. – содержание железа, входящего в состав гематита и гидроксидов железа; Feсил.+карб. – содержание железа, входящего в состав силикатов и карбонатов.
Анализ приведенных в таблице данных позволил авторам сделать заключение о закономерности изменения химического состава железистых кварцитов и метасоматитов по зонам метасоматических тел.

От вмещающих неизмененных магнетитовых кварцитов через периферийные зоны к центральным зонам метасоматических тел отмечается рост содержания в составе железистых пород оксидов натрия, марганца, магния, фосфора, которые, вероятно, приносились метасоматизирующими растворами. Происходил привнос также титана и алюминия, однако наиболее активное осаждение их происходило в границах не тыловой зоны эгиринизации, а промежуточной зоны рибекитизации. Приносимые растворами кальций и углекислота объединялись в структуре карбонатов и осаждались, главным образом, в границах ореольных зон карбонатизации магнетитовых кварцитов. Преимущественное осаждение калия в породах зон окварцевания и рибекитизации было связано с образованием тетраферрибиотита в слагающих эти зоны метасоматитах. С зонами карбонатизации и окварцевания связано основное количество серы, осадившейся из растворов в виде пирита и более редкого пирротина.

Одним из следствий натриевого метасоматоза является существенное перераспределение двух- и трехвалентного железа в составе железистых кварцитов. Высокая фугитивность кислорода в составе метасоматизирующих растворов [3-5, 10] обусловила окисление железа в породах зон эгиринизации, в меньшей степени – рибекитизации.

Привнос многих химических компонентов компенсировал вынос большого количества кремнезема из зон эгиринизации и рибекитизации с частичным его осаждением в границах периферийных зон окварцевания исходных магнетитовых кварцитов.

Таким образом, натриевый метасоматоз сопровождался значительным изменением химического состава железистых кварцитов Первомайского месторождения. Закономерности изменения содержания химических компонентов можно использовать для картирования зон натриевого метасоматоза, для прогнозирования обогатимости натриевых метасоматитов.

Литература



1. Белевцев Р.Я., Беляев О.Я., Ветренников В.В. и др. Железисто-кремнистые формации докембрия европейской части СССР. Метаморфизм // Киев: Наукова думка, 1989.– 148 с.

2. Белевцев Я.Н., Бура Г.Г., Дубинкина Р.П. и др. Генезис железных руд Криворожского бассейна // Киев: Изд. АН УССР, 1959.– 308 с.

3. Евтехов В.Д., Зарайский Г.П., Балашов В.Н., Валеев О.К. Зональность натриевых метасоматитов в железистых кварцитах Северного Криворожья / Очерки физико-химической петрологии // Москва: Наука, 1988.– № 15.– С. 17-37.

4. Елисеев Н.А., Никольский А.П., Кушев В.Г. Метасоматиты Криворожского рудного пояса // Москва-Ленинград: Изд. АН СССР, 1961.– 204 с.

5. Кушев В.Г. Щелочные метасоматиты докембрия // Ленинград: Недра, 1972.– 190 с.

6. Лазаренко Е.К., Гершойг Ю.Г., Бучинская Н.И. и др. Минералогия Криворожского бассейна // Киев: Наукова думка, 1977.– 544 с.

7. Мельник Ю.П. Генезис докембрийских полосчатых железистых формаций // Киев: Наукова думка, 1986.– 235 с.

8. Мирченко А.А., Евтехова А.В., Евтехов В.Д. Вариативность химического состава бедных магнетитовых руд Первомайского месторождения / Сучасна геологічна наука і практика в дослідженнях студентів і молодих фахівців. Матеріали ІХ Всеукраїнської науково-практичної конференції. Кривий Ріг, 22-24 березня 2012 р. // Кривий Ріг: Видвничий центр Криворізького національного університету, 2012.– С. 57-63.

9. Пирогов Б.И., Поротов Г.С., Холошин И.В., Тарасенко В.Н. Технологическая минералогия железных руд // Ленинград: Наука, 1988.– 302 с.

