Железо образует промышленные концентрации в следующих генетических группах месторождений:
- собственно магматических,
- контактово-метасоматических,
- гидротермальных,
- остаточных, связанных с корой выветривания,
- инфильтрационных,
- осадочных,
- метаморфогенных.
По-видимому, следует выделить в самостоятельную группу карбонатитовые месторождения с магнетит-апатитовым оруденением (Африканда, Ено-Ковдор и др. в СССР). На их долю в СССР приходится 2,3% всей добычи железных руд. В Японии разрабатываются магнетитовые пески Токийского залива, которые обеспечивают 20% потребностей страны в железных рудах.
Огромные магнетитовые россыпи с запасами 15—18 млрд. т располагаются у восточного побережья Канады (добыча 40 тыс. т в год); они выявлены также в Новой Зеландии. Наиболее важное промышленное значение имеют метаморфогенные (на их долю приходится более половины запасов руд капиталистических стран), контактово-метасоматические и осадочные месторождения. Однако в некоторых странах и среди других генетических групп встречаются промышленные месторождения: собственно магматические в Швеции, гидротермальные в Венгрии и Болгарии, инфильтрационные в Великобритании.
Собственно магматические месторождения
В группе собственно магматических месторождений железных руд выделяются два класса, связанные:
- с кислыми изверженными породами,
- с основными и ультраосновными изверженными породами.
Типичным месторождением первого класса является Кирунавара в Швеции. Разработка его началась в XIX в. после изобретения томасовского способа плавки стали, когда стало возможным промышленное использование фосфористых руд. Месторождение представлено плитообразным рудным телом близмеридионального простирания с падением на восток под углом 50—60°, залегающим по контакту сиенит-порфиров в лежачем боку и кварцевых порфиров в висячем. Протяженность его достигает 4,75 км, мощность колеблется от 28 до 145 м, составляя в среднем 100 м. На глубину по падению рудное тело разведано на 1000 м. Геофизическими методами его вертикальный размах определяется в 2 км.
Рудное тело сложено магнетитом и тесно ассоциирующим с ним апатитом. Последний развивается неравномерно в виде полос, вытянутых по простиранию рудного тела. Пространственное обособление апатита позволяет проводить раздельную добычу магнетитовых и апатитовых руд. С рудными минералами в незначительном количестве ассоциируют авгит, роговая обманка, биотит, турмалин и циркон. Руды массивные, плотные, реже с флюидальной и брекчиевидной текстурами. От главного рудного тела в сторону висячего бока отходят апофизы руды, а со стороны лежачего бока местами развиты брекчии, представленные обломками сиенит-порфиров, сцементированных рудной массой. Рудные тела совместно с вмещающими породами участвовали в дислокациях и характеризуются развитием план-параллельных и полосчатых текстур. Они пересекаются дайками аплитов, сиенит-порфиров и гранитов. Содержание Fe 55—70%, Р 3,5—6—10%. В апатитах установлено содержание редких земель и иттрия в пределах 0,15—0,67% (до 0,88%).
Гейер и другие ученые считают, что месторождение возникло в результате инъекции рудного расплава, обогащенного железом и летучими (F, Р), по ослабленному контакту вдоль тел сиенит-порфиров и кварцевых порфиров. Предполагается, что обособлению рудного расплава от силикатного (процесс ликвации) способствовали летучие, что подтверждается экспериментами Фишера. Однако некоторые исследователи относят это месторождение к постмагматическим метасоматическим и даже к вулканогенным образованиям. В частности, Баддингтон высказал предположение, что месторождение Кирунавара является ксенотермальным (высокотемпературным близповерхностным).
В Швеции имеются и другие месторождения рассматриваемого типа. В северной части страны находятся месторождения Люоссавара и Гелливара, а в центральной — Гренгсберг. Такие же месторождения известны в Норвегии, Финляндии, Мексике, СССР (Лебяжинский рудник на Урале, Холзунское, Маркакульское на Алтае) и в других странах.
Запасы магнетитовых руд Северной Швеции достигают 5 млрд. т, в том числе Кирунавара 1,8 млрд. т. Руды Кирунавара (Кируна) и других месторождений этого типа интенсивно разрабатываются и поступают на металлургические заводы Швеции, ФРГ и Великобритании. Удельный вес месторождений данного типа в мировой добыче превышает 5% и в основном приходится на Швецию.
Магматические месторождения титаномагнетитовых руд второго класса будут рассмотрены при характеристике месторождений титана. Здесь отметим лишь, что эти руды состоят из магнетита и ильменита, которые часто образуют структуры распада твердых растворов. Содержание Fe в рудах 50—55%, Ti 8—12%, кроме того, в их состав входит ванадий в форме ванадийсодержащего магнетита — кульсонита Fe(Fe, V)2O4. Содержание V в титаномагнетитовых рудах 0,5—1%, реже выше.
Контактово-метасоматические месторождения
Контактово-метасоматические скарновые железорудные месторождения возникают на контакте известняков не только с гранитоидами, но и с любыми другими алюмосиликатными породами (чаще всего порфиритами). Из минералов железа в этих месторождениях наиболее широко распространен магнетит, местами развит гематит. В близповерхностных месторождениях, связанных с трапповой формацией, отмечается магномагнетит.
Минералы железа ассоциируют с гранат-пироксен-эпидот-скаполит-везувиановыми скарнами. Очень часто под действием высокотемпературных гидротермальных растворов, эти скарны оказываются разложенными и частично замещенными хлоритом, тремолитом и другими минералами, содержащими гидроксильную группу. Более высокотемпературными являются скарново-магнетитовые месторождения, не содержащие флюидоводных минералов. В обеих группах месторождений присутствуют сульфиды (пирит, халькопирит, сфалерит и др.), которые обусловливают наличие в рудах вредной примеси — серы.
Самостоятельный тип железорудных месторождений образуют магнезиальные скарны. Магнетитовые рудные тела, связанные со скарнами, имеют преимущественно пластообразную и линзообразную форму и сложены сплошными и вкрапленными рудами. Реже отмечаются гнездообразные и секущие рудные тела. Содержание Fe в этих месторождениях 25—70% (обычно 45—55%), S (в основном за счет пирита) 1—2% и более. В некоторых месторождениях развит кобальтоносный пирит. Контактово-метасоматические месторождения железных руд распространены достаточно широко. К ним относятся Канарское, Соколовское и Сарбайское в Кустанайской области Казахской ССР, горы Благодать и Песчанское на Урале, Темиртау, Тельбес и другие в Западной Сибири, Коршуновское и другие в Восточной Сибири. Из зарубежных месторождений могут быть отмечены Банат в Румынии, месторождение р. Христиания в Швеции и др. По масштабу это преимущественно мелкие и средние месторождения с запасами, не превышающими 100—200 млн. т. Однако известны и более крупные месторождения с запасами в первые миллиарды тонн (Кустанайская группа).
Тургайский железорудный район занимает территорию 400 тыс. км2. Здесь, согласно А. М. Дымкину [1966], выявлено и разведано более 70 магнетитовых месторождений и рудопроявлений. Они расположены в пределах Тургайского прогиба, развивавшегося в зоне глубинных разломов, по которым приведены в контакт нижнепалеозойские и среднепалеозойские отложения. Исключительно широко и разнообразно проявлены вулканизм и интрузивный магматизм (от ультраосновного до кислого и щелочного состава) различного возраста (от докембрия до триаса). В строении прогиба участвуют два комплекса пород. Нижний, образующий складчатый фундамент, сложен метаморфизованными и смятыми в складки породами докембрия и палеозоя. Верхний комплекс слагает платформенный чехол и представлен горизонтально лежащими либо слабо дислоцированными, почти не метаморфизованными отложениями мезозоя и кайнозоя. Мощность этих отложений колеблется от 300—200 м на севере до 40—10 м на юге.
