CC BY
33
2022
ВЕСТНИК ПЕРМСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
Геология
Том 21, № 1
ГЕОЛОГИЯ, ПОИСКИ И РАЗВЕДКА ТВЕРДЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ, МИНЕРАГЕНИЯ
УДК 553.2
Геолого-промышленные типы месторождений. Титаномагнетит-ильменитовый тип
Р.Г. Ибламинов
Пермский государственный национальный исследовательский университет 614990, Пермь, ул. Букирева, 15. E-mail: riaminov@psu.ru (Статья поступила в редакцию 17 января 2022 г.)
Выделение геолого-промышленных типов месторождений полезных ископаемых имеет важное теоретико-генетическое и прикладное значение для их прогноза, оценки и разработки. Эта проблема выросла в самостоятельный раздел науки о полезных ископаемых. Его содержание показано на примере титано-магнетит-ильменитового типа месторождений в расслоенных интрузиях, в котором главными полезными элементами является триада Fe, Ti и V. Рассмотрены геохимический, минералогический, минерагениче-ский, структурный и вещественный аспекты данного типа. Экономика минерального сырья. В качестве базового взят детально изученное в процессе 30-летней отработки Кусинское месторождение. На основе анализа строения и зонального изменения вещественного состава доказывается его формирование в единой магматической камере в процессе кристаллизационной дифференциации. Отмечены перспективы разработки аналогичных месторождений в мире.
Ключевые слова: месторождения железа, титана, ванадия, строение, состав, условия образования.
DOI: 10.17072/psu.geol.21.1.51
1. Понятие о геолого-промышленных типах месторождений
Существуют два аспекта исследования месторождений: теоретический и практический. Они тесно взаимосвязаны. Теоретический аспект связан с разработкой ретроспективных моделей месторождений, объясняющих причины концентрации полезных ископаемых в данном месте геологического пространства и времени. Для этого рассматриваются палеотектонические обстановки, существовавшие в течение геологической истории развития территории, выявляются наиболее благоприятные из них для образования полезных ископаемых. Проводится формационный анализ региона, и выявляются продуктивные формации горных пород. Устанавливается, существовали ли геологические и физико-химические условия, благоприятные для минералообразования. В конечном счете создаётся модель объекта полезного ископаемого, определяется её место
© Ибламинов Р.Г., 2022.
в генетической классификации месторождений и устанавливается принадлежность природной концентрации к определенному генетическому типу. При этом под типом понимается совокупность месторождений, имеющих общие особенности состава, строения, и на этой основе предполагается их одинаковое происхождение - генезис.
Практический аспект исследования концентраций полезных ископаемых заключается в решении задачи создания минерально-сырьевой базы региона путём стадийного исследования недр в процессе региональных, поисковых, разведочных работ, работ по освоению и эксплуатации месторождений полезных ископаемых. В процессе её решения возникает сложная ситуация с неоднозначным выбором среди многообразия объектов полезных ископаемых наиболее перспективного для освоения. Для упрощения решения подобных вопросов геологи-практики ввели понятие «геолого-промышленный тип месторождений». Одним из первых в России это сделал в 1940 г.
Владимир Михайлович Крейтер (1897-1966) в своей монографии «Поиски и разведки полезных ископаемых» (рис. 1, 2).
Для понятия «геолого-промышленный тип» важнейшими являются три показателя, позволяющие объединять отдельные месторождения в тип.
1. Состав полезного ископаемого, который бы обеспечивал одинаковую технологию его переработки.
2. Горно-геологические условия объекта, главным образом форма залегания тел полезных ископаемых (пластовая, жильная, линзовидная и т.п.), которая бы позволяла использовать сходные способ и систему разработки месторождений.
3. Значение месторождений типа в мировой добыче.
Месторождения, входящие в геолого-промышленный тип, должны быть надёжными источниками минерального сырья в мире. Другими словами, они должны быть достаточно широко распространены на земном шаре и обладать крупными запасами. Этому критерию отвечает требование того,
Рис. 2. Обложка и титульный лист книги В.М. мых», 1940
чтобы на совокупность месторождений, объединяемых в промышленный тип, приходилось не менее 1% ежегодного мирового объема добычи вида полезного ископаемого.
Рис. 1. Владимир Михайлович Крейтер (18971966)
ПОИСКИ И РАЗВЕДКИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Г УК О и К11Л V II л чч К->\п.1 гг.п>м по :и:.1АМ нисан:!! тко.ш !!!• И СОПИМ Г.ч'Ч-: г иУчЛ С1Т 1. лм'/а 1М. > ч 1.1.1 ни; л .¿.л/ нп юи
гоо'д.чттнпшок н:идтк.л.стпо шмш ичссиои .жткш) 1-й
Крейтера «Поиски и разведки полезных ископае-
Таблица 1. Классификация генетических типов месторождений по промышленной значимости (Авдонин, 1999, с добавлениями)
Промышленная значимость генетического типа Характеристика генетического типа
Промышленный Соответствует геолого-промышленному типу
Потенциально промышленный По количеству ресурсов полезных ископаемых после их освоения может перейти в разряд промышленных
Перспективный Может стать промышленным с появлением новых технологий переработки минерального сырья или потребностей в новом сырье
Непромышленный Не имеет перспектив освоения из-за низкого качества и количества сырья
В отличие от геолого-промышленного генетический тип включает любое скопление полезного ископаемого: промышленное, непромышленное, крупное, мелкое, т. е. генетический тип - это наиболее широкое понятие, характеризующее скопление вида полезного ископаемого (табл. 1). Характеристики генетических типов, приведённые в таблице, целесообразно использовать при оценке минерагенического потенциала территорий.
Понятие «геолого-промышленный тип» носит относительный характер. Это связано, во-первых, с совершенствованием технологии добычи и переработки полезных ископаемых (был непромышленным, стал промышленным), во-вторых, с региональной спецификой размещения месторождений, т.е. наряду с мировыми могут быть региональные геолого-промышленные типы, например магномагнетитовый тип месторождений для Восточной Сибири.
Показателем относительности понятия «геолого-промышленный тип» в истории развития горного дела может служить тип титаномагнетитовых руд в пироксенитах. Качканарское месторождение этого типа на Урале было известно с XVIII в. (П.С. Паллас, 1786). В начале XX в. на месторождении велись разведочные работы с применением самых совершенных методов геологической разведки: алмазного бурения и магнитометрии. Однако месторождение оказалось непромышленным из-за преобладания руд вкрапленной текстуры. Только после разработки технологии обогащения руд и получения ванадиевого концентрата при его металлургическом переделе месторождение в се-
редине ХХ в. перешло в разряд промышленных.
Примером перспективного генетического типа могут служить месторождения высокотитанистых титаномагнетитовых руд западного склона Южного Урала. В этих рудах ильменит и магнетит образуют тончайшие срастания, называемые структурами распада твёрдых растворов. Минералы с такими структурами не поддаются механическому разделению и руды не обогащаются. После создания новых технологий обогащения эти месторождения могут перейти в разряд промышленных.
2. Цель и задачи науки о типах месторождений
Наука о геологии месторождений полезных ископаемых в своём развитии дифференцируется, один из её разделов посвящён типам месторождений полезных ископаемых. Его целью является разработка теории образования и размещения групп месторождений, соответствующих типам. Создание подобной теории - сложная проблема, связанная с восстановлением по конечным продуктам, которыми являются концентрации полезных ископаемых, геологических и физико-химических процессов минералообра-зования, протекавших в течение длительного геологического времени в недрах Земли. Наука о месторождениях постепенно приближается к созданию теории, формулируя и отвергая гипотезы о их формировании. Результатом теоретических исследований является создание обобщённых моделей геолого-промышленных типов месторождений.
Решаемые проблемы
Размещение месторождений
Строение месторождений
Состав
месторождений
Процессы рудообразования
Стратиграфия
Историческая геология
Геотектоника
Геолого-промышленные типы месторождений полезных ископаемых
Структурная геология
Поиски и разведка месторождений
Литология
Общая химия
Физическая и коллоидная химия
Геохимия
Рис. 3. Связи науки о месторождениях с другими и решаемые с их помощью проблемы
Выводы теории служат основой поисков и разведки месторождений, имеют большое значение в горном деле. Геология типов месторождений полезных ископаемых - наука синтетическая (рис. 3). В своей прикладной части она тесно связана с наукой о поисках и разведке полезных ископаемых, являясь её теоретической основой, с экономикой минерального сырья.