10. Пирогов Б.И., Стебновская Ю.М., Евтехов В.Д. и др. Железисто-кремнистые формации докембрия европейской части СССР. Минералогия // Киев: Наукова думка, 1989.–168 с.

11. Половинкина Ю.Ир. Натровый метасоматоз как закономерность в образовании месторождений железистых кварцитов // Записки Всесоюзного минералогического общества.– 1949, 78.– №1.– С. 52-58.

УДК 553.32 : 549 : 622.7 (497.6)


Евтехов В.Д., Тихливец С.В., Филенко В.В.
Минералогическое обоснование возможности повышения качества марганцевого концентрата месторождений Балканского полуострова
Марганцеворудные месторождения Балканского полуострова расположены в его северной части и прилегающих регионах. Приурочены к субширотной зоне распространения вулканогенно-осадочных образований, которая простирается от Закарпатской области Украины и Северной Румынии на востоке до Боснии и Герцеговины и Словении на западе.

Форма рудных залежей пластообразная, линзовидная. Мощность рудных тел изменяется от нескольких десятков см до 3-4 м. Руды относительно низкого качества в связи с частой перемежаемостью прослоев, сложенных оксидами, силикатами марганца и нерудными прослоями карбонат-силикатного, кварц-силикатного, силикатного состава. Кроме того, в самих рудных прослоях отмечается значительная примесь кварца и безрудных силикатов (хлорита, серицита, биотита, родонита и др.) [1, 3, 4].

Одно из наиболее крупных месторождений рудной зоны Попович-Поле разрабатывается открытым способом, руды обогащаются методом промывки с последующим дообогащением с использованием гравитационных и магнитных аппаратов. Общее содержание марганца в конечном полезном продукте (черновом концентрате) составляет 28-30 мас.%, что существенно ниже соответствующих показателей высококачественных марганцевых концентратов, предлагаемых на мировом рынке [2-4].

Целью авторов настоящего сообщения было изучение гранулометрического, химического и минерального состава чернового концентрата и на этой основе – определения возможности повышения его качества.

Гранулометрический анализ (табл. 1) материала концентрата показал, что основную массу пробы составляют частицы крупностью -1,0+0,25 мм (63,2%). Крупнозернистый материал (частицы крупностью более 1,0 мм) составляют 24% от массы пробы, мелкозернистый материал (менее 0,25 мм) – 12,8%.

Таблица 1.

Гранулометрический состав марганцевого концентрата


Гранулометрические фракции, мм

Выход фракций, %

+5,0

3,4

-5,0+2,0

6,7

-2,0+1,0

13,9

-1,0+0,5

35,3

-0,5+0,25

27,9

-0,25+0,1

12,1

-0,1+0,05

0,5

-0,05

0,2

Сумма

100,0

Для материала каждой гранулометрической фракции было определено общее содержание марганца. Полученные данные приведены в табл. 2. Как видно, марганец распределен относительно равномерно по всем гранулометрическим фракциям чернового концентрата. Максимальные значения этого показателя характерны для материала фракции -0,25 мм, что объясняется лучшим раскрытием в мелкозернистом материале рудных частиц и более эффективным их отделением от нерудных частиц при обогащении.

Изучение минерального состава чернового концентрата проводились по стандартным методикам с помощью серийных петрографических и минераграфических микроскопов, с использованием прозрачных и полированных шлифов. В соответствии с результатами диагностики минералов и количественных минералогических расчетов, был определен минеральный состав концентрата (мас.%): пиролюзит – 21,3; манганит – 28,8; псиломелан – 9,6; кварц – 18,8; силикаты – 21,5.

Таблица 2.

Общее содержание марганца в составе материала выделенных гранулометрических фракций


Гранулометрические фракции, мм

Содержание Mnобщ., %

+2,0

28,32

-2,0+1,0

28,07

-1,0+0,5

28,32

-0,5+0,25

28,07

-0,25

29,34

Из полученных данных видно, что рудообразующими минералами в составе чернового концентрата являются пиролюзит и манганит, второстепенным – псиломелан. Нерудные минералы представлены кварцем и силикатами (родонит, хлорит, серицит, биотит и др.).