Магнетитовые месторождения залегают в породах фундамента и приурочены к узкой субмеридиональной полосе (главному железорудному поясу Тургая), совпадающей пространственно с Валерьяновской структурно-фациальной синклинорной зоной, ограниченной с востока и запада региональными глубинными разломами. Протяженность Тургайского магнетитового пояса 650 км. Месторождения в основном сконцентрированы в осевой и центральной частях синклинорной зоны. Они тяготеют к областям перехода горст-антиклинальных поднятий в грабен-синклинали, располагаясь в узлах пересечения продольных разломов с нарушениями другого направления. Участки пересечения разрывных нарушений являлись центрами вулканизма и внедрения гипабиссальных интрузий габбро-диоритов (С2—С3), с которыми и ассоциирует магнетитовое оруденение. Особенно большое промышленное значение имеют малофосфористые руды контактово-метасоматических магнетитовых месторождений (Соколовское, Сарбайское, Канарское и др.). В качестве примера приведем краткую характеристику Соколовского месторождения.
Соколовское месторождение, расположенное в 40 км от г. Кустаная, сформировалось в пределах синклинальной зоны, входящей в состав Тургайского прогиба. Месторождение приурочено к зоне гранат-пироксен-скаполитовых скарнов — биметасоматических образований, развивавшихся вдоль зоны разрыва по контакту палеозойских известняков с диоритами и порфиритами. В скарновой зоне, вытянутой в меридиональном направлении на 7,3 км, залегает достаточно выдержанное магнетитовое рудное тело, падающее на запад под углом 70—80°. Наиболее высокие концентрации магнетита наблюдаются в южной части рудного тела протяженностью 1,2 км. Здесь на верхних горизонтах мощность рудного тела достигает 250—270 м, на глубине 350—500 м она уменьшается до 50—100 м и рудное тело расщепляется на три ветви. В остальной части месторождения мощность не превышает 100—110 м. По падению рудное тело прослежено до 1250 м. Оруденение развивается в пачке известковистых туффитов (мощность 120—140 м) под толщей порфиритов. Известняки, подстилающие туффиты, практически стерильны в отношении магнетитового оруденения. Образование магнетитовых руд по скарнам объясняется повышенной эффективной пористостью (до 30%) и хрупкостью. Субширотные и диагональные разломы делят месторождение на ряд отрезков протяженностью 800—2400 м. Руды магнетитовые массивные, реже вкрапленные; На верхних горизонтах месторождения до глубины 70—75 м магнетиты мартитизированы. Содержание Fe в богатых рудах 57—58%, S 1,34—2,57%, Р 0,07—0,09%. Среди вкрапленных руд, требующих обогащения, различают два сорта: с содержанием Fe 30—50 и 20—30%. Руды характеризуются высоким содержанием Са и Mg, что улучшает условия их плавки. Генетической особенностью Соколовского месторождения является широкое развитие в скарнах наложенного хлорита, с которым ассоциируют магнетит и сульфиды (преимущественно пирит). Месторождение перекрыто мощным чехлом песчано-глинистых отложений третичного возраста.
Как уже упоминалось, магнетитовые месторождения ассоциируют и с траппами. Типичными являются месторождения Ангаро-Илимской группы (наиболее крупное Коршуновское), расположенные в южной части Сибирской платформы. В районе, по Н. В. Павлову [1961], широко развиты отложения кембрия, ордовика и силура, представленные известняками (внизу) и песчаниками (вверху). С размывом и угловым несогласием на них залегает продуктивная свита раннепермского возраста — песчаники, аргиллиты с прослоями конгломератов и углей. Нижнепермские отложения перекрыты туфогенной толщей (агломераты, туфы, туфобрекчии), а последняя — косослоистыми песчаниками юры. Широко распространены интрузии траппов, представленные долеритами, габбро-долеритами, долеритовыми порфиритами, залегающими в форме пластообразных залежей, даек и штоков. Породы смяты в пологие складки широтного, северо-западного и северо-восточного простирания, осложненные разрывами.
Магнетитовые месторождения пространственно и генетически тесно связаны с траппами и залегают в туфогенных породах, выполняющих древние вулканические постройки, и частично в осадочных породах нижнего силура и перми. Рудные тела имеют преимущественно жильную форму, но изредка отмечаются штокообразные и более сложные в морфологическом отношении залежи. Протяженность рудных тел достигает 2—3 км, а мощность их колеблется от первых метров до 20—30 м, изредка достигая 60 м. Известны рудные штоки мощностью до 100 м.
Оруденение в вулканических сооружениях, залегающих в форме трубок, прослеживается по падению на 200—700 м, в то время как сами трубки распространяются до глубины 1,5—2 км, а ниже переходят в дайки. Рудные тела сложены гранатом, диопсидом, волластонитом и другими минералами, на 90—95% замещенными магнетитом, с которым в небольших количествах ассоциируют гематит, кальцит, хлорит, кварц, хлорапатит, пирит, халькопирит и др. Иногда рудные тела сопровождаются ореолами вкрапленного оруденения мощностью до 40 м. Месторождения формировались в течение длительного времени (от 160 до 100 млн. лет) в интервале температур от 600—700 до 50—100°С [Страхов Л. Г., Тарасевич С. И., 1975 г.].
Типичным примером может служить Краснояровское месторождение. Осадочные породы ордовика и силура (песчаники и аргиллиты) и туфы траппов (верхняя пермь — триас), залегающие горизонтально и согласно, прорываются дайкой габбро-долеритов близширотного простирания. Месторождение располагается на восточном окончании этой дайки и приурочено к вулканическому трубчатому телу — некку, заполненному туфогенными породами. Некк с вертикально падающими стенками в плане имеет овальную форму, несколько вытянутую в близмеридиональном направлении. Размеры его 1200Х800 м. Рудные тела залегают почти исключительно в туфобрекчиях, превращенных в гранат-хлорит-кальцитовую породу, содержащую обломки менее измененных аргиллитов, песчаников, габбро-долеритов, реже известняков.
Рудные тела на Краснояровском месторождении представлены жилами, группирующимися в две зоны: южную близширотную и северную северо-западного направления. Каждая из этих зон представляет собой серию субпараллельных крутопадающих жилоподобных тел массивных руд, сопровождаемых вкрапленными, брекчиевидными рудами. Ширина зон 30—250 м, мощность отдельных жил в зонах 0,5—15 м, протяженность до 600 м.
По текстурно-структурным особенностям выделяют массивные полосчатые, крустификационно-полосчатые, оолитовые и брекчиевидные руды.
Магнетит выделялся после граната и диопсида. Он характеризуется различными формами: удлиненной, волокнистой, игольчатой и изометрической — в массивных рудах и исключительно изометрической — во вкрапленных. В составе руд химическими анализами установлены (в %): TiO2 0,16—0,70; V2O5 0—0,5; MnO 0,12; P2O5 0,85. Суммарные запасы руд по категориям B+C1+C2 до глубины 400 м около 172 млн. т. Формирование месторождения, по Н. В. Павлову [1961], происходило в следующей последовательности:
- образование вулканического трубчатого тела;
- внедрение дайковых и пластовых тел траппов;
- дробление и метасоматические процессы с образованием рудных тел.
На некоторых месторождениях развит магномагнетит (Fe, Mg) ∙ Fe2O4 с содержанием MgO до 7% и более, количество которого, как считает Н. В. Павлов, находится в обратной зависимости от глубины формирования месторождений. Отмечается также присутствие ангидрита (особенно много его на Октябрьском месторождении, где известны руды, почти нацело состоящие из магнетита, ангидрита и гипса). С. С. Смирнов высказал предположение, что железо приносилось в зону рудоотложения в виде хлористых соединений. Источником хлора служили соленосные пласты, залегающие в низах кембрийских отложений. Хлор выносил железо из магматического расплава траппов в том случае, если расплав внедрялся в соленосные отложения. Это представление поддерживается Н. В. Павловым и подтверждается экспериментальными исследованиями В. В. Лапина. В последнее время в скарново-рудных образованиях некоторых месторождений (Коршуновское, Нерюндинское и др.) установлено присутствие галита, выполняющего пустоты в магнетитовых рудах и трещинки в скарнах и траппах (В. А. Вахрушев). Ряд исследователей считают, что хлор и другие летучие играют большую роль и при формировании трубок взрыва. Магнитно-теллурическое зондирование показало, что оруденение продолжается до 4,2 км и проникает в кристаллический фундамент.