3. Значение дисциплины о типах месторождений в образовательном процессе
1. Дисциплина относится к числу фундаментальных, поскольку в ней рассматриваются теоретические проблемы возникновения и размещения типовых месторождений во всех известных на Земле геологических обстановках.
2. Усвоение дисциплины позволит узнать «анатомию» природных геологических объектов. Закладывается теоретический базис прикладной геологии, связанной с прогнозированием, поисками, разведкой и освоением минеральных ресурсов.
3. Всесторонний анализ проблем, связанных с полезными ископаемыми, помогает формированию цельного естественнонаучного мировоззрения, творческого мышления.
4. Осведомленность в вопросах размещения месторождений на земном шаре, а следовательно, в конъюнктуре мирового рынка минерального сырья, способов его использо-
вания является основой знаний об экономике, маркетинге и менеджменте, вырабатывает геолого-экономическое мышление (добытое полезное ископаемое становится товаром горного производства).
5. Важен политический аспект размещения источников минерального сырья на территориях различных государств мира. В процессе его изучения развивается геополитическое мышление.
6. Гуманитарный аспект изучения дисциплины связан с использованием полезных ископаемых в прошлом и настоящем, с влиянием минерального сырья на историю человеческой цивилизации. Накапливаются естественно-исторические знания.
Показательным в перечисленных аспектах является тип титаномагнетит-ильменитовых месторождений в расслоенных интрузиях. Он отличается комплексным составом руд, из которых в промышленных масштабах извлекают Бе, Т и V.
4. Титаномагнетит-ильменитовый тип месторождений
4.1. Геохимический аспект проблемы
Триада извлекаемых из рассматриваемого типа руд металлов относится к геохимическому семейству железа 4-го периода Периодической системы Д.И. Менделеева. Они располагаются в её побочных подгруппах: IV (Т1), V (V), VIII (Бе). Распространенность железа в верхней части континентальной
Ультраосновные Основные
Средние
10
8
6
4
Рис. 4. Распределение средних содержаний железа по петрохимическим отрядам магматических горных пород
коры оценивается в 4,37; 3,089% (здесь и далее цифры по А. А. Ярошевскому, 1990, 2010). Это четвёртый по распространённости элемент. Высокий кларк железа обеспечивает присутствие в земной коре достаточно большого количества месторождений с крупными запасами.
В распределении содержаний железа по магматическим породам выявляется характерная особенность - обогащать породы основного петрохимического отряда. Содержание железа увеличивается от ультраосновных пород к основным в 1,3 раза, далее в средних оно уменьшается в 1,7 раза, а в кислых достигает минимума (рис. 4).
Химические элементы, содержания которых распределяются по магматическим породам подобно железу, названы базальто-фильными (Ибламинов, 2021), т.е. элементами, накапливающимися в магмах основного состава. Базальтофильные элементы по уменьшению кларковых содержаний в базальтах континентов образуют следующий ряд (мас.%): 2бБе (8,77), 20Са (7,1), 2211 (1,09), 25Мп (1,44-10-1), 15Р (1,27-10-1), 2зУ (2,75-10-2), З02п (1,1 -10-2), 29Си (1-10-2), 218с (3,5-10-3), 47А§ (1-10-5). В состав ряда входят ё-элементы 4-го периода, в их числе 5 элементов семейства железа, в числе которых находятся Бе, Т1 и V. Начинает ряд базальто-фильных элементов сидерофильное железо, далее следуют литофильные элементы, в том числе Т1 и V, а в конце находятся халькофи-лы: 2п, Си, А§. Перечисленными свойствами объясняется парагенезис в месторождениях элементов семейства железа и фосфора, с одной стороны, и халькофильных элементов
- с другой, а также их тесная связь с базита-ми и умеренно кислыми породами, производными базальтовой магмы.
По строению внешних электронных уровней атом железа относится к ё-элементам с конфигурацией 3ё64Б2. Имея на внешней электронной оболочке 2 спаренных 5-элек-трона, в восстановительных условиях он приобретает соответствующую валентность. В окислительных условиях железо способно отдавать электрон с внутреннего 3-го слоя, становясь 3-валентным. Переменная валентность позволяет железу концентрироваться в различных обстановках на окислительном и восстановительном геохимических барьерах, создавая соответствующие минералы (табл. 2).
Радиус иона (нм) двухвалентного железа Бе2+ 0,080, а трёхвалентного Бе3+ 0,067 (здесь и далее значения радиусов приведены по Н.В. Белову и Г.В. Бокию, 1954). Они близки радиусам ионов других элементов семейства железа. Это позволяет им замещать железо как более распространенный элемент в минералах.
Кларк второго по распространённости элемента рассматриваемой триады титана в верхней части континентальной коры по А. А. Ярошевскому (1990, 2010), составляет соответственно 0,320 и 0,322 мас.%. Это достаточно большой кларк, который обеспечивает ему 9 место по распространённости в земной коре. Содержание литофильного титана в мантии оценивается в 0,128 мас.% (Г. Пальме и Х. О'Нил, 2003; Ярошевский, 2010), что почти в 3 раза меньше кларка земной коры.
Кривая распределения титана по магматическим породам конкордантна кривой распределения железа, его содержание в породах основного отряда максимально (1,09 мас.%) и превышает кларковые в 3,4 раза. Оно понижено в ультраосновных (0,05 мас.%), средних (0,47 мас.%) и кислых (0,25 мас.%) породах. Таким образом, по пе-трохимическим свойствам титан, как и железо, относится к базальтофильным элементам. Важной геохимической особенностью титана является его сиенитофильность, т.е. высокое содержание в щелочных ультраосновных породах (ийолит-уртитах), в которых оно составляет 1,3%, что в 4 раза выше кларка и в 1,2 раза больше, чем в нормальноще-лочных основных породах. Из распределения содержаний титана по магматическим породам следует вывод о том, что его магматические месторождения должны быть связаны с породами основного и щелочного составов.
Конфигурация внешних электронных уровней атома титана характеризуется присутствием на третьем слое двух ё-электронов, а на четвёртом - двух 5-элек-тронов (3ё24^2), благодаря этому титан в природе имеет валентность 4, а по строению электронной оболочки относится к ё-элементам и входит в геохимическое семейство железа.
Радиус иона четырёхвалентного титана равен 0,064 нм. Т14+ может изовалентно изоморфно замещать Б14+ (0,039) в кристаллической решетке породообразующих минералов групп амфиболов, слюд, гранатов, а также 2г (0,082). Существует гетеровалентный изоморфизм между Т14+ и Бе3+ в пироксенах по схеме Бе3+ + Б14+ ^ Т14+ + А13+, в перов-ските - Са2+ + Т14+ ^ ЯЕЕ3+ + Бе3+ (ЯЕЕ -редкие земли), а также между Т14+ и Са2+ в пирохлоре - Са2+ + №5+ + №5+ ^ и4+ + Т14+ + Т14+ и, что особенно важно для рассматриваемого типа месторождений в магнетите -2Бе3+ + Бе2+ ^ 2Бе2+ + Т14+ (Булах и др., 2014). Возможность изоморфного вхождения в состав породообразующих минералов позволяет титану рассеиваться в магматических породах.
Кларк ванадия в верхней части континентальной коры, по А. А. Ярошевскому (1990, 2010), составляет соответственно 0,0110 и
0,0053 мас.%. Это значительно ниже содержаний Бе и Т1, поэтому концентрации его в месторождениях существенно меньше. Ванадий, как и элементы начала семейства железа (Т1, Сг, Мп), относится к литофилам, его содержание в мантии оценивается в 0,0086 мас.%.
Распределение ванадия по отрядам магматических пород конкордантно распределению железа и титана, с которыми он образует совместную ассоциацию в месторождениях (мас.%): ультраосновные - 0.005; основные - 0.03; средние - 0.015, кислые - 0.0035. Таким образом, по петрохимическим свойствам ванадий - базальтофильный элемент. Его магматические месторождения связаны с породами основного отряда.
Конфигурация внешних электронных уровней атома ванадия характеризуется присутствием на третьем слое трёх ё-элек-тронов, а на четвёртом - двух ^-электронов (3ё3 4^2), благодаря этому ванадий в природе может иметь валентность 3, 4 и 5. Трёхвалентный ванадий (У3+) характерен для магматических образований, а пятивалентный существует в окислительной обстановке экзогенных условий.
Радиус иона (нм) V3+ составляет 0,067, - 0,061, V5+ - 0,040. V3+ может изоморфно замещать Бе3+ (0,067) в магнетите, А13+ (0,067) в слюдах. Способность изоморфно замещать широко распространённые элементы в породообразующих минералах позволяет ванадию рассеиваться в горных породах и не способствует образованию его концентраций.
Железо как сидерофильный элемент имеет глубинный мантийный источник, на что указывает его модельное повышенное содержание в мантии: 6,3 против 4,4 мас.% в коре.
В магматическом процессе на его начальном этапе при деплетировании мантии большая часть железа накапливается в легкоплавкой базальтоидной магме, меньшая - в тугоплавком гипербазитовом рестите (см. рис. 4). Базальтоидная магма является главным источником магматических железорудных месторождений. При её дифференциации и последующей кристаллизации формируются залежи титаномагнетитовых руд с ванадием. В ряде случаев в рудах накапливаются ба-
зальтофильные фосфор и медь. Тогда возникают комплексные халькопирит-апатит-ильменит-титаномагнетитовые месторождения, представителем которых является Вол-ковское месторождение на Среднем Урале.
Продолжение магматического процесса дифференциации базальтовой магмы приводит к выплавлению из неё умеренно кислых, так называемых /-гранитов, что характерно для обстановок субдукции. Образуется формация плагиогранитов и сиенитов, для которой характерны скарново-магнетитовые месторождения с медью и кобальтом.
Разнообразные геохимические условия накопления железа обуславливают возможность его концентрации практически во всех генетических группах месторождений. Однако благодаря своим геохимическим особенностям наиболее крупные месторождения связаны с магматическим процессом дифференциации базальтоидных магм, осадочным накоплением в водной среде на окислительном барьере и накоплением на щелочном карбонатном барьере в процессе метасоматоза.
Титан также, как и железо, в магматическом процессе плавления мантийного материала накапливается в легкоплавкой базальтовой магме вместе с базальтофильными Бе и Са, преимущественно входя в состав темноцветных минералов (пироксенов, амфиболов) и магнетита. В оставшихся после выплавки ультраосновных расплавах его содержание весьма низкое, в 22 раза меньше чем в бази-тах. Дальнейшая дифференциация базальтовой магмы приводит к уменьшению содержания титана в средних и кислых породах. В глубинных мантийных выплавках щелочного состава, в которых важную роль играют флюиды, титан накапливается, образуя собственные минералы с кальцием и железом в виде сфена, перовскита и ильменита (табл. 3).
Ванадий, являясь базальтофильным элементом, уходит из мантийного материала в составе базальтоидных магм. При их кристаллизации V преимущественно помещается в кристаллическую решетку магнетита, изовалентно замещая Бе3+ (Бе3+^ V3+), тогда как находящийся вместе с ним в ассоциации титан, как уже отмечалось, замещает железо гетеровалентно (2Бе3+ + Бе2+ ^ 2Бе2++ И4+). В результате образуется ванадистый тита-
номагнетит, который является главным минералом-концентратором ванадия. Пироксен (диаллаг СаМ^ [Б1206]), который находится в парагенезисе с титаномагнетитом и кристаллизуется раньше, содержит железо двухвалентное. Это не способствует замещению его ванадием. Дальнейшая дифференциация базальтовой магмы приводит к уменьшению содержания ванадия в средних и кислых породах.
4.2. Минералогический аспект проблемы
Минералы железа разнообразны. Они присутствуют среди минералогических типов простых веществ, сернистых и кислородных соединений. Практическое значение имеют только минералы кислородных соединений (табл. 2). Для рассматриваемого типа месторождений важны магнетит, меньше - гематит. В коре выветривания возможно присутствие гидроксидов железа.
Важнейшим распространённым минералом железа в рассматриваемых рудах является разновидность магнетита, именуемая ти-таномагнетитом. Экспериментальными исследованиями П. Рамдора (1962) «Рудные минералы и их срастания» было показано, что при температуре выше 600оС титаномаг-нетит представляет собой единый минерал железа, содержащий в виде изоморфной примеси титан и ванадий. При понижении температуры он распадается на несколько минералов, среди которых минерал-хозяин магнетит содержит выделения ильменита, ульвошпинели, ориентировка которых соответствует кристаллической структуре хозяина. В результате образуются пластинчатые или решетчатые структуры распада твёрдого раствора.
Среди минералов титана (табл. 3.) для рассматриваемых руд характерен ильменит, который присутствует в составе титаномаг-нетита, а в наиболее ценных рудах образует самостоятельные выделения.
Ванадий в рассматриваемых рудах преимущественно изоморфно входит в состав магнетита. В отдельных случаях ванадий образует самостоятельный минерал кульсонит
2+ 3+
Бе V 204 в виде структур распада в магнетите, относящийся к группе шпинели.
Таблица 2. Промышленные минералы железа (химические формулы приведены по Булаху и др., 2014)
Минеральные Ми- Формула Струк- Синго- Габи- Разновидность
класс группа нерал тура ния тус
Про- Ко- Гема- Ре3+20э Коор- Гексаго- Пла- Мартит - псевдоморфоза гематита
стые рунда тит дина- нальная стин- по магнетиту; гидрогематит (турь-
оксиды цион- чатыи ит) - гематит с адсорбированной
ная водой
Слож- Шпи- Маг- Ре2+Ре3+204 Коор- Кубиче- Окта- Титан- и ванадийсодержащая - ти
ные нели нетит дина- ская эдри- таномагнетит; магний содержа-
оксиды цион-ная ческий щая - магномагнетит; псевдоморфоза магнетита по гематиту - муш-
кетовит
Гид- Гид- Гетит ИРе3+02 Цепо- Ромби- Иголь- Лимонит (Ре203
рокси- рокси- чечная ческая чатый ■пИ20) - физическая
ды дов Лепи- Рез+0(0И) Слои- Ромби- Пла- Гидроге- смесь скрытокристал-
железа докро-кро-кит стая ческая стин-чатый тит - ле-пидокрокит с адсорбированной водой лического гетита и (или) лепидокрокита с адсорбированной водой (бурый железняк)
Сили- Хло- Ша- (Ре2%Л1) Слои- Моно- Пла- Синоним - лептохлорит
каты рита мозит [А1Б1з01о] [0И]8- стая клинная стин-чатый
Карбо- Каль- Сиде- Бе2+ (С0з) Ост- Триго- Ромбо-
наты цита рит ровная нальная эдриче-ский
Таблица 3. Промышленные минералы титана (химические формулы по Булаху и др., 2014)
Класс Группа Минерал Формула Структура Сингония Габитус
Рутил ТЮ2 Цепочечная Тетрагональная Призматический
Простые оксиды Рутила Анатаз ТЮ2 Каркасная Дипирамидаль-ный
Брукит ТЮ2 Слоистая Ромбическая Таблитчатый, пластинчатый
Сложные Ильменита Ильменит БеТЮз Координа- Гексаго- Толстотаблитча-
оксиды ционная нальная тый
Перовскита Перовскит СаТЮз Каркасная Кубиче- Кубический
Лопарит (Nao,5Ceo,5)(Ti,Nb)0з ская
Силикаты Титанита Титанит СаТ1[БЮ4]0 Островная Триклин-ная Призматический
4.3. Место титаномагнетит-ильменитового типа в генетической классификации месторождений
В разработанной универсальной генетической классификации месторождений полезных ископаемых (Шаштоу, 2020) рассматриваемый тип по главному генетическому процессу, приводящему к концентрации полезных ископаемых, традиционно относится
к магматической группе. Формирование месторождений магматической группы начинается в мантии Земли. Попадание мантийного материала в условия пониженных давлений земной коры вместе с воздействием флюидов приводят к его деплетированию с образованием относительно легкоплавкой магмы и накоплением в остатке тугоплавкого ре-стита (Грин, Рингвуд, 1968).
Таблица 4. Генетическая классификация месторождений магматической группы (Ибламинов, 1999; 2020б)
Класс Подкласс Ряд Генетический тип Пример
1. Ре-стито-вый Раннемагма-тический Плутонический Габбровый Месторождения строительных камней
Вулканический Базальтовый
Позднемаг-матический Плутонический Хромшпинелевый в альпинотип-ных гипербазитах (подиформный) Кемпирсайское, Казахстан
2. Лик-ваци-онный Позднемаг-матический Плутонический Сульфидный медно-никелевый Мончегорское, Россия
Вулканический Камбалда, Австралия
Печенга, Мурманская область
Ассимиляционный Плутонический Талнах, Россия
3. Кри-стал-лиза-цион-ный Раннемагма-тический Плутонический Естественных строительных камней Ломовское, Пермский край
Нефелиновый в йолит-уртитах Кия-Шалтырское, Кемеровская область
Оловоносных гранитов Плато Джос, Нигерия
Вулканический Базальтов, туфов и др. Армения
Оловоносных латитов и риолитов Мексика, Перу
3. Кри-стал-лиза-цион-ный Позднемаг-матический Плутонический Хромшпинелевый в расслоенных гипербазитах Сарановское, Пермский край, Бушвельд, ЮАР
Платинометалльный малосульфидный пластообразный в расслоенных базитах Бушвельд, ЮАР
Титаномагнетит-ильменитовый в расслоенных габброидах (Бе, Т1, V) Кусинское, Челябинская область; Гремяха-Вырмес, Мурманская область; Бу-швельд, ЮАР
Ванадиево-титаномагнетитовый в пироксенитах (Бе, V) Гусевогорское, Собствен-но-Качканарское, Свердловская область
Нефелин-апатитовый с титанитом в нефелиновых сиенитах Хибинские, Мурманская область
Лопаритовый редкометалльный в расслоенных нефелиновых сиенитах (Т1, ЯЪ, Та, ТК) Ловозерское, Мурманская область
Пегматитовый* Редкометалльных касситеритовых пегматитов Вишняковское и Гольцов-ское в Прибайкалье
Хрусталеносных лейкогранитовых пегматитов Мурзинское на Урале
Вулканический Магнетитовых лав Лако-Сур, Чили
4. Флю-идно-магма-тиче-ский Раннемагма-тический Кимберлито-вый Алмазоносных кимберлитов Трубка «Мир», Якутия
Алмазоносных лампроитов Аргайл (АК-1), Австралия
Позднемаг-матический Карбонатито-вый* Апатит-магнетитовый с бадделеи-том в карбонатитах Ковдорское
Титаномагнетит-перовскит-редкометалльный в карбонатитах Африканда
Редкометалльный Вишневогорское
Редкоземельный Маунтин-Пасс, США
Флогопитовый Палабора, ЮАР
Ассимиля-ционно-магматический Вулкано-плутонический Трубообразные залежи магномаг-нетитовых руд Коршуновское, Иркутская область
* Жирным шрифтом выделены подклассы, ранее не выделявшиеся, и ряды, ранее рассматривавшиеся как самостоятельные группы.
Модель процесса реститообразования при-ложима к образованию тел альпинотипных гипербазитов и позволяет выделить в магматической группе реститовый класс (табл. 4).
Часть вещества в виде горных пород локализуется на ранней стадии формирования массивов, а другая часть в виде залежей хромшпинелидов - на поздней, т.е. формируются месторождения ранне- и позднемаг-матического подклассов. Внутри подклассов по условиям застывания формируются плутонический и вулканический ряды.
Выплавившиеся первично достаточно однородные магмы в условиях постепенного понижения температуры и существования градиента силы тяжести начинают образовывать несмешивающиеся расплавы и разделяться, происходит ликвация магмы вплоть до образования позднемагматических сульфидных медно-никелевых с платиноидами магм. Формируется класс ликвационных месторождений, который может осуществляться в плутонических, а в архее и протерозое происходил в вулканических условиях. Среди ликвацион-ных существует ещё один подкласс месторождений, в котором интенсификация ликвации обусловлена ассимиляцией сульфатных пород (Тугаринов, 197з; П е! а1., 2009).
Дальнейшее охлаждение расплава приводит к началу его кристаллизации и выделению твердой минеральной фазы. Выделение части вещества из расплава вызывает изменение его состава, происходит кристаллизационная дифференциация магмы (Bowen, 1928). Формируются месторождения кристаллизационного класса. Часть из них, главным образом месторождения естественных строительных камней, формируются в раннемагматических плутонических или вулканических условиях. Другая часть -большинство рудных месторождений - в позднемагматических плутонических.
В конце магматического процесса, когда магма насыщена флюидами, имеет место особый процесс, образуется ряд пегматитовых залежей, характерный для магм различного состава, среди которых наибольший промышленный интерес представляют гранитные пегматиты (Ферсман, 1940).
В ряде случаев в магматических очагах накапливается большое количество газожид-
60о
ких флюидов, которые способствуют проникновению богатой флюидами магмы по ослабленным участкам земной коры до поверхности Земли. На поверхность выносится мантийный материал сложного состава, содержащий полезные компоненты, например алмазоносные кимберлиты и редкометалль-но-редкоземельные карбонатиты. Образуются месторождения флюидно-магматического класса, включающие ассимиляционно-магматические образования, связанные с ассимиляцией базальтовой магмой толщ соляных пород (Фон-дер-Флаасс, Никулин, 1997).
Таким образом, рассматриваемый тип месторождений относится к магматической группе, кристаллизационному классу, позд-немагматическому подклассу, плутоническому ряду. Как геолого-промышленный тип, при выделении которого требуется учитывать необходимый для технологии обогащения минеральный состав и для технологии отработки форму залегания, мы его называем тип титаномагнетит-ильменитовый в расслоенных габброидах. В Государственном докладе ..., 2019 он как железорудный именуется титаномагнетитовым, а как тита-новорудный - магматическим в габброидах, в методических указаниях ., 2007 - как ти-таномагнетитовые и ильменит-титанома-гнетитовые руды в ультраосновных и основных породах.
4.4. Кусинское месторождение
Месторождение является типичным и хорошо изученным в процессе отработки. Такие объекты обычно являются главным источником информации о промышленных месторождениях (Некрасов, 1991). Оно расположено в России на западном склоне Южного Урала в пределах Кусинско-Копанскиого комплекса расслоенных габбро-
амфиболитов. Комплекс протягивается в длину на 70 км и состоит из четырёх магматических тел: Кусинско-Чернореченского, Медведевского, Копанского, Маткальского (рис. 5). Они содержат месторождения пла-сто- и линзообразных субпараллельных тел массивных и вкрапленных титаномагнетит-ильменитовых руд.
В-ЗМС
54 45'
60о
Рис. 5. Схема размещения ильменит-титаномагнетитовых месторождений Кусин-ско-Копанского комплекса. Магматические тела: 1 - Маткальское, 2 - Копанское, 3 - Медве-девское, 4 - Кусинско-Чернореченское. Месторождения: 30 - Кусинское, 31 - Чернореченское, 32 - Медведевское, 33 - Копанское, 34 - Булани-хинское, 35 - Маткальское. Условные обозначения: точки - габброиды, крестики - гранитои-ды, треугольники - месторождения. Тектонические структуры: БМА - Башкирский меган-тиклинорий, В-ЗМС Верхнекусинско-Зилаирский мегасинклинорий, УМА - Уралтауский меган-тиклинорий, ММС - Магнитогорский мегасин-клинорий (составлено с использованием материалов кн. Геология СССР, 1969, 1973).
Рис. 6. Геологические разрезы залежей ильменит-титаномагнетитовых руд Кусинского месторождения в габбро-амфиболитах, внизу слева карбонатные породы саткинской свиты нижнего рифея (по данным Златоустовского рудоуправления)
Образование месторождений происходило в условиях активизированной платформы в позднем протерозое. При последующей гер-цинской складчатости залежи приобрели
крутое залегание. Эксплуатировалось Кусинское месторождение. Из его руд получали титаномагнетитовый (железованадиевый) и ильменитовый концентраты благодаря нали-
чию крупных самостоятельных выделений зёрен ильменита. Месторождение представляет собой совокупность пластообразных залежей сплошных и вкрапленных руд с полосчатой текстурой (рис. 6).
Разрабатывались залежи сплошных руд, располагающиеся строго параллельно друг другу, что еще раз подчеркивает расслоен-ность интрузий. Средняя мощность залежи № 2 составляет 4 м, залежи № 3 - 2,7 м. Весьма выдержанные по мощности рудные тела осложнены позднейшими пликативны-ми и дизъюнктивными нарушениями. На глубине около 300 м они выполаживаются и, образуя синклинальную складку, выклиниваются. Длина рудных тел по простиранию 2,5 км, суммарные запасы составляли около 15 млн т руды. Контакты залежей сплошных руд с габбро-амфиболитами резкие, чёткие. Присутствуют хлоритовые оторочки мощностью до 0,5 м. Состав руд (мас.%): Бе -50,39; ТЮ2 - 13,7; У2О5 - 0,6; СаО - 0,25; М§0 - 4,02; М2О3 - 5,87; БЮ - 4,17; Б -0,047; Р - 0,012; МпО - 0,15; Сг - 0,62.
Для обеих рудных залежей характерно одинаковое слоисто-ячеистое строение гео-
химических полей (рис. 7). Оно выражается в чередовании узких линзовидных участков повышенных содержаний элементов с участками пониженных содержаний. Причем эти линзовидные участки ориентированы вдоль простирания рудных тел параллельно линиям их выклинивания. Такой одинаковый характер пространственного распределения химических элементов указывает на единство процесса рудообразования, протекавшего в расслоенной интрузиии.
Объяснение такого явления можно найти в гидродинамике. Математическое моделирование процессов конвективного тепло- и массообмена показывает, что в условиях градиента температур при наличии тепловой конвекции в замкнутой области происходит именно такое слоисто-ячеистое распределение концентраций (Пасконов и др., 1984). Аналогичная картина распределения изотерм была получена при моделировании теплового поля для условий относительно быстрого волнового тепломассопереноса (Летников, 1992). Моделирование тепломассопереноса показывает также, что в направлении уменьшения температуры системы происхо-
Рис. 7. Проекция рудной залежи № 3 Кусинского месторождения на вертикальную плоскость с изолиниями содержаний Ев, И02, 3102: сплошная линия - контур залежи, пунктир - разрывные нарушения, пунктир с точкой - линия перегиба залежи; длина рудного тела на проекции 2574 м
дит и уменьшение концентрации элемента-примеси (Русаков и др., 1998). В геологических терминах последнее явление называется фациальной зональностью.
Фациальная зональность проявляется в распределении элементов-примесей, каковыми являются титан и ванадий. В обеих субпараллельных рудных залежах с увеличением глубины, т. е. по мере приближения к линиям их выклинивания, происходит закономерное уменьшение содержания ТЮ2 и увеличение - У2О5. В среднем соответственно от 13,04 и 0,63% на горизонте 406 м до 12,22 и 0,69% на горизонте 106 м (рис. 8). Еще более отчетливо геохимическая зональность проявляется в изменении величины отношения содержаний титана к содержаниям ванадия (ТУУ), которое можно считать индикаторным для исследования зональности залежей титаномагнетитовых руд (Ибла-минов, 1988). Величина этого отношения закономерно уменьшается с глубиной от 20,4 до 17,9. Содержание главного полезного элемента - железа, как это видно и на проекции (см. рис. 7), увеличивается к центру залежи и уменьшается к краям.
Наряду с фациальной на месторождении существует отчетливо выраженная стадийная зональность, обусловленная последовательной кристаллизацией рудных залежей в магматической камере. Так, залежь № 3, располагающаяся в нижней части стратифицированных магматитов и, очевидно, формировавшаяся раньше, отличается от вышележащей залежи № 2 пониженным содержанием железа, титана (12,28 и 12,90%) и ванадия, а также значениями мощности.
При сравнении строения геохимических полей субпараллельных залежей в пределах месторождения устанавливается их плановое соответствие, т.е. конкордантность. Оценки коэффициентов парной корреляции составляют +0,5 - +0,7. Согласованность геохимических полей залежей видна и на рис. 8. Это свидетельствует об устойчивости физико-химических условий в магматической камере в период их формирования и еще раз подчеркивает их сингенетичное образование с расслоенными интрузивами. Следует отметить ещё одну важную деталь: залежь с большей мощностью характеризуется и более высоким качеством руд.
Среди общих минералогических черт месторождения выделяется устойчивость минерального состава руд. Важно подчеркнуть присутствие в месторождении в качестве нерудного минерала хлорита. Магнетит характеризуется искаженной морфологией окта-эдрических кристаллов, что может свидетельствовать о влиянии метаморфизма на руды. Ильменит имеет пластинчатую форму (рис. 9). Тонкие детали поверхности минералов были изучены методом одноступенчатых платиноугольных реплик образцов, протравленных концентрированной соляной кислотой в течение 30 сек (рис. 10). В руде присутствуют ильмениты без включений и с включениями гематита в виде пластинчатых структур распада (рис. 11).
По данным микрозондовых исследований (Ибламинов и др., 1987), магнетит и ильменит отличаются высокой чистотой, что увязывается с наложением процессов метаморфизма (Штейнберг и др., 1959). Составы магнетитов обеих залежей практически
Рис. 8. Фациальная (вертикальная) и стадийная (между рудными телами) зональность Кусинского месторождения по изменению средних содержаний компонентов (%) на горизонтах, изменение мощности (И, м); рудные залежи: № 2 - линия с крестиками, № 3 - линия с
точками
Рис. 9. Магнетит из массивных руд Кусин-ского месторождения: слева - при увеличении 350; справа - 1000, видны пластинки ильменита, светлое - хлорит. Изображение во вторичных электронах
Рис. 10. Морфология октаэд-рического магнетита и пластинчатого ильменита при увеличении 16500 (слева), ок-таэдрические фигуры травления поверхности зерна магнетита при увеличении 13500 (справа). Залежь № 2 Кусин-ского месторождения
Рис. 11. Ильменит с включениями гематита (обр. 2). Изображение в рентгеновских лучах Тг Ка (слева) и Ев Ка (справа). Залежь № 2 Кусин-ского месторождения, увеличение 300
Таблица 5. Составы магнетитов Кусинского месторождения
Залежь Оксиды, мас. %
М2О3 Т1О2 МпО МеО РеО Ре2О3 Сг2О3 сумма РеО об.
№ 2 0,51 0,22 0,00 0,08 30,44 65,47 0,76 97,48 95,91
№ 3 0,37 0,21 0,00 0,00 30,44 64,95 1,27 97,24 95,39
Миналы, мол. %
Магнетит РеРе204 Герцинит РеЛ1204 Хромит РеСг2О4 Ульвошпи-нель Ре2Т1О4 Якобсит МпРе2О4 Магнезиофер-рит MgРe204
№ 2 97,5 0,7 0,8 0,6 0,0 0,4
№ 3 97,7 0,5 1,2 0,6 0,0 0,0
Таблица 6. Составы ильменитов Кусинского месторождения
Залежь Оксиды, мас. %
Л12О3 ТЮ2 МпО Mg0 РеО Ре203 Сг203 Сумма РеО общее
№ 2, обр. 1 0,00 48,73 0,78 1,32 40,69 7,63 0,00 98,84 48,01
№ 2, обр. 2 0,00 51,15 0,69 1,05 43,44 1,62 0,07 98,02 45,06
№ 3 0,04 51,07 0,67 1,04 43,40 3,85 0,02 100,09 47,25
Миналы, мол. %
Ильменит Гейкилит Пирофанит Гематит Корунд Л1203 Сг203
РеТ103 MgTi0з МпТ103 Ре203
№ 2, обр. 1 85,7 4,9 1,7 7,7 0,0 0,0
№ 2, обр. 2 92,8 4,0 1,5 1,7 0,0 0,0
№ 3 90,7 3,9 1,4 4,0 0,0 0,0
Таблица 7. Состав гематита из структуры распада в ильмените (см. рис. 4.9)
Залежь Оксиды, мас. %
М2О3 Т1О2 БеО Бе2О3 Сумма БеО общее
№ 2, обр. 2 0,18 1,21 0,00 95,83 97,22 95,83
Миналы, мол. %
Гематит Бе2О3 Ильменит БеТ1О3 Корунд А12О3
№ 2, обр. 2 97,6 2,3 0,1
одинаковы, а составы ильменитов несколько отличаются, но близки друг к другу. В обоих минералах, особенно в магнетите, отмечается повышенное содержание хрома. Таким образом, оказывается, что не только руда в целом, но и её минералы обогащены хромом (табл. 5, 6). Гематит, выделившийся в виде пластинчатой структуры распада в ильмените (см. рис. 11), отличается присутствием значимых количеств титана (табл. 7).
Залежи сплошных руд месторождения полностью отработаны. Описанные выше особенности Кусинского месторождения могут быть учтены при проектировании эксплуатации остальных месторождений Ку-синско-Копанской группы.
4.5. Месторождения России, планируемые к разработке
Среди месторождений Кусинско-Копанской группы подготавливается к эксплуатации Медведевское с содержанием Т1О2 в рудах 7%. Оно характеризуется линзообразными телами вкрапленных руд с редкими маломощными жилообразными шлирами сплошных. Медведевский массив длиной около 12 км имеет северо-восточное простирание и падает на юго-восток под углом 4070°. Ширина массива в южной части 1,5 км, в северной - 200 м. На западе массив контактирует с карбонатными породами саткин-ской свиты нижнего рифея. В висячем боку его перекрывают граниты и гранитогнейсы Губенской интрузии. Южная часть массива сложена амфибол-соссюритовым полосчатым габбро с пластами анортозитов, телами пегматоидного габбро, горнблендитов, пи-роксенитов, амфиболсодержащего двупи-роксенового габбро (рис. 12) и габбро-норитов. Возраст массива (1379±8 млн лет) оценён по цирконам из анортозитов расслоенной серии и соответствует нижнему ри-фею (ЯБ1). Рудоносные габброиды пересе-
каются дайками гранитоидов с конкордант-ным возрастом цирконов в одной из них 1353 ± 16 млн лет (Холоднов, Шагалов, 2012; Холоднов и др., 2016).
Руды вкрапленные. В лежачем боку Западной рудной зоны залегают преимущественно титаномагнетитовые, а в висячем -существенно ильменитовые руды. Восточная рудная зона, расположенная вблизи восточного контакта месторождения и массива, почти целиком сложена вкрапленными ильме-нитовыми рудами. Среди пород здесь интенсивно развиты лейкогаббро и анортозиты. Маломощные пластообразные залежи сплошных титаномагнетитовых руд встречаются преимущественно в составе западной рудной зоны. Ильменит содержит включения гематита и низкотитанистого магнетита в виде структур распада. В нём повышено содержание М§О (до 0,60 мас.%) и понижено -МпО (0,80-1,0) при содержании БеО 48-51. Состав магнетита в структуре распада ильменита: БеО - 90,8, ТЮ2 - 2,78, МпО - 0,04, У205 - 0,48. В рудном двупироксеновом габбро титанистый магнетит, как и богатый магнием ильменит, начинал кристаллизоваться одновременно с клинопироксеном и роговой обманкой, часто образуя в них включения со структурами распада (рис. 12, Г, Д, Е).
Крупные обособленные зерна ильменита ассоциируют с высокотитанистым титано-магнетитом ранней генерации (с содержанием ТЮ2 до 10-13 мас.%), который в свою очередь содержит включения капельного и ламельного ильменита. Самая поздняя генерация ильменита в рудном двупироксеновом габбро также, как и в рудном габбро ритмично-расслоенной серии, связана с распадом раннего высокотитанистого титаномаг-нетита. Начальная температура формирования густо вкрапленного титаномагнетит-
Рис. 12. Фото- и изображения в обратно-рассеянных электронах взаимоотношений породо-и рудо-образующих минералов в двупироксеновом габбро Медведевского месторождения (Холодное и др., 2016): А - ортопироксен (OPx) с каймами амфибола (Amf), лейкогаббро; Б - округлое включение кли-нопироксена (CPx) в плагиоклазе (Plg); В - клинопироксен с включениями ильменита (Ilm) и магнетита (Mt) ранних генераций, который частично замещается низкоглиноземистым амфиболом-актинолитом (Act + Amf) и обрастает каймами высокоглиноземистого и железистого амфибола, в свою очередь обрастающего хлоритом (Chl); Г - рудные минералы нескольких генераций, некоторые с каймами позднего высокоглиноземистого амфибола; Д - низкоглиноземистый амфибол (Act) в частично уралитизированном клинопироксене, с выделениями позднего вторичного ильменита и низкотитанистого магнетита (MtII + IlmII); Е - зерно титаномагнетита II генерации с ламелями ильменита в структурах распада
ильменитового оруденения близка к 1000о С. Распад твердых растворов в рудных минералах (титаномагнетите и ильмените) происходил при снижении температуры до 5006000 С.
В России наряду с уральскими подготавливаются к эксплуатации месторождения в Амурской области (Большой Сэйим, Кура-нахское) и Забайкальском крае (Кручинин-ское). Первые два месторождения входят в состав Каларского рудного района, приуро-
ченного к громадному анортозитовому массиву докембрия. Оруденение концентрируется в краевой части массива среди габброи-дов, норитов, пироксенитов. Рудные зоны длиной 900 - 1000 м при мощности 150 -400 м имеют ритмичное строение, проявляющееся в чередовании богатых руд в габбро-норитах, пироксенитах и бедных - в лейко-габбро и анортозитах. Руды имеют титано-магнетит-ильменитовый и апатит-магнетит-ильменитовый состав. Титанистость руд уве-
личивается вверх по разрезу. Руды вкрапленной текстуры с содержанием рудных минералов 10-60% (Т102 - 5,0-15%), встречаются массивные руды. Ильменит содержит включения гематита и ильменита в виде структур распада (Дробот и др., 1998). Состав руд месторождений близок к составу руд месторождений Кусинско-Копанской группы на Урале.
На западе Мурманской области разведано месторождение Юго-Восточная Гремяха. Оно находится в южной оконечности массива центрального типа Гремяха-Вырмес, имеющего в плане эллипсовидную форму и залегающего среди архейских гнейсов. По А. А. Арзамасцеву и др. (2006), массив полифазный, образовался в результате смешения базитовых и щелочных мантийных расплавов раннепротерозойского возраста (1888+20 млн лет). Руды шлирово-вкрапленной текстуры приурочены к расслоенному комплексу пород семейства габброи-дов: троктолитам, оливиновым габбро, габб-ро-норитам и плагиопироксенитам. Ильменит образует самостоятельные зерна и агрегаты, титаномагнетит характеризуется структурой распада твердого раствора ильменита в магнетите. Среднее содержание Т102 в рудах - 8,6%, доля в запасах РФ -8,3%.
4.6. Зарубежные месторождения
За рубежом разрабатываются месторождения в Канаде (Лак-Тио - гематит-ильменитовые руды в габброидах, содержание Т102 30%), на юге Норвегии (Телльнес -
гематит-ильменитовые руды в анортозитах докембрия, содержание Т102 18%), в Китае в провинции Сычуань (Панчджихуа-Сичан -гигантская группа месторождений ильменит-титаномагнетитовых руд в габброидах, содержание Т102 10%). Крупные запасы тита-номагнетит- ильменитовых руд сосредоточены в ЮАР в Бушвельдском массиве.
В Бушвельдском расслоённом массиве (ЮАР) представлен полный разрез рудоносной гарцбургит-ортопироксенит-норитовой формации (рис. 13). Присутствуют крупные по площади, но небольшие по мощности пластообразные залежи титаномагнетито-вых, хромовых и платиновых руд, расположенные в определённых частях геологического разреза (табл. 8). Титаномагнетитовые руды располагаются в верхней части массива, в его Главной и Верхней зонах среди габ-броидов.
| [ щелочной кo^mлeкc Пнлансберг ^
Рис. 13. Геологическая карта Бушвельдского массива (Томилина по материалам Сст^от Я. в., 2015)
Зона Мощность, км Состав
4. Верхняя 1,9 Ферродиорит
Габбро, 21 маломощный титаномагнетитовый пласт
Главный титаномагнетитовый пласт (мощность 2,4 м)
3. Главная 3,0 Норит, габбро-норит и анортозит, 4 титаномагнетитовых пласта
2. Критическая 1,1 Риф Меренского (платина)
Норит с пироксенитом, анортозитом, хромитит
Главный хромитовый пласт в пироксенитах (мощность 1,2 м)
1. Базаль-ная 1,3 Чередование пироксенита, норита, перидотита, пласты хромшпи-нелида
Закалки Оливиновый норит (гиперит) и включения кварцита
Таблица 8. Геологический разреза Бушвельдского массива (по данным Уиллемза, 1973)
5. Перспективы освоения титаномагне-тит-ильменитовых руд
Рассматриваемый геолого-
промышленный тип месторождений является комплексным, на него в мире приходится 12% мировой добычи и 7% прогнозных ресурсов железа, 36 и 44 титана, 75 и 55 ванадия (Гос. ..., 2019). Его дальнейшее освоение позволит увеличить минерально-сырьевую базу России. Исследование месторождений с применением современных методов позволит уточнить модель формирования страти-формных месторождений.
Библиографический список
Авдонин В.В. Принципы геолого-
промышленной типизации рудных месторождений. М.: ЗАО «Геоинформмарк», 1999. 40 с.
Арзамасцев А.А., Беа Ф., Арзамасцева Л.В. и др. Протерозойский полифазный массив Гремяха-Вырмес, Кольский п-ов: пример смешения базитовых и щелочных мантийных расплавов // Петрология. 2006. Т. 14. № 4. С.384-414.
Белов Н.В., Бокий Г.Б. Современное состояние кристаллохимии и её ближайшие задачи // I кри-сталлохим. конференция. М.: Изд. АН СССР, 1954. С. 7-38.
Булах А.Г., Золотарёв А.А., Кривовичев В.Г. Структура, изоморфизм, формулы, классификация минералов. СПб.: Изд-во С.-Петербург. унта, 2014. 132 с.
Геология СССР. Т.Х11. Ч.1. Геологическое описание. Кн. 1. М.: Недра, 1969. 706 с.
Геология СССР. Т.Х11. Ч.11. Полезные ископаемые / ред. К.К. Золоев. М.: Недра, 1973. 632 с.
Государственный доклад о состоянии и использовании минерально-сырьевых ресурсов Российской Федерации в 2018 году / Министерство природных ресурсов и экологии Российской Федерации. М., 2019. 422 с.
Грин Д.Х., Рингвуд А.Э. Происхождение базальтовых магм // Петрология верхней мантии. М.: Мир, 1968. С. 132-227.
Дробот Г.Д., Короленко Н.В., Блинов В.А., Епифанов А.Ю. Титановые месторождения в анортозитах докембрия // Отечественная геология. 1998. № 4. С. 54-58.
Ибламинов Р. Г. Геохимическая зональность титаномагнетитовых месторождений Урала // Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений полезных ископаемых / Свердлов. горн. ин-т. Свердловск, 1988. С. 101-106.
Ибламинов Р.Г., Кудрявцева Г.П., Гаранин В.К. Результаты комплексного исследования минералов руд магматических месторождений Урала // Минералогия и геохимия полезных ископаемых Западного Урала / Перм. гос. ун-т. Пермь, 1987. С. 90-112. Деп. ВИНИТИ № 4275-В87.
Крейтер В.М. Поиски и разведки полезных ископаемых. М.; Л.: Госгеолиздат, 1940. 790 с.
Летников Ф.А. Синергетика геологических систем. Новосибирск: Наука, 1992. 230 с.
Методические рекомендации по применению Классификации запасов месторождений и прогнозных ресурсов твердых полезных ископаемых. Выпуски по рудным полезным ископаемым. М., 2007.
Некрасов И.Я. Геохимия, минералогия и генезис золоторудных месторождений / под ред. Н.П. Лаверова. М.: Наука, 1991. 302 с.
Пасконов В.М., Полежаев В.И., Чудов Л.А. Численное моделирование процессов тепло- и массообмена. М.: Наука, 1984. 288 с.
Русаков С.В., Шкарапута А.П., Щипанов А.А. Исследование процессов тепло-массопереноса бинарной смеси с учетом эффекта термодиффузии // Тр. 2-й Российской национальной конференции по теплообмену. Т. 3. Свободная конвекция. М.: Изд-во МЭИ, 1998. С. 132-135.
Томилина Е.М., Ибламинов Р.Г. Минералого-петрографическое исследование рудника Таба, Западный Бушвельд (ЮАР) // Вестник Пермского университета. Геология. 2021б. Т. 20. № 2. С.160-171.
Тугаринов А.И. Общая геохимия. Краткий курс: учеб. пособие для вузов. М.: Атомиздат, 1973. 288 с.
Уиллемз Дж. Геология Бушвельдского комплекса - крупнейшего вместилища магматических рудных месторождений мира // Магматические рудные месторождения. М.: Недра, 1973. С.7-25.
Ферсман А.Е. Пегматиты. 3-е изд. Т. 1. Гранитные пегматиты. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1940. 712 с.
Фон-дер-Флаасс Г.С., Никулин В.И. Атлас структур рудных полей железорудных месторождений. Иркутск: Изд-во Иркут. ун-та, 2000. 192 с.
Холоднов В.В., Шагалов Е.С. Верхний и нижний возрастные рубежи среднерифейских рудоносных (Т1-Бе-У) интрузий Кусинско-Копанского комплекса на Ю. Урале: и-РЬ датирование цирконов Медведевского месторождения // ДАН. 2012. 446(4). С. 432-437.
Холоднов В.В., Шагалов Е.С., Бочарнико-ва Т.Д., Коновалова Е.В. Состав и стадийность
формирования ильменитового и титаномагнети-тового оруденения в двупироксеновом габбро Медведевского месторождения (Ю. Урал): роль режима летучих компонентов (галогены и вода) // Литосфера. 2016. № 2. С. 48-69.
Штейнберг Д. С., Кравцова Л.И., Варла-ков А.С. Основные черты геологического строения Кусинской габбровой интрузии и залегающих в ней рудных месторождений // Тр. Горногеологического ин-та УФ АН СССР. 1959. Вып. 40. С. 13-40.
Ярошевский А.А. Геохимия земной коры // Российская геологическая энциклопедия: в трёх томах. Т. 1. М.; СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2010. С.374-375.
Ярошевский А. А. Кларки химических элементов верхней части континентальной коры (гранитно-метаморфической оболочки). Средние содержания (г/т) химических элементов в главных типах магматических пород // Справочник по
геохимическим поискам полезных ископаемых / А.П. Соловов, А.Я. Архипов, В.А. Бугров и др. М.: Недра, 1990. С. 12-13.
Bowen N.L. The evolution of the Igneous Rocks. Princeton, NJ: Princeton University Press, 1928.
Cawthorn R.G. The Bushveld Complex, South Africa. In: Charlier B., Namur O, Latypov R. & Te-gner C. (ed.) Layered Intrusions. New York, Springer Geology, 2015. P. 517-588.
IblaminovR.G. Genetic Systematics of Mineral Deposits as Theoretical Basis of Mining Projects // SGEM GeoConference. 2020а. Albene, Bulgaria. P. 103-109. DOI: 10.5593/SGEM2020-august(1.1), pp.103-109.
Li Chusi, Ripley Edvard M. and Naldrett Antony J. A new genetic model for the giant Ni-Cu-PGE sulfide deposits associated with the Siberian flood basalts // Econ. Geol. 2009. Vol. 104. № 2. P. 185203.
Geological and Industrial Types of Deposits. Titanmagnetite-Ilmenite Type
R.G. Iblaminov
Perm State University 15 Bukireva Str., Perm 614990, Russia E-mail: riaminov@psu.ru
The identification of geological and industrial types of mineral deposits has an important theoretical and applied significance for their prospecting, resource evaluation and development. This problem has transformed into an independent branch of mineral science. It is shown by the example of the titanmagnetite-ilmenite type of deposits in stratified intrusions, where the main useful elements are the triad Fe, Ti and V. The geochemical, min-eralogical, minerogenic, structural, and material aspects of this type are considered. The Kusinskoye field, studied in detail during 30 years of mining, is taken as a base. Based on the analysis of the structure and zonal changes of the material composition, its formation in a single magmatic chamber during crystallization differentiation is proved. Prospects for the development of similar deposits in the world are noted.
Keywords: deposits of iron; titanium; vanadium; structure; composition; conditions of formation.
Reference
Avdonin V.V. 1999. Printsipy geologo-promyshlennoy tipizatsii rudnykh mestorozhdeniy [Principles of geological and industrial typification of ore deposits]. Moskva, ZAO Geoinformmark, p. 40. (in Russian)
Arzamastsev A.A., Bea F., Arzamasceva L.V. et al. 2006. Proterozoyskiy polifaznyy massiv Gre-myakha-Vyrmes, Kolskiy p-ov: primer smesheniya bazitovykh i shchelochnykh mantiynykh rasplavov [Proterozoic polyphase Gremyakha-Vyrmes massif, Kola peninsula: an example of mixed basite and alkaline mantle melts]. Petrologiya. 14(4):384-414. (in Russian)
Belov N.V. Bokiy G.B. 1954. Sovremennoe sos-toyanie kristallokhimii i eyo blizhayshie zadachi [The current state of crystal chemistry and its closest
tasks]. In: I kristallokhim. konf. Moskva, Izd. AN SSSR, pp. 7-38. (in Russian)
Bulakh A.G., Zolotaryov A.A., Krivovichev V.G. 2014. Struktura, izomorfizm, formuly, klassifikatsi-ya mineralov [Structure, isomorphism, formulas, classification of minerals]. SPb.: Izd-vo S.-Peterburg. univ., p. 132. (in Russian)
Geologiya SSSR. T.XII. Ch.I. Geologicheskoe opisanie [Geology of USSR. T.XII. Ch. I. Geological description]. Moskva, Nedra, 1969, p. 706. (in Russian)
Geologiya SSSR. T.XII. CH.II. Poleznye is-kopaemye [Geology of USSR. T.XII. Ch. II. Minerals]. K.K. Zoloev Ed.. Moskva, Nedra, 1973. p. 632. (in Russian)
Gosudarstvennyy doklad o sostoyanii i ispol-zovanii mineralno-syrevykh resursov Rossiyskoy Federatsii v 2018 godu [State report on the state and use of mineral resources of the Russian Federation
70
P.r. HdnaMunoe
in 2018]. Ministerstvo prirodnykh resursov i ekologii Rossiyskoy Federatsii. Moskva, 2019. p. 422. (in Russian)
Grin D.H., Ringvud A.E. 1968. Proiskhozhdenie bazaltovykh magm [The origin of basalt magmas]. Petrologiya verkhney mantii. Moskva, Mir, p. 132227. (in Russian)
Drobot G.D., Korolenko N.V., Blinov V.A., Epi-fanov A.Yu. 1998. Titanovye mestorozhdeniya v an-ortozitakh dokembriya [Titanium deposits in Pre-cambrian anorthosites]. Otechestvennaya geologiya. 4:54-58. (in Russian)
Iblaminov R.G. 1988. Geokhimicheskaya zonal-nost titanomagnetitovykh mestorozhdeniy Urala [Geochemical zonation of titanomagnetite deposits of the Urals]. In: Geologiya, poiski i razvedka rud-nykh i nerudnykh mestorozhdeniy poleznykh is-kopaemykh. Sverdlov. gorn. Inst. Sverdlovsk, p. 101-106. (in Russian)
Iblaminov R.G., Kudryavtseva G.P., Garanin V.K. 1987. Rezultaty kompleksnogo issledovaniya mineralov rud magmaticheskikh mestorozhdeniy Urala [Results of a comprehensive study of minerals of ores of magmatic deposits of the Urals]. In: Min-eralogiya i geokhimiya poleznykh iskopaemykh Za-padnogo Urala. Perm. gos. univ., Perm, pp. 90-112. (in Russian)
Kreyter V.M. 1940. Poiski i razvedka poleznykh iskopaemykh [Prospecting and exploration of minerals]. Moskva-Leningrad, Gosgeolizdat, p. 790. (in Russian)
Letnikov F.A. 1992. Sinergetika geologicheskikh sistem [Synergetics of geological systems]. Novosibirsk, Nauka, p. 230. (in Russian)
Metodicheskie rekomendatsii po primeneniyu Klassifikatsii zapasov mestorozhdeniy i prognoz-nykh resursov tverdykh poleznykh iskopaemykh [Methodological recommendations on the application of the Classification of reserves of deposits and forecast resources of solid minerals]. Vypuski po rudnym poleznym iskopaemym. Moskva, 2007. (in Russian)
Nekrasov I.Ya. 1991. Geokhimiya, mineralogiya i genezis zolotorudnykh mestorozhdeniy [Geochemistry, mineralogy and genesis of gold deposits]. Ed. N.P. Laverov. Moskva, Nauka, p. 302. (in Russian)
Paskonov V.M., Polezhaev V.I., Chudov L.A. 1984. Chislennoe modelirovanie protsessov teplo- i masso-obmena [Numerical modeling of heat and mass exchange processes]. Moskva, Nauka, p. 288. (in Rusian)
Rusakov S.V., Shkaraputa A.P., Shchipanov A.A. 1998. Issledovanie protsessov teplo-massoperenosa binarnoy smesi s uchetom effekta termodiffuzii [Investigation of the processes of heat and mass transfer of a biological mixture taking into account the
effect of thermodiffusion]. In: Tr. 2th Rossiyskoy natsionalnoy konferentsii po teploobmenu. T. 3. Svobodnaya konvektsiya. Moskva, Izd-vo MEI, p. 132-135. (in Russian)
Tomilina E.M., Iblaminov R.G. 2021b. Miner-alogo-petrograficheskoe issledovanie rudnika Taba, Za-padnyj Bushvel'd (YuAR) [Mineralogical and petrographic study of the Taba mine, Western Bush-veld (South Africa)]. Vestnik Permskogo universi-teta. Geologiya. 20(2):160-171. (in Russian)
Tugarinov A.I. 1973. Obshchaya geokhimiya [General geochemistry]. Moskva, Atomizdat, p. 288. (in Russian)
Uillemz Dzh. 1973. Geologiya Bushveldskogo kompleksa - krupneyshego vmestilishcha magmat-icheskikh rudnykh mestorozhdeniy mira [Geology of the Bushveld complex - the largest reservoir of magmatic ore deposits in the world]. In: Magmat-icheskie rudnye mestorozhdeniya. Moskva, Nedra, pp. 7-25. (in Russian)
Fersman A.E. 1940. Pegmatity. T. 1. Granitnye pegmatity [Pegmatites. T.1 Granite pegmatites]. Moskva-Leningrad, Izd. AN SSSR, p. 712. (in Russian)
Fon-der-Flaass G.S., Nikulin V.I. 2000. Atlas struktur rudnykh poley zhelezorudnykh mestorozh-deniy [Atlas of structures of ore fields of iron ore deposits]. Irkutsk, Izd. Irkut. univ,, p. 192. (in Russian)
Holodnov V.V., Shagalov E.S. 2012. Verkhniy i nizhniy vozrastnye rubezhi srednerifeyskiyh ru-donosnykh (Ti-Fe-V) intruziy Kusinsko-Kopanskogo kompleksa na Yu. Urale: U-Pb dati-rovanie tsirkonov Medvedevskogo mestorozhdeniya [Upper and lower age boundaries of Middle-Riphean ore-bearing (Ti-Fe-V) intrusions of the Kusinsko-Kopansky complex on South Urals: U-Pb dating of zircons of the Medvedevskoye deposit]. DAN. 446(4):432-437. (in Russian)
Holodnov V.V., Shagalov E.S., Bocharnikova T.D., Konovalova E.V. 2016. Sostav i stadijnost formirovaniya ilmenitovogo i titanomagnetitovogo orudeneniya v dvupiroksenovom gabbro Medvedevskogo mestorozhdeniya (Yu. Ural): rol rezhima letuchikh komponentov (galogeny i voda) [Composition and sequence of formation of ilmenite and titanomagnetite mineralization in the two-pyroxene gabbro of the Medvedevskoye deposit (S. Urals): the role of the regime of volatile components (halogens and water)]. Litosfera. 2:48-69. (in Russian)
Shteynberg D.S., Kravtsova L.I., Varlakov A.S. 1959. Osnovnye cherty geologicheskogo stroeniya Kusinskoy gabbrovoy intruzii i zalegayushchikh v ney rudnykh mestorozhdeniy [The main features of the geological structure of the Kusinskaya gabbro
intrusion and the ore deposits occurring there]. In: Tr. Gorno-geologicheskogo Inst. UF AN SSSR. 40:13-40. (in Russian)
Yaroshevskiy A.A. 2010. Geokhimiya zemnoy kory [Geochemistry of the Earth's crust]. Ros-siyskaya geologicheskaya entsiklopediya: v tryokh tomakh. T. I. Moskva - SPb., Izd, VSEGEI, pp. 374-375. (in Russian)
Yaroshevskiy A.A. 1990. Klarki khimicheskikh elementov verhney chasti kontinentalnoy kory (granitno-metamorficheskoy obolochki) [Clarks of chemical elements of the upper part of the continental crust (granite-metamorphic shell)]. In: Spravoch-nik po geokhimicheskim poiskam poleznykh is-kopaemykh. Eds. A.P. Solovov, A.YA. Arhipov,
V.A. Bugrov et al. Moskva, Nedra, pp. 12-13. (In Russian)
Bowen N.L. 1928. The evolution of the Igneous Rocks. Princeton, NJ: Princeton University Press.
Cawthorn R.G. 2015. The Bushveld Complex, South Africa. In: Charlier B., Namur O, Latypov R. & Tegner C. (Eds.) Layered Intrusions. New York, Springer Geology, pp. 517-588.
Iblaminov R.G. 2020a. Genetic Systematics of Mineral Deposits as Theoretical Basis of Mining Projects. SGEM GeoConference. Albene, Bulgaria. pp.103-109. doi: 10.5593/SGEM2020-august(1.1)
Li Chusi, Ripley E.M., Naldrett A.J. 2009. A new genetic model for the giant Ni-Cu-PGE sulfide deposits associated with the Siberian flood basalts. Econ. Geol. 104(2):185-203.