Результаты минералогического анализа также показали, что в составе концентрата кроме рудных частиц, на 95-100 объемн.% состоящих из оксидов и гидроксидов марганца, присутствуют также богатые (75-95% рудных минералов), средние (25-75%), бедные (5-25%) рудные сростки и нерудные частицы (содержание оксидов и гидроксидов марганца менее 5 объемн.%). Количество средних и бедных сростков значительно выше по сравнению с количеством богатых. Причиной является недостаточная избирательность применяемых на обогатительной фабрике методов сепарирования рудного материала. Этим объясняется низкое качество производимого марганцевого концентрата.

Для повышения качества полезного конечного продукта было рекомендовано дораскрытие частиц чернового исходного концентрата путем его дробления до крупности частиц менее 1 мм и дообогащение продуктов дробления с использованием гравитационных, магнитных или комбинированных гравитационно-магнитных методов.


Литература

1. Андрущенко П.Ф., Калинин В.В. Основные особенности марганцевых и железо-марганцевых месторождений осадочного и вулканогенно-осадочного генезиса / Проблемы петрологии, минералогии, рудогенеза // Москва, 1983.– С. 47-50.

2. Бочаров В.И. Перспективы развития марганцеворудной промышленности // Горный вестник.– 1988.– №1.– С. 5-10.

3. Головко В.А. Месторождения марганца / Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых // Москва, 1989.– Т. 10, кн.2.– С. 114-126.

4. Шарков А.А. Марганцевые руды // Разведка и охрана недр.– 2001.– № 11-12.– С. 16-21.

УДК 553.31 : 549 : 622.7 (477.63)


Филенко В.В., Николаенко К.В., Евтехов В.Д.,

Тихливец С.В.


Анализ работы действующей установки

повторного обогащения лежалых хвостов шахты «Новая» (балка терноватая, г. Желтые Воды)


На протяжении 70-80-х гг. ХХ ст. хвостохранилище балки Терноватая (г. Желтые Воды) заполнялось тонкозернистыми отходами обогатительной фабрики шахты «Новая», ведущей разработку залежей бедных магнетитовых руд (магнетитовых кварцитов) Желтореченского месторождения.

В настоящее время лежалые хвосты балки Терноватая используются в качестве исходного сырья действующего горнообогатительного комплекса по производству концентрата с общим содержанием железа 64-66 мас.%. Проектирование и строительство установки основывалось на результатах предыдущих теоретических и прикладных исследований [1-3]. Задачей строительства было повышение степени использования извлеченной из недр минеральной массы, производство дополнительных объемов высококачественного металлургического сырья, решение ряда экологических и социальных проблем.

Горнообогатительный комплекс представляет собой предприятие с полным циклом производства, включающим в себя:

– участок добычи хвостов;

– узел подготовки исходного сырья;

– опытно-промышленный обогатительный комплекс.

Сброс отходов обогащения в хвостохранилище был прекращен в 80-х годах ХХ ст. в связи с его заполнением. Лежалые хвосты обезвожены, поэтому добыча их осуществляется методом экскавирования, доставка исходного материала из забоев карьера на обогатительную установку производится автомобильным транспортом. С рудного склада хвосты поступают на узел подготовки исходного сырья (узел дезинтеграции) и направляются на обогатительную установку.