Гидротермальные месторождения
Гидротермальные месторождения железа относятся к среднетемпературным образованиям. Руды их сложены сидеритом, реже гематитом. Месторождения этого типа распространены достаточно широко. К ним относятся Зигерлянд в ФРГ, Эрцберг и Айзенерц в Австрии, Бильбао в Испании, Рудобания в ВНР, Кремиковцы в НРБ, Яворик в Югославии, Уенца в Алжире, Джебель-Джарисса в Тунисе, Бакальское и Абаильское в СССР и др. В морфологическом отношении они представлены жилами или пластообразными метасоматическими рудными телами преимущественно в карбонатных породах. Масштабы месторождений различны; некоторые имеют запасы в сотни миллионов тонн руды. Руды в общем высококачественные, особенно если сидерит содержит марганец либо ассоциирует с манганкальцитом. Однако в ряде случаев в рудах выявляется повышенное количество серы за счет развитых в них сульфидов. В связи с этим особенно ценятся руды зоны окисления сидеритовых месторождений. Существенно гематитовые гидротермально-метасоматические месторождения распространены менее широко. К этому типу относится крупнейшее в Азии месторождение Хаджигек в Афганистане с общими запасами 2 млрд. т руды со средним содержанием Fe 62%. В качестве примеров сидеритовых месторождений рассмотрим Бакалъское и Зигерлянд.
Бакальское месторождение находится на Южном Урале в 65 км к юго-западу от г. Златоуста. Детально было изучено А. Н. Заварицким [1939 г.]. Рудное поле сложено дислоцированными исходами саткинской, бакальской, зигальгинской и зигальгино-комаровской свит верхнепротерозойского возраста, прорванных основными породами. Наиболее древняя саткинская свита представлена мергелями, известняками и доломитами. Залегающая согласно на саткинской бакальская свита, состоящая из чередующихся пластов (горизонтов) карбонатных пород и сланцев, с угловым несогласием перекрывается кварцитами и кварцитовидными песчаниками (зигальгинская свита) и согласно залегающими на них сланцами (зигальгино-комаровская свита). Сидеритовые руды известны во всех свитах, но промышленные залежи установлены лишь в бакальской. Здесь они залегают во всех 10 карбонатных горизонтах и слоях и формировались после складчатости, разрывных нарушений (разбивающих рудное поле на ряд тектонических блоков) и внедрения даек и интрузий диабазов и габбро-диабазов.
Сидеритовые руды нередко замещают карбонатные горизонты на всю мощность, следуя напластованию, либо распространяются по разрывам. Руда примыкает к подошве кварцитов, т. е. к поверхности несогласия, распространяясь от нее вниз по падению на глубину 100—200 м [Давыденко Ю. А., 1973 г.]. Вблизи поверхности несогласия как в породах бакальской свиты, так и в перекрывающих кварцитах развиваются серицит, турмалин, карбонаты, сидерит и пирит. С глубиной сидериты переходят в доломиты, а последние в неизмененные известняки. Таким образом, ниже поверхности несогласия развиваются три зоны (сверху вниз): измененных пиритизированных пород, рудная сидеритовая (100—200 м) и доломитовая, обогащенная магнием. В верхней части руды окислены и сложены лимонитом и турьитом. Первичные сидеритовые руды содержат кварц, пирит, халькопирит, галенит, барит и гематит. Содержание Fe в сидеритовых рудах колеблется в пределах 20—40% (среднее 33—35%), Р 0,007—0,05, S 0,06—0,82, Mn 1—3%. В течение многих лет основную ценность представляли окисленные руды и особенно их турьитовые разности, содержащие 30—60% Fe, 3—5% Mn и характеризующиеся почти полным отсутствием вредных примесей (в частности, содержание S составляет сотые доли процента). Глубина зоны окисления 3—110 м.
Запасы Бакальской группы месторождений по категориям A+B+C1 сидеритовых руд 550 млн. т, бурожелезняковых руд 35 млн. т.
По вопросу о генезисе руд Бакала в течение длительного времени ведутся острые дискуссии. По мнению А. Н. Заварицкого [1939 г.], месторождение является гидротермальным, метасоматическим и возникло в среднетемпературных условиях в четыре последовательные стадии: 1) сидеритовую, 2) кварц-анкерит-сульфидную, 3) барит-гематитовую и 4) арагонитовую. Рудоносные растворы поднимались из глубинного магматического очага по секущим разрывным нарушениям, проникали в раздробленные пласты карбонатных пород, где под малопроницаемыми кварцитами и сланцами происходило рудоотложение.
Д. В. Наливкин высказал гипотезу об осадочном происхождении Бакальского месторождения. По его представлениям, накопление сидеритовых руд происходило в кембрии на дне Бакальской лагуны в виде химических морских осадков либо имело место изменение состава известкового ила под влиянием железистых соединений морской воды. Образование прожилков кварца и сульфидов, по мнению Д. В. Наливкина, связано с протекавшими позднее метаморфическими процессами. Развитие не только пластовых, но и секущих рудных тел, несомненно дорудный возраст диабазовых даек, проникновение оруденения в породы висячего бока, а также сохранение в рудах текстур пород, замещенных сидеритом, и т. д. скорее свидетельствуют о гидротермальном генезисе руд Бакала, что подтверждается исследованиями Ю. А. Давыденко.
Месторождение Зигерлянд находится в ФРГ (Южная Вестфалия) и разрабатывается более 2000 лет. В районе месторождения обнажаются песчаники и сланцы нижнего девона и перекрывающие их кератофиры и диабазы нижнего и среднего девона. Все эти породы смяты в складки, разбиты разрывными нарушениями и пересечены многочисленными диабазовыми дайками верхнедевонского возраста. Рудные тела представлены сложными по внутреннему строению крутопадающими жилами, развитыми преимущественно в сланцах. Вблизи секущих дорудных нарушений мощность жил резко меняется от 1—2 до 20—30 м. Вдоль жил в узлах пересечения разрывов возникли рудные столбы размером до 30X100 м. Протяжение жил достигает 2 км, по падению они вскрыты горными выработками на глубине 800—1000 м.
Главный рудный минерал — сидерит несколько необычного состава: 85% FeCO3, 8—9% MnCO3, 6—7% (Mg, Ca)CO3. С этим минералом ассоциируют кварц, «красный сидерит» (сидерит, пронизанный тонкодисперсным Fe2O3), гематит и сульфиды. В местах пересечения рудных тел дайками диабазов позднедевонского возраста сидерит переходит в магнетит. Следовательно, дайки являются послерудными и возраст оруденения устанавливается определенно как допозднедевонский. На жилы местами наложена более поздняя посленижнекарбоновая минерализация — арсениды кобальта и никеля, галенит, сфалерит, борнит, стибнит и марказит. За пределами месторождения жилы, сложенные этими минералами, рассекают нижнекаменноугольные отложения. Руды месторождения Зигерлянд содержат Fe 30—37%, Mn 5,7—7,5%, P 0,01—0,03% и S десятые доли процента. Месторождение в значительной степени выработано, его запасы в настоящее время оцениваются в 30 млн. т руды. Годовая добыча не превышает 1—1,5 млн. т руды. Месторождение относится к среднетемпературному классу, гидротермальных месторождений и генетически связывается с глубинным магматическим очагом, не вскрытым эрозией.
Остаточные месторождения
Остаточные месторождения железных руд возникают при выветривании скарново-магнетитовых, сидеритовых и метаморфогенных месторождений железа, а также массивов основных и ультраосновных пород. Наиболее важное экономическое значение имеют коры выветривания метаморфогенных месторождений (они будут рассмотрены ниже) и основных — ультраосновных пород. При воздействии на выветривающиеся основные и ультраосновные породы слабощелочных растворов происходит вынос кремнезема и накопление полуторных окислов, прежде всего железа, а также окислов марганца, никеля и кобальта. Примером таких природно-легированных хромом и никелем месторождений являются Елизаветинское на Урале, Акчоко в Мугоджарах, ряд месторождений Кубы, Гвинеи, Индонезии и др. Кратко рассмотрим месторождения Кубы и Гвинеи.
Месторождения Кубы. На Кубе находятся крупнейшие концентрации руд железа, связанных с корой латеритного выветривания основных пород. Латеритный покров мощностью от 5 до 30 м развит на площади 150 км2 и протягивается с перерывами на несколько десятков километров. Руды сложены землистым элювием, содержащим гидроокислы железа, гематит, остатки серпентинита с примесью зерен хром-шпинелидов, силикатов никеля и частично асболана (гидроокись марганца и кобальта). Руды содержат (в %): Fe 40—50, Cr2O3 1,5—1,8 (до 4), Ni 0,7—0,8 (до 2,5), Mn 0,5—2—3, P сотые доли, S до 0,2, SiO2 18—30, Al2O3 10—12. Кроме того, они содержат повышенное количество кобальта и являются природно-легированными. Возраст месторождений третичный, общие запасы их 15 млрд. т, в том числе 3 млрд. т богатых руд. Запасы наиболее крупных месторождений Моа и Майари 2 млрд. т.
Месторождение Калум (Гвинея).
Это месторождение коры выветривания стратифицированного массива основных и ультраосновных пород, слагающих полуостров Калум и гору Какулима. Рудное тело имеет форму плащеобразной залежи размером 50 ∙ (1—10) км. Глубина зоны латеритизации достигает 100 м и в среднем составляет 30—40 м. В разрезе выделяют три зоны (снизу вверх):
- рыхлую пластичную красную и желтую руду мощностью 5—30 м;
- переходную зону, содержащую твердые «блоки», мощностью 2—6 м;
- корку из твердого и пористого железняка — основной промышленной руды «кирасы» мощностью 2—9 м.
Химический состав руд (в %): Fe 51,5, Al2O3 9,8, SiO2 2,5, Cr2O3 1,25, Ni 0,02, P 0,06, S 0,1, Mn 0,07, TiO2 0,5.
Запасы огромны. Только для части месторождения они составляют 1,5 млрд. т, а с учетом мягких руд 5—6 млрд. т.
Инфильтрационные месторождения
Инфильтрационные месторождения образуются в результате выщелачивания железа грунтовыми водами из вмещающих пород с последующим переносом и переотложением его в виде сидеритовых руд в зоне восстановления. К данному типу относятся месторождения Эригмонт и другие в Великобритании, Алапаевское на Урале и, возможно, месторождения водоразделов рек Вятки, Камы и Сысолы.
В качестве примера рассмотрим Алапаевское месторождение, находящееся северо-восточнее г. Свердловска. В районе месторождения обнажаются известняки нижнего карбона, поверхность размыва которых изобилует карстовыми углублениями. На известняках несогласно залегает толща мезозойских кластических осадков крайне непостоянного литологического состава. В нижней части эта толща представлена неслоистыми отложениями, состав которых меняется от конгломератов с глинистым цементом до глинистых песков и глин, часто с редкими крупными гальками и прослоями кварца, кремнистого сланца, яшмы и др. Эта толща получила название «белики». «Белики» подстилаются прерывистым горизонтом глин, которые непосредственно залегают на известняках нижнего карбона и служат лежачим боком рудных залежей. Рудный горизонт приурочен к нижней части горизонта «беликов», в пределах которого циркулировали грунтовые воды, обусловившие формирование железных руд. На толще «беликов» трансгрессивно залегает пестроцветная толща переслаивающихся глин, песков, галечников и конгломератов, которые в свою очередь несогласно перекрываются кайнозойскими отложениями (пески, опоки).
Рудные тела имеют форму пластообразных, линзообразных залежей и гнезд, протягивающихся полосой в меридиональном направлении до 30 км. Наиболее крупные рудные тела прослеживаются по простиранию на 1,5—2 км, мощность их колеблется от первых десятков сантиметров до 40 м, составляя в среднем 8—10 м. Оруденение распространяется в глины висячего бока, а также в известняки нижнего карбона, в которых встречаются небольшие гнезда, линзы и прожилки руд. Сложены руды стяжениями гидрогётита и лимонита размером от нескольких сантиметров до 0,5 м и более, а также сферосидеритом. Эти образования цементируются зелеными хлоритизированными глинами, а выше современного уровня грунтовых вод — бурыми охристыми глинами. Руды содержат (в %): Fe 32—42, S 0,03—0,07, Р 0,03—0,09, Mn 0,1—0,3, Ni около 0,1, SiO2 10—25. Разведанные запасы 42 млн. т.
По геологическому строению и условиям залегания близок к Алапаевскому Синаро-Каменский район, находящийся в 100 км к юго-востоку от г. Свердловска. Относительно генезиса месторождений района единого мнения пока не сложилось. Одни ученые (Н. А. Успенский и др.) относят эти месторождения к инфильтрационным образованиям, другие (Б. П. Кротов и др.) считают их первичноосадочными.
Осадочные месторождения
Большие заслуги в изучении осадочных месторождений принадлежат советским ученым и прежде всего Н. М. Страхову, Л. В. Пустовалову, Б. П. Кротову и др. Осадочные месторождения по условиям образования могут быть разделены на морские и континентальные (озерноболотные, прибрежно-озерные, русловые россыпи).
Нами будут рассмотрены только морские месторождения, имеющие наибольшее экономическое значение. Источником железа для осадочных месторождений является кора выветривания, возникающая на основных, ультраосновных и других породах с повышенным содержанием железа. Железо переносится в водные бассейны речными и подземными водами в виде тонких и грубых взвесей, коллоидных растворов, в частности железоорганических соединений (в окислительных условиях) или в форме бикарбонатов Fe(HCO3)2 и других его записных соединений (в восстановительной обстановке). В прибрежной части морских бассейнов в условиях мелкого моря и интенсивного волнения (эта область насыщена кислородом) бикарбонаты железа переходят в гидроокислы железа, которые в результате соприкосновения с растворенными солями коагулируют. В болотах и озерах важную роль в отложении руд играют железистые бактерии и растительность. В восстановительной или слабо окислительной обстановке в Донных и иловых водах отлагаются хемогенные осадки в виде глауконита, железистых хлоритов, сидерита и сульфидов железа. Рудоотложение часто происходит при трансгрессии моря, что способствует формированию руд с оолитовыми структурами. Среди осадочных железорудных месторождений по возрасту выделяются:
- протерозойские (железорудный бассейн в низовьях Ангары), ряд метаморфизованных месторождений (Южная Африка и Северная Австралия);
- нижнесилурийские месторождения (Франция, ФРГ, Канада);
- верхнесилурийские (в восточных штатах США);
- нижнекаменноугольные (в центральных областях европейской части СССР);
- горские (Франция, Великобритания);
- меловые (в Кустанайской области СССР, в Нигерии);
- третичные (на юге европейской части СССР и в Западной Сибири, в Нигере и Бенине).
В рудах осадочных месторождений содержание Fe колеблется в пределах 20—50%, чаще 30—40%, примесь Mn до нескольких процентов, V до 0,1 %, Р 0,2—0,5%, а иногда 1,5—2%, As сотые доли процента, S 0,01—0,35%. Запасы крупных осадочных морских месторождений железа исчисляются миллиардами тонн руды (Эльзас-Лотарингия, Франция 15 млрд. т, Лисаковское и Аятское, СССР 16 млрд. т. и т. д.). По промышленному значению осадочные месторождения занимают второе место после метаморфогенных и дают до 30% мировой добычи руд.
Перейдем к описанию примеров некоторых осадочных железорудных месторождений от молодых к более древним.
Месторождения Керченского полуострова находятся на его восточной и северной окраинах. Вместе с продолжением железорудной полосы на Таманский полуостров площадь распространения оруденения в общей сложности составляет 150 км2. Район сложен верх нетретичными отложениями, смятыми в пологие складки с осями, вытянутыми в широтном и северо-восточном направлениях. Месторождения приурочены к брахисинклиналям — мульдам, площадь которых колеблется от 0,5—1 до 28 км2. Наиболее крупные по запасам руд Кыз-Аульская, Эльтигенская, Камыш-Бурунская, Северная и Анманасайская мульды.
Верхнетретичные отложения, слагающие мульды, включают ряд пластов различных глин, переслаивающихся с песками, а в нижней части с известняками. Ближе к нижней части разреза располагается рудный горизонт. В центральной части мульд он залегает горизонтально, а на крыльях наклонен под углом 10—15°. Мощность пласта возрастает от крыльев (2—3 м) к осевой части мульд (до 25—30 м). Рудный пласт в основном сложен оолитовыми рудами. Размер оолитов колеблется от долей миллиметра до 5—10 мм. Они сцементированы керченитом, вивианитом (PO4)2Fe38H2O, баритом, пиролюзитом, псиломеланом, карбонатами железа и марганца. В нижних горизонтах иногда отмечаются небольшие прослои сидеритовых руд мощностью 15—20 см (до 1 м) и маломощные слойки марганцевых руд с содержанием 18—35% Mn. Наиболее высококачественны так называемые «коржи», к которым относят плотные оолитовые руды, сцементированные пиролюзитом. Большая часть промышленных руд представлена двумя минералогическими типами: гидрогётитовым («коричневым») и гидрогётит-лептохлорит-нонтронитовым («табачным»). Наряду с последними развиты также сидеритовые и сидерит-лептохлорит-гидрогётитовые («серо-зеленые») и реже гидрогётит-псиломелан-вадовые («черные») руды, возникшие в окисной обстановке. В целом на месторождениях наблюдается определенная зональность пространственного размещения руд: закисные руды развиты в средних частях мульд, а окисные в краевых.
Содержание Fe в промышленных рудах керченских месторождений колеблется в пределах 20—51%, среднее содержание по отдельным мульдам 30—36%, Mn 0,1 — 11%, Р 0,4—1,5%, S 0,01—0,6% (за счет пирротина и сульфидов мышьяка). В рудах содержится также некоторое количество ванадия и мышьяка. В связи с наличием фосфора керченские руды считаются томасовскими. Исследователи керченских месторождений (Н. Е. Ефремов и Г. А. Кечек) пришли к выводу, что отложение руд железа происходило в опресненных лагунах в восстановительной среде, куда оно приносилось в виде коллоидных соединений водными потоками (вероятно, р. Кубанью). Первичными минералами, возникавшими при этом, являлись сидерит и лептохлорит, впоследствии окислявшиеся в гидрогётит. По мнению Н. Е. Ефремова, центрами оолитообразования служили микроорганизмы.
Е. Ф. Шнюков [1964 г.] показал, что некоторые локальные впадины, в которых происходило накопление бобовых железных руд (месторождения Баксинское, Кезенское, Осовинское, Новоселовское и др.), представляют собой провалы над грязевыми палеовулканами. Они названы им «вдавленными синклиналями».
Крупный масштаб месторождений и возможность отработки открытыми карьерами обусловили их большое практическое значение для металлургии юга СССР.
Аятское месторождение находится в Кустанайской области и вместе с расположенным поблизости Лисаковским месторождением осадочных железных руд и магнетит-скарновыми месторождениями Соколовско-Сарбайской группы входит в состав Тургайского горнопромышленного района.
Район месторождения сложен преимущественно осадочными породами морского палеогена, которые подстилаются нижнемеловыми континентальными отложениями и морскими осадками верхнего мела. Этот комплекс пород, слагающий верхний структурный этаж, залегает на размытой поверхности палеозойских пород (нижний структурный этаж). Почти горизонтальный рудный пласт подстилается морскими глауконит-кварцевыми песками, песчаниками и лигнитовыми глинами, а перекрывается прибрежно-морскими кварцевыми песками и глинами. Площадь распространения железорудного горизонта Аятского месторождения 2500 км2 (80×60 км). Мощность рудного тела колеблется от 2 до 9 м и в среднем составляет 4 м.
Руды оолитовые, причем в нижней части рудного пласта размер оолитов от 1 до 4 мм, а в верхней менее 1 мм. В руде много оруденелых растительных остатков, встречаются прослои лигнитовых глин, гнезда и конкреции сидеритов. Руды довольно однообразны по минеральному и химическому составу. В составе руд гётит, гидрогётит, магнетит, сидерит, железистые хлориты, псиломелан-вад, пирит, глауконит, кварц, полевой шпат, турмалин, циркон, гиббсит и др. Важнейшие разновидности руд: оолитовые зернистые и плотные. Среди них выделяются гётит-гидрогётитовые, гидрогётит-хлоритовые, глауконитовые, глауконит-сидеритовые, сидеритовые и др.
Суммарные запасы железных руд Аятского месторождения превышают 10 млрд. т, из них балансовых около 7 млрд. т с содержанием 36% Fe и более 3 млрд. т забалансовых с содержанием 30% Fe. Содержания элементов-примесей в рудах (в %): Р 0,37—0,4, Mn 0,88, NiO 0,01, Cr2O3 0,05, V2O5 0,06—0,18. Глубина вскрыши колеблется от 0 до 80 м.
Считают, что источником железа для оолитовых руд служили кора выветривания ультраосновных и основных пород, а также скарново-магнетитовые залежи, расположенные в окрестностях Аятского месторождения.
Месторождения оолитовых руд Лотарингии («минеттовые» руды) образуют крупную железорудную провинцию площадью 1100 км2, расположенную большей частью во Франции и лишь на восточной окраине захватывающую часть территории ФРГ, Люксембурга и Бельгии. Месторождения Лотарингии представляют собой важную сырьевую базу железных руд металлургической промышленности Франции и ФРГ. Из этих месторождений Франция добывает около 95% всего количества железной руды. Здесь, так же как и на Керченском полуострове, железные руды локализуются в прогибах или мульдах и наибольшей мощности рудный пласт достигает в осевых частях, прогиба.
Все рудоносные мульды вытянуты в направлении с юго-востока на северо-запад. При движении с севера на юг выделяются следующие рудные бассейны: Лонгви, Оттанж-Ландр, Орн и Арс, Нанси. Рудоносная толща падает на запад и на западной окраине провинции подсечена скважинами на глубине 900 м. Железные руды месторождений Лотарингии подстилаются песчаниками нижнего аалена и перекрываются мергелями верхнего аалена. Мощность рудоносного горизонта колеблется от 25 до 50 м, увеличиваясь в бассейне Оттанж-Ландр до 60 м и уменьшаясь до 10 м в бассейне Нанси, где перед отложением среднеюрской толщи происходил размыв. Для рудоносного горизонта характерно переслаивание рудных пластов мощностью от 1 до 6 м с безрудными пластами примерно той лее мощности.
В отдельных рудоносных мульдах железорудные пласты выделяются по цвету, но только один так называемый серый пласт, который имеет важное промышленное значение, хорошо прослеживается в нескольких мульдах. Он сложен рудами с карбонатным цементом (легкоплавкими) в отличие от руд других пластов с кремнистым цементом (тугоплавких). Оолиты, входящие в состав руд, сложены гётитом и стильпносидеритом (гелеподобным окислом железа с непостоянным содержанием воды), которые сопровождаются железистыми хлоритами, сидеритом, иногда гематитом и магнетитом. Все оолиты мелкие, их диаметр не превышает 0,25—1 мм. Цементом оолитов служат более мелкие минералы того же состава, а также карбонаты и аргиллито-детритовые образования. Содержание Fe в промышленных рудах 30—50%, а в упоминавшемся сером пласте 31—36%. По содержанию Р (0,5—1,8%) руды месторождений Лотарингии, так же как и керченских, томасовские. Содержание Mn в них 0,5—2—3%, S 0,01—0,4% и V до 0,1%.
Месторождения Лотарингии являются типично осадочными и по условиям образования близки керченским месторождениям. Разработка руд на востоке провинции производится открытым способом, а на западе с помощью шахт до глубины 200 м. Общие запасы руд месторождений Лотарингии 5 млрд. т, из них разведана примерно треть.
Метаморфогенные месторождения
К метаморфогенным месторождениям относятся наиболее крупные из известных промышленных месторождений железных руд. Они обладают многомиллиардными запасами и известны на Канадском, Бразильском, Индийском, Южно-Африканском, Балтийском и Украинском щитах, а также на Китайской и Австралийской платформах, в Курско-Воронежском массиве и в других провинциях, сложенных докембрийскими образованиями. Железорудные бассейны характеризуются огромными размерами (измеряемыми тысячами, десятками и сотнями тысяч квадратных километров), а слагающие их месторождения — пластообразной формой, тонкополосчатым сложением и сходством минерального состава (кварц, магнетит, гематит).
Для более полного представления о месторождениях железистых кварцитов кратко охарактеризуем месторождения Кривого Рога, Курской магнитной аномалии (КМА) и района Верхнего озера.
Месторождения Кривого Рога разрабатывались скифами еще в IV—V вв. до н. э. Интенсивная добыча богатых руд началась в 70-х годах прошлого века. В последнее время с успехом отрабатываются бедные руды — железистые кварциты, которые перед плавкой подвергаются предварительному обогащению. Криворожский железорудный бассейн является частью Украинского кристаллического массива и приурочен к узкому прогибу субмеридионального простирания среди древних архейских гнейсов, в пределах которого развиты породы криворожской осадочно-метаморфической свиты. Общее ее протяжение около 100 км. Непосредственным продолжением криворожской свиты к северу, за Днепровско-Донецкой впадиной, являются железорудные толщи Курской магнитной аномалии. Криворожская свита залегает трансгрессивно с резким угловым несогласием на породах архея и представлена тремя отделами: 1) нижним аркозо-филлитовым или глинисто-песчаным; 2) средним железорудным; 3) верхним глинистосланцевым, надрудным.
Железорудный отдел включает шесть горизонтов железистых роговиков и кварцитов, разделенных амфиболовыми и хлоритовыми сланцами. Суммарная мощность пород, слагающих этот отдел, достигает 400 м, из них 5% приходится на железистые роговики и кварциты. Сланцы верхнего отдела залегают на различных горизонтах железорудного горизонта.
Все породы Криворожского бассейна интенсивно дислоцированы. Среди складчатых структур выделяются: 1) Главная Саксаганская синклиналь с падением крыльев на запад под углом 30—75°, развившаяся в центре прогиба; 2) Торопако-Лихмановская антиклиналь, находящаяся в западной его части; 3) антиклинальные и синклинальные складки вблизи восточного борта прогиба. Оси складок ундулируют. В породах широко проявлена плойчатость. Складчатые сооружения осложнены многочисленными разрывными нарушениями. Наиболее крупными являются Саксаганский и Западный надвиги. Первый проходит по южной части бассейна, отделяя Саксаганскую синклиналь от Торопако-Лихмановской антиклинали. В северной части бассейна широко развиты поперечные сбросы. По некоторым из них внедрились дайки диабазовых порфиритов. Согласно Ю. Г. Гершойгу, Криворожский бассейн испытал две фазы складчатости.
Переходя к характеристике железистых горизонтов, следует отметить, что наибольшее промышленное значение имеет пятый снизу (или второй Саксаганский) пласт, к которому приурочена подавляющая часть рудных залежей.
В состав железистых пластов входят железистые роговики и джеспилиты. В железистых роговиках мощность прослоев, сложенных кварцем, и чередующихся с ними прослоев рудных минералов 2—10 мм. В джеспилитах те же прослои имеют мощность менее 2 мм. Рудные прослои в обеих разновидностях железистых пластов сложены на 70% магнетитом, мартитом и гематитом и на 30% кварцем, пронизанным мельчайшими включениями гематита, которые придают кварцу красноватый оттенок. Нерудные прослои на 80—90% состоят из кварца, также пронизанного гематитом, и на 10—20% из тех же рудных минералов, что и в рудных прослоях. Размер рудных минералов 0,01—0,03 мм. Кварц обычно сливной либо представлен мелкими зернами с роговиковой структурой.
Все изложенное относится к верхним «железистым» частям горизонтов среднего отдела криворожской свиты. Нижние части тех же горизонтов, сложенные обычно хлоритовыми, биотитовыми, актинолитовыми и другими сланцами, чередующимися с кварцевыми прослоями, также содержат в небольших количествах магнетит и железную слюдку. Некоторые горизонты по простиранию выклиниваются или фациально изменяются. В Криворожском бассейне следует различать мартитовые и мартит-гидрогематитовые руды, связанные с железистыми кварцитами, и самостоятельно развитые магнетитовые руды. Первые в свою очередь разделяются на богатые руды (от 46—50 до 70% Fe), залегающие в форме рудных столбов, и собственно железистые кварциты (не более 30—35% Fe), имеющие пластообразную форму. Богатые железные руды, связанные с железистыми кварцитами, наиболее широко развиты в Саксаганском или Центральном рудном поле. Магнетитовые руды распространены в Северном рудном поле. Запасы богатых руд Криворожского бассейна около 1,5 млрд. т, а общие балансовые запасы по категориям A+B+C1 16 млрд. т.
Саксаганское рудное поле размещается на восточном борту Главной синклинали. Здесь сосредоточено не менее 90% запасов железных руд бассейна. В пределах рудного поля по минеральному составу различают три типа руд.
1. Мартитовые руды (синьки) сложены преимущественно (до 90%) мартитом, SiO2 (6—8%) и небольшим количеством примесей других минералов. Руды рыхлые, пористые (средняя общая пористость 15—20%). Местами отмечаются очень плотные и богатые по содержанию железа (до 70%) синьки, состоящие из мартитовых зерен, сцементированных лимонитом.
2. Мартит-гидрогематитовые руды (краско-синьки) состоят преимущественно из прослоев мощностью от 2—5 до 20 см, сложенных гидрогематитом и мартитом, чередующихся между собой. Эти руды содержат заметные примеси глинистого вещества.
3. Гидрогематитовые руды (краски) сложены гидрогематитом, сопровождающимся заметной примесью глинистых минералов и кремнезема.
Общей особенностью руд Саксаганского рудного поля является то, что в них всегда сохраняется первичная полосчатость, прослеживающаяся из вмещающих пород в рудные залежи. Богатые руды залегают в форме столбообразных и штокообразных залежей либо в виде гнездообразных тел. Такие залежи обычно имеют линзообразное сечение и вытягиваются по простиранию на 100—150 м, иногда до 1000 м, при мощности от первых десятков метров до 100 м и более. На глубину по падению богатые руды распространяются на 2500 м. Рудные тела обычно развиваются вдоль разрывных нарушений и зон дробления в толщах джеспилитов и роговиков и их флексурообразных перегибах. Пластообразные залежи богатых руд характеризуются значительной протяженностью (несколько километров), но небольшой мощностью (первые метры, редко 10—15 м). Они локализуются обычно вдоль разрывов, развитых в зоне контакта железистых кварцитов с перекрывающей их толщей сланцев. По содержанию железа богатые руды разделяются на пять сортов. В первом Fe более 62%, а в пятом 46—50%. Содержание S во всех сортах не превышает 0,05%, Р 0,09%, а Mn 0,45%. В настоящее время промышленное значение приобрели и железистые кварциты с содержанием железа 35—45%. Путем обогащения из этих руд получают высококачественные концентраты с содержанием Fe 60%.
Северное рудное поле по составу руд и условиям их залегания существенно отличается от Центрального. Здесь резко преобладают два типа руд: 1) магнетитовые и 2) гематит-мартит-магнетитовые. Рудные залежи размещаются независимо от залегания вмещающих пород, секут их и частично приурочиваются к экзоконтакту молодых днепровских гранитов. Здесь появляются и иные, чем на Центральном поле, формы рудных залежей. Нередко наблюдаются трубообразные рудные тела, тяготеющие к местам пересечения и сочленения разрывов, которые с глубиной переходят в линзообразные залежи, вытягивающиеся вдоль пластовых разрывных нарушений. Область распространения руд одновременно является областью интенсивного щелочного метасоматоза, характеризующегося развитием рибекита, альбита, биотита, анкерита и доломита. Магнетитовые руды тесно связаны с магнетит-куммингтонитовыми сланцами, которые сформировались за счет железистых кварцитов и сланцев в этап так называемого железного метасоматоза, Сопровождавшегося окварцеванием. Гематит-мартит-магнетитовые руды возникли позднее в связи с воздействием щелочных растворов на магнетитовые руды. В них развиты мушкетовит, маггемит, эгирин, рибекит и альбит, сохраняются реликты незамещенного куммингтонита.
Формирование магнетитовых руд и отложение щелочных минералов, местами сопровождаемых сульфидами, вызваны развитием метасоматических процессов в результате воздействия высокотемпературных гидротермальных растворов, генетически связанных с послекриворожскими гранитоидами. Содержание Fe в магнетитовых рудах достигает 62—65%, в магнетит-амфиболовых сланцах 28—35%, а в альбититах и эгириновых породах, возникающих при интенсивном щелочном метасоматозе, наложенном на магнетит, 16%. Эксплуатация магнетитовых руд Северного рудного поля в общей добыче железных руд в бассейне занимает небольшое место.
Месторождения района Курской магнитной аномалии (КМА). Курская магнитная аномалия была выявлена в Курской губернии еще до революции. Курское земство пыталось пробурить разведочную скважину для проверки аномалии, однако она была остановлена, не дойдя до руды. Планомерное изучение и разведка КМА были начаты по инициативе В. И. Ленина в 1918 г. и проводились в тяжелых условиях гражданской войны. В. И. Ленин настоял перед Наркомфином на необходимости выделения 200 тыс. золотых рублей для покупки бурового оборудования за границей. Первая же буровая скважина, пробуренная в районе г. Щигры в 1923 г., вскрыла на глубине железные руды. В настоящее время перспективные запасы одних лишь богатых железных руд КМА с содержанием 48—65% Fe превышают 40 млрд. т. Однако богатые руды были выявлены только в начале 50-х годов. Железные руды КМА имеют докембрийский возраст и перекрыты чехлом современных и более древних платформенных отложений мела, юры и девона суммарной мощностью 28—700 м. Железорудный бассейн КМА вытянут в северо-западном направлении на 850 км при ширине около 200 км и прослеживается на территориях Воронежской, Ворошиловградской, Харьковской, Белгородской, Сумской, Курской, Орловской, Калужской, Брянской и Смоленской областей. Перспективные запасы руд КМА с учетом железистых кварцитов практически безграничны.
В этом новом громадном железорудном бассейне работают мощные рудники — Лебединский, Михайловский, имени Губкина и др. Исследования Н. А. Плаксенко [1966 г.], Д. П. Сердюченко и А. В. Глебова [1964 г.], М. С. Точилина [1963 г.] и других геологов показывают, что метаморфические породы, слагающие железорудный бассейн КМА, расчленяются на три толщи: верхнюю сланцевоизвестняковую, среднюю железистых кварцитов и нижнюю сланцево-гнейсовую с мигматитами. Железистые кварциты совместно с подстилающими и перекрывающими их породами интенсивно смяты в крутые складки, осложненные разрывными нарушениями. Пласты железистых кварцитов имеют крутое падение и прослежены на значительную глубину.
В составе железистых кварцитов установлены хемогенные гематит-магнетитовые, доломит-магнетитовые, куммингтонит-магнетитовые и другие разности. Мощность толщи магнетитовых кварцитов вместе с прослоями магнетит-амфиболовых и магнетит-биотитовых сланцев около 200 м.
На железистых кварцитах в докембрийское время возникла мощная кора выветривания площадного и линейного типов. Пластообразные тела богатых железных руд имеют размеры до 500X800 м (а в некоторых случаях до 2,6 км2 и более) при мощности в десятки метров. Наиболее крупные рудные тела Лебединского месторождения прослежены по простиранию на 2,3 мм при ширине 100—150 м. Руды сложены остаточным магнетитом, мартитом, сидеритом, железистыми хлоритами, амфиболами и слюдами. Сидерит развивается метасоматически по кварцу кремнистых прослоев, на глубине 50—60 м (нижняя граница древней зоны окисления) он исчезает и богатые мартит-сидеритовые руды переходят в магнетитовые кварциты и сланцы. Выделяются следующие типы богатых руд: сидерит-мартитовые, сидерит-хлорит-мартитовые и гидрогематитовые. Такое же строение имеет Яковлевское месторождение. В некоторых районах широко развиты кластогенные железистые кварциты и обломочные богатые мартит (магнетит)-железно-слюдковые руды. Богатые железные руды КМА при высоком содержании железа характеризуются также несколько повышенным (до 0,2—0,4%) содержанием серы за счет пирита, количество фосфора колеблется от 0,03 до 0,1%.
Район озера Верхнего является одним из богатейших железорудных районов мира и наиболее
важным поставщиком сырья для черной металлургии США. Здесь разрабатывается много месторождений, приуроченных к докембрийским толщам железистых кварцитов, которые образуют хребты Месаби-Рейндж, Вермилион, Кайюна, Гогибик-Рейндж, Маркетт. На месторождения хребта Месаби-Рейндж в пределах Канадского щита приходятся 70% добываемой руды (из общего количества 3,5 млрд. т). Наиболее древними породами (ранний докебрий) являются гнейсы и кристаллические сланцы Кивантинской системы и прорывающие их Лаврентьевские гранитоиды. Последние перекрыты кристаллическими сланцами и амфиболитами Тимискамингской системы мощностью 3300—3600 м. В районе хребта Вермилион кивантинские породы содержат линзы железистых кварцитов и джеспилитов.
Более молодыми образованиями раннего докембрия являются альгонские гранитоиды (сиениты, граниты, гранито-гнейсы, их возраст 2,5 млрд. лет), которые пересекают тимискамингские породы и перекрыты гуронскими образованиями среднего докембрия (2,5—1,7 млрд. лет). Последние представлены железистыми осадками и сланцами. Железистые отложения подстилаются кварцитами и перекрыты аргиллитами.
Гуронские и раннедокембрийские образования позднее были подвергнуты метаморфизму (довольно слабому в районе-Верхнего озера) в связи с пенокской орогенией и внедрением интрузий гранитов, тоналитов и основных силлов и даек. С размывом на гуронских породах залегают конгломераты, выше сменяющиеся вулканогенно-осадочными отложениями Кивинской системы (мощностью около 11 тыс. м). К этому же времени относится внедрение габбро (комплекс Дулут).
Докембрийские образования в районе испытали несколько фаз орогении: лаврентьевскую, альгонскую, пенокскую и гренвиллскую. В результате проявления альгонских движений догуронские породы были смяты в складки северо-восточного простирания. Однако основные тектонические элементы железорудных хребтов сформировались в пенокскую фазу (1,7 млрд. лет). По особенностям минерализации и химического состава, структуры и условий залегания железные руды Верхнего озера подразделяются на шесть типов: 1) мягкие, 2) твердые, 3) рудные конгломераты, 4) кремнистые, 5) магнетит-тадонитовые, 6) яшмовидные. Наибольшее промышленное значение имеют весьма
богатые мягкие руды. Они пористые и состоят из гематита и лимонита с небольшими примесями магнетита и окислов марганца. Жильные минералы представлены кварцем и глинистыми минералами, реже карбонатами. Форма рудных тел, сложенных мягкими рудами, пластообразная, жилообразная (по трещинам). Нередко рудные залежи локализуются в грабенообразных прогибах и синклинальных складках. В хребте Месаби-Рейндж они связаны с разломами, складками и зонами трещиноватости. Мягкие руды подобно криворожским развиты местами до глубины 1200 м. Другие же прослеживаются на глубину в первые десятки метров. Мощность рудных тел, достигая 100 м, обычно не превышает первые десятки метров.
Богатые руды содержат (в %): Fe 50—62, S сотые доли, Р до 0,1. По простиранию рудные тела прослеживаются до 1500 м при ширине до 300 м и мощности 50—150 м: Твердые руды, сложенные гематитом, спекуляритом и магнетитом или мартитом, ассоциируют с джеспилитами и силлами или дайками основного состава. Протяженность рудных тел от 15 до 300 м по простиранию и более 750 м по падению. Остальные типы проявлены только на отдельных хребтах и большого значения не имеют. Мягкие руды района Верхнего озера, по мнению Марсдена [1973], образовались в результате окисления первичных минералов железа до гематита и гётита с выщелачиванием и выносом кремнистого материала, кальция, магния и SiO2 нисходящими поверхностными водами. Образование твердых руд связывают с гидротермальным замещением пород железистой формации. Первичные руды обычно представлены убогими магнетитовыми кварцитами.
Запасы железистых кварцитов со средним содержанием около 35% Fe оцениваются в 50 млрд. т, богатых руд — около 1 млрд. т.
Огромными запасами железистых кварцитов, называемых итабиритами, располагает Бразилия.
Итабириты — железистые кварциты, содержащие в небольших количествах мусковит, а иногда тонкораспыленное золото.
Только в штате Минас-Жерайс они составляют более 30 млрд. т со средним содержанием 30% Fe; общая мощность продуктивной толщи 1200 м, отдельных пластов до 100 м, а общая площадь железорудного бассейна около 7 тыс. км2. В штате Пара на месторождении Серра-дус-Каражас разведанные запасы богатых железных руд с содержанием Fe 66,7% оцениваются в 15,7 млрд. т.
Месторождения железистых кварцитой (итабиритов) архея и нижнего протерозоя, включающие пластовые и линзообразные тела богатых магнетит-гематитовых руд, известны в северо-западной части тропической Африки — в Либерии, Сьерра-Леоне и Габоне. Они приурочены к метаморфической серии Симанду, слагающей одноименный хребет и его южное продолжение — хребет Нимба [Михайлов Б. М., 1969 г.]. Эти породы протягиваются в меридиональном направлении на 110 км при ширине 1—10 км. Серия Симанду сложена кварцитами и гнейсами с прослоями амфиболитов. Породы смяты в изоклинальные складки с вертикальным падением крыльев, разбиты разломами. Богатые руды с содержанием Fe 55—69% образуют линзы мощностью 10—200 м. Прогнозные запасы хребта Симанду 500—550 млн. т. В Индии подавляющая часть запасов связана с архейскими гематитовыми кварцитами (в штатах Орисса, Мадхья-Прадеш, Бихар) и магнетитовыми кварцитами (в штате Карнатака).
В Австралии джеспилитовые железные руды широко распространены на западе и юге страны. В Западной Австралии известно два крупных железорудных района — Пилбара и Хамерсли. В провинции Хамерсли железорудный бассейн занимает площадь около 80 км2 при мощности джеспилитов 180—860 м.
По вопросу о генезисе месторождений железистых кварцитов существуют разногласия. В течение длительного времени многие геологи (П. П. Пятницкий, Н. И. Свитальский, Н. П. Семененко, Н. А. Штрейс и др.) единодушно считали их первичноосадочными образованиями, подвергнутыми интенсивному метаморфизму. Накопление минералов железа и кремнезема, по их представлению, происходило в глубоководных условиях на достаточно большом расстоянии от береговой линии, что подтверждается отсутствием в рудных толщах пластического материала. По результатам новейших исследований наиболее мощное железонакопление происходило в период между 1900 и 2500 млн. лет тому назад. Резкое преобладание в докембрийскую эпоху химических глубоководных железистых осадков над прибрежными объясняется, по Н. М. Страхову [1947 г.], пониженной соленостью докембрийских морей, в этих условиях железо не коагулировало в прибрежной зоне, а в значительной мере уносилось в более отдаленные и глубоководные части бассейна, где и отлагалось. Чередование тонких прослоев гидроокислов железа с такими же прослоями коллоидного кремнезема, очевидно, связано с различной скоростью осаждения из воды коллоидов железа и кремнезема.
Изложенное представление о формировании железистых кварцитов признается далеко не всеми геологами. Танатар, анализируя условия образования железистых кварцитов, связывал их формирование с магматогенными растворами. М. С. Точилин [1963 г.] лишь часть их относит к кластогенным образованиям, основную же массу связывает с подводным вулканизмом, причем магнетит и гематит, до его данным, следует рассматривать в качестве первичных вулканогенных образований. Часть железистых кварцитов он отнес к тонкослоистым метасоматитам, образовавшимся в условиях амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма путем замещения в прослойках амфибола и пироксена магнетитом.
В. Н. Гусельников в результате изучения геохимических особенностей железисто-кремнистой формации курской метаморфической серии пришел к заключению о вулканогенно-гидротермальном происхождении основной массы железистых кварцитов.
Баддингтон, рассматривая магнетитовые руды в гнейсо-мигматитовом поясе докембрия штата Нью-Йорк, залегающие в форме пластовых и линзовидных тел, считает необоснованным представление о накоплении железа осадочным путем. Наблюдаемые структурные особенности и парагенезис руд, по его мнению, свидетельствуют о метасоматическом генезисе железистых кварцитов под воздействием гипогенных рудоносных растворов. Лайдди, описывая джеспилитовые метаморфические толщи Западной Австралии, развитые по периферии гранитных куполов в ядрах архейских массивов Пилбара и Иилгари, приходит к выводу, что джеспилиты архея испытали гипогенное обогащение железом в результате метаморфизма и гранитизации. М. И. Калганов связывает образование огромных масс железистых кварцитов с прохождением Земли через пылевую железистую туманность, входящую в состав Млечного пути. Вследствие земного притяжения происходило осаждение частиц железа на поверхности суши и океанов.
Изложенные данные показывают, что казавшаяся незыблемой гипотеза осадочно-метаморфогенного происхождения рассматриваемых месторождений не может объяснить ряд наблюдаемых фактов и необходимы дополнительные исследования. Еще более сложен вопрос о генезисе богатых руд, длительное время дискутирующийся в литературе. Высказывались мнения об их гидротермальном происхождении. Я. Н. Белевцев предполагает, что богатые руды возникли за счет выщелачивания гидротермальными растворами кварца. Такого же мнения придерживается Грюнер для месторождений озера Верхнего. Ю. Г. Старицкий, а еще ранее А. А. Загянский пришли к заключению, что богатые руды имеют экзогенное происхождение и сформированы в несколько этапов. Эта гипотеза в дальнейшем развивалась в работах Д. С. Коржинского, И. И. Гинзбурга, А. Т. Джездалова и др. Они считают, что богатые руды Кривого Рога возникли в связи с развитием древней протерозойской коры выветривания.
Некоторые ученые (Г. В. Тохтуев и др.) образование обогащенных участков связывают с процессами метаморфизма, когда происходило удаление из породы кварца и обогащение первичной рудной массы железом. Экспериментальные исследования показали, что кварц в условиях давления до 400—500 МПа становится весьма неустойчивым, легко растворяется и выносится из зоны сдавливания. Этим объясняется приуроченность богатых руд к структурам будинажа, ядрам складок, т. е. к зонам высокого давления.
По представлениям ряда геологов, возникновение богатых железных руд КМА связывается также с древним выветриванием железистых кварцитов и сланцев и деятельностью насыщенных CO2 грунтовых вод, которые выщелачивали кварц и на его месте отлагали сидерит. Небольшая глубина проникновения богатых руд и сидерита (60—70 м) и постепенный переход этих руд в железистые кварциты подтверждают связь промышленного оруденения с поверхностными процессами. В отношении генезиса богатых руд месторождений Верхнего озера близкие взгляды высказываются Лейсом. Другие исследователи различают как гидротермальные разности руд (кряжи Вермилион, Гогибик, Маркетт), так и инфильтрационные (кряж Месаби). При изучении профиля выветривания (pH от 4 до 7) в штате Минас-Жерайс было установлено, что дождевые воды растворяют примерно в 33 раза больше Si, чем Fe (в результате биохимических реакций) и, следовательно, создаются условия для образования высокосортных поверхностных руд железа.