В связи с тем, что основным рудным минералом лежалых хвостов является гематит, установка была запроектирована (с участием авторов настоящего сообщения) и построена на основе использования гравитационных обогатительных аппаратов. Для рудоподготовки и обогащения хвостов применяется следующее технологическое оборудование (по операциям передела):

1) дезинтеграция исходного материала – скруббер-бутара (для разрушения агрегатов нерудных минералов и рудных частиц, для удаления крупнообломочного материала);

2) дешламация (удаление из пульпы илистых частиц) – дешламатор (для выведения из технологического процесса тонкозернистого материала (размер частиц менее 0,03 мм) и частиц с низким содержанием железа);

3) классификация пульпы – гидроциклоны марки г/ц 350 (для классификации в гидроциклонах I стадии – песков дешламации от тонкозернистого материала; в гидроциклонах II стадии – выделения из легкой фракции 2-го яруса конусного сепаратора частиц с низким содержанием железа; в гидроциклонах III стадии – доочистки слива классификации I стадии от тонкозернистого материала);

4) концентрация – четырехъярусный конусный сепаратор (задачей операции является получение чернового концентрата для последующей доводки его с использованием винтовой сепарации);

5) винтовая сепарация – винтовые сепараторы (задачей винтовой сепарации является перечистка чернового концентрата и получение полезного конечного продукта);

6) фильтрация – ленточный вакуум-фильтр (для обезвоживания полезного конечного продукта, обеспечения содержания воды в концентрате не выше 10 мас.%).

После ввода горнообогатительного комплекса в эксплуатацию обогатительная установка работала нестабильно. Из исходного сырья с общим содержанием железа около 24,0 мас.% обогатительный комплекс производил железорудный концентрат с содержанием железа 62-64 мас.% при выходе 1-2%; извлечение железа в концентрат составляло всего 4-5%. Достигнутые технологические показатели были в несколько раз ниже проектных.

В связи с убыточностью предприятия встал вопрос о дальнейшей целесообразности его работы. В связи с этим перед авторами настоящего сообщения была поставлена задача анализа работы существующей технологической схемы обогатительной установки, фиксирования режимных параметров ее работы и составления рекомендаций по существенному повышению эффективности рудоподготовки, основного обогатительного процесса и вывода горнообогатительного комплекса на проектные показатели.

Для оценки работы отдельных узлов и технологической схемы в целом, авторами были определены точки отбора проб и проведено генеральное опробование технологической схемы. Производительность обогатительной установки по исходным хвостам, в период опробования составляла 80 т/ч, общее содержание железа в составе исходного материала– 24,2 мас.%. Для всех продуктов обогащения были выполнены гранулометрический, минералогический и химический анализы, проведена интерпретация полученных данных. Было установлено, что в период генерального опробования из исходного питания с содержанием железа общего 24,2 мас.% был получен концентрат с выходом 1,8% и общим содержанием железа в его составе 63,5 мас.%. Извлечение железа в концентрат составило 4,7%, т.е на порядок ниже запроектированных 48%.

Таблица 1.

Показатели генерального опробования технологической схемы обогащения лежалых хвостов


Показатели

Продукты

исходный

концентрат

хвосты

выход, %

100,0

1,8

98,2

содержание Feобщ, мас.%

24,2

63,5

23,5

извлечение, %

100,0

4,7

95,3

Анализ работы отдельных узлов и технологической схемы в целом показал следующее:

– в процессе дезинтеграции и дешламации из исходных хвостов было сброшено в отвал 72,3% материала с общим содержанием железа 24,9 мас.%; настолько высокие потери железа в отходах рудоподготовки были связаны с низкой степенью классификации исходного материала по тонким классам, выводимым в отвал;

– операция классификации в гидроциклонах I, II и III стадий работала неэффективно, что было связано с несоответствием объемной производительности гидроциклонов и насосов, подающих материал;

– конусный сепаратор в качестве обогатительного аппарата работал неудовлетворительно: из подаваемого материала с общим содержанием железа 29,4 мас.% была получена тяжелая фракция с содержанием железа 40,5мас.% против требуемых 56-58 мас.%;

– винтовые сепараторы работали удовлетворительно, анализ гранулометрического состава и распределения железа по продуктам винтовой сепарации показал, что она обеспечивала существенное увеличение общего содержания железа в составе тяжелой фракции (на 23,5 мас.%) по сравнению с его содержанием в подаваемом материале.




Достарыңызбен бөлісу:
1   2   3   4   5   6   7


©kzref.org 2019
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет