Главнейшие железорудные формации и критерии их прогнозирования

В настоящее время в промышленности принято разделение железных руд на промышленные типы, которые характеризуются главным образом технологическими свойствами руды. Для геологических исследований и в особенности, для целей прогноза и выявления новых перспективных территорий и поисковых площадей, определения возможных масштабов оруденения и качества руд наиболее целесообразен, как показывает опыт, формационный метод анализа.

Характеристика главнейших железорудных формаций содержится в работах И.Г. Магакьяна, Г.С. Момджи и Г.А. Соколова, Предлагаемая ниже систематика железорудных формаций несколько отличается от ранее предложенных. В основу выделения рудных формаций положены структурно-вещественные признаки, учитывающие геологические особенности залегания, строения, состава пород и руд. С этих позиций рудные формации объединяют месторождения, сходные по вещественному составу руд, обладающие, несмотря на возможные вариации в морфологии рудных тел, выдержанными закономерностями в изменении минерализации в пространстве (зональностью) и близкими геологическими условиями образования.

Месторождения каждой рудной формации имеют обычно довольно выдержанные геолого-экономические параметры — средние содержания полезного компонента, характерные элементы-примеси, масштабы оруденения. He менее четко различие железорудных формаций проявляется и в специфике их локализации. Диапазон образования промышленных железных руд необычайно широк — от кор выветривания и хемогенных осадков до магматических и метаморфических образований. Естественно, что критерии прогнозирования для различных формаций будут также существенно различными.

Принятая авторами классификация охватывает только те железорудные формации, месторождения которых образуют промышленные объекты, рентабельные для эксплуатации по современным кондициям или в обозримой перспективе. Более детальные классификации, содержащие в некоторых случаях до 40 типов железорудных формаций, представляются громоздкими и мало удобными для прогнозных исследований.

Для территории бывш. СССР (рис. 6, табл. 3) выделяются следующие железорудные формации (в порядке их современной промышленной значимости): 1) железистых кварцитов с магнетит-гематитовым и гематит-магнетитовым типами, 2) кор выветривания с бурожелезняковым и гематит-мартитовым типами. 3) магнетитовая скарновая, 4) магнезиоферритовая скарновая, 5) титаномагнетитовая, 6) сидерит-шамозит-гидрогётитовая (оолитовая), 7) сидеритовая стратиформная, 8) апатит-перовскит-магнетитовая, 9) кремнисто-гематитовая, 10) апатит-магнетитовая, 11) магнетитовых пляжевых песков.

Весьма показательно, что металлургическая промышленность большинства зарубежных стран ориентируется в общем на те же типы месторождений, что и в бывш. СССР. Лишь для небольших стран, удовлетворяющих свои потребности собственными ресурсами, существенное промышленное значение приобретают такие формации, как гематит-сидеритовая жильная и некоторые другие, известные и в бывш. СССР, однако значительных объектов не образующие.

Наиболее существенным отличием железорудной базы бывш. СССР от таковой промышленно развитых зарубежных стран является значительная роль в ней месторождений магнетитовой и магнезиоферритовой скарновых формаций, перспективы выявления которых и на последующие ближайшие десятилетия представляются обнадеживающими.

Рассмотрим более подробно главнейшие для территории СССР железорудные формации и критерии их прогнозирования. При этом региональные критерии (масштабы 1 : 7 500 000—1 : 500 000) используются при прогнозной оценке территорий с выделением железорудных провинций и зон, а локальные — при выделении перспективных площадей (1 : 200 000—1 : 100 000) и поисковых участков (1 : 50 000). Детальное прогнозирование, проводимое в пределах рудных полей, подробно рассмотрено в коллективной монографии Г.С. Момджи, И.И. Пастушенко, Б.П. Епифанова и др.

Формация железистых кварцитов. Является главным поставщиком железа в бывш. СССР и одной из главных во всем мире. По данным Н.М. Страхова, к этой формации относится 92% всех ресурсов железа мира, а по оценке Г.А. Джеймса и Р.К. Симса запасы железа в железистых кварцитах составляют 10в14—10в13 т. В бывш. СССР железистые кварциты дают более 1/3 запасов; перспективы этой рудной формации еще далеко не исчерпаны.

Рудные тела в месторождениях кварцитов имеют обычно крупные размеры — километры по простиранию, десятки метров но мощности. Сложены они тонкими (миллиметры, первые сантиметры мощности) переслаивающимися рудными и нерудными прослоями. Первые представлены обычно магнетитом и (или) гематитом с небольшой примесью нерудных минералов; вторые — кварцем, амфиболами, хлоритами, серицитом с примесью рудного минерала; реже присутствуют пироксен, гранат. Содержание железа в магнетитовых разностях обычно 25—40% (в среднем около 30), в гематитовых около 40%. Содержание кремнезема составляет около 50, глинозема — 2, окиси магния и кальция — 4, углекислоты — 3%. Сера и фосфор практически отсутствуют. Характерна примесь германия, иногда золота.

Огромные запасы, легкая обогатимость, возможность разработки открытым способом делают месторождения железистых кварцитов благоприятным объектом добычи. Наиболее крупные месторождения этой формации в бывш. СССР расположены в KMA и Кривом Роге. Другие месторождения — Оленегорское, Костамукшское в Карело-Кольском регионе, Горишне-Плавнинское, Кременчугское, Петровское, Белозерское, Мариупольское на Украине, Карсакпайское, Гвардейское в Казахстане, Кимкапское в Хабаровском крае — характеризуются запасами, измеряемыми сотнями миллионов, реже первыми миллиардами тонн, и почти каждое из них имеет перспективы увеличения запасов. Крупные месторождения этой формации известны в США (Верхнее озеро), Канаде (Лабрадор, Нью-Квебек), Бразилии (штат Минас-Жерайс), Китае, Индии, Венесуэле, Заире, Либерии. В мировом производстве товарных руд железистые кварциты занимают ведущее место — 39%, в том числе 34 магнетитовые и 5% гематитовые.

При региональном прогнозировании необходимо учитывать, что наиболее характерной особенностью формации железистых кварцитов является их древний — архейский или раннепротерозойский — возраст. Лишь в редких случаях он позднепротерозой-раннекембрийский, и тогда вместо обычного магнетита главным рудным минералом становится гематит (Малый Хинган, Карсакпай, Бетпак-Дала), а формация в целом сближается с формацией кремнисто-гематитовой. В соответствии с этим железистые кварциты характеризуются своей исключительной приуроченностью к докембрийским щитам и (реже) к срединным массивам фанерозойских складчатых областей. По отношению к региональной метаморфической зональности типичным является приуроченность их к зеленосланцевой фации, иногда к амфиболитовой. Более высокая степень метаморфизма является отрицательным критерием, снижающим качество руд.

Грандиозные масштабы площадей развития железистых кварцитов, передко превышающих 100 тыс. км2, позволяют использовать при региональном их прогнозировании и некоторые локальные критерии. Так, развитие железоносных формаций характерно для локальных поднятий по отношению к синхронным им зеленокаменным прогибам. В структурном плане этих поднятий железоносные пачки обычно представляют собой моноклинали или узкие изоклинальные складки между жесткими блоками, сложенными более древними гнейсо-гранитовыми комплексами, причем достаточно частым явлением можно считать погружение железорудных пластов под гнейсогранитовую глыбу. Сходные по облику и качеству железистые кварциты возникают в двух типах разреза: среди так называемых «лептитовых» комплексов (метаморфизованных кислых вулканитов, иногда трактуемых как парапороды) и амфиболитовых (метадиабазовых) толщ. В каждой конкретной провинции наиболее значительное по масштабам оруденение обычно приурочено лишь к одному типу разреза, хотя один из важнейших литолого-фациальных критериев прогнозирования — наличие тонкого переслаивания кремнистых и железистых прослоев в мощных (километровых) толщах — остается в обоих типах разреза. Сопровождающие железоносные толщи вулканогенные образования отличаются повышенной щелочностью. Достаточно характерными, особенно для магнетитовых разностей кварцитов, являются геофизические критерии, и в первую очередь наличие линейных магнитных аномалий высокой интенсивности (десятки тысяч гамм) и большой протяженности (десятки — сотни километров). С ними обычно сопряжены и ясновыраженные гравиметрические аномалии, достигающие первых десятков миллигал.

Формация гематит-мартитовых и бурожелезняковых кор выветривания. Гематит-мартитовые руды кор выветривания развиваются по магнетитовым или гематитовым рудам других формаций. Наибольшее значение имеют коры на железистых кварцитах. Достаточно сказать, что учтенные запасы руд этой формации на месторождениях KMA составляют 26,2 млрд. т, на месторождениях Кривого Рога — 2,7 млрд. т. К этой формации относились также ныне выработанные окисленные руды горы Магнитной. За рубежом наиболее известны месторождения подобных руд в корах выветривания итабиритов Бразилии (Минас-Жерайс), гематитовых кварцитов ЮАР (провинция Трансвааль), в Сьерра-Леоне, Либерии, Гвинее, в Западной и Южной Австралии и др. Высоко котируются в последнее время австралийские руды (район Пилбара, о. Тасмания и др.), пригодные для непосредственной загрузки в доменные печи (с содержанием железа 60% и более) и поставляемые в Японию, США и другие страны.

Различаются два подтипа кор выветривания на железистых кварцитах — плащеобразные и линейные. Первый из них наиболее распространен, известен на КМА, в Бразилии, Африке, Индии. На KMA они перекрыты чехлом осадочных пород начиная с девона, в верхней части иногда обогащены сидеритом. Второй, линейный подтип известен в Кривом Роге и в районе Верхнего озера (США). Здесь коры приурочены к поверхностям тектонических нарушений, шарнирам складок, иногда к контактам интрузий.

Критерии прогнозирования гематит-мартитовых руд отчасти совпадают с критериями для тех формаций, по рудам которых они возникают. При региональном прогнозировании важно учитывать, что необходимым условием образования руд этого типа является достаточно длительный период континентального выветривания, а условием их сохранения — отсутствие в данном районе интенсивных процессов денудации (в том числе ледниковой экзарации и пр.). Поэтому мы не находим на Балтийском и Алданском щитах существенных концентраций богатых руд кор выветривания на железистых кварцитах. Наоборот, на Русской платформе, где широко проявилась девон-раннекаменноугольная эпоха порообразования, повсеместно на железистых кварцитах можно ожидать обнаружение богатых гематит-мартитовых руд.

Из существенных локальных критериев прогнозирования гематит-мартитовых руд можно дополнительно отметить их приуроченность к шарнирам крупных складок, контакту рудной и безрудной толщ и другим ослабленным зонам. По сравнению с окружающими их магнетитовыми рудами мартиты значительно менее магнитны (в 2—3 раза) и отличаются более низким удельным электрическим сопротивлением при совпадающих характеристиках гравитационного поля.

Бурые железняки развиваются при выветривании либо месторождений других формаций (например, сидеритов Бакальского месторождения), либо ультраосповных пород (Серовское, Орско-Xалиловские месторождения). В последнем случае они природно легированы никелем, кобальтом. Встречаются также месторождения сложного генезиса, объединяющего субаэральное выветривание с инфильтрацией (Тульско-Липецкая группа). Запасы отдельных месторождений подобных руд в бывш. СССР невелики. Перспективы открытия новых крупных месторождений этого типа и даже расширения старых незначительны.

Необходимо указать, что за рубежом чрезвычайно широко развиты относящиеся к этой формации латеритные коры выветривания, составляющие около 3% мировых запасов железных руд. К ним относятся латеритные руды Кубы, Филиппин, Индонезии, Западной Африки (Гвинея, Мали) и др.

Магнетитовая скарновая формация. Играет большую роль в добыче (17%) и балансе (8%) железных руд бывш. СССР. На нее до настоящего времени ориентирована значительная часть металлургической промышленности. К этой формации относятся месторождения гор Магнитной, Благодать, Высокой на Урале, Качарское, Соколовское, Сарбайское в Северном Казахстане, Дашкесанское в Азербайджане, Шерегешевское, Шалымское, Taнтагольское. Казское, Тейское, Инское в Алтае-Саянской области, С некоторой условностью к этой формации отнесены также магнетитовые скарновые месторождения магнезиально-силикатного типа в древних архей-ранне-протерозойских структурах (Алдан, Прибайкалье).

За рубежом скарновые железорудные месторождения имеют подчиненное значение (менее 1% общих запасов). К ним относятся месторождения Риф в Марокко, Айрон-Спринг в США и др., а также ряд небольших месторождений ГДР. Чехословакии, Румынии, большей частью уже выработанных.

Месторождения имеют самые различные запасы — от нескольких миллионов до нескольких миллиардов тонн; наиболее обычны с запасами 100—400 млн. т. Промышленное значение имеют сплошные, отчасти вкрапленные руды, главным рудным минералом в которых является магнетит, реже присутствует гематит, иногда превращенный в мушкетовит. Нерудные минералы — гранат, пироксен, эпидот, актинолит, хлориты, иногда в большом количестве скаполит. На некоторых месторождениях в рудах содержится значительное количество сульфидов (пирит, иногда кобальтоносный, халькопирит, сфалерит). Содержание железа колеблется в широких пределах — от 25—30 до 55—70% (обычно около 40). Часто присутствует примесь кобальта, иногда бора. Состав руд способствует их легкому обогащению (магнитной сепарацией) и обеспечивает возможность получения дешевого высокосортного концентрата с 48—65% железа. При флотации хвостов магнитного обогащения получаются также кобальт-пиритный и медный концентраты.

Среди месторождений магнетитовой скарновой формации к общем можно наметить два типа: а) с рудными телами главным образом пластовой формы, залегающими согласно с вмещающими породами, повторяя и их складчатые структуры; иногда на этих месторождениях отмечается сочетание «стратиформных» и секущих залежей; б) с рудными телами сложной формы, дискордантной по отношению к вмещающим породам.

Максимальными размерами характеризуются месторождения первого типа (Качарское, Соколовское), второй обычно представлен мелкими месторождениями с запасами до 100 млн. т, лишь иногда образует узлы с запасами до 300 млн. т (мелкие месторождения Средней Азии и др.).

Региональным критерием для месторождений первого типа является приуроченность к геосинклинальным областям фемического и сиалическо-фемического профиля развития, а в их пределах — к блоковым прогибам, формирующимся в инверсионную и орогенную стадии развития. Чрезвычайно характерной является высокая железистость выполняющих прогибы и обычно вмещающих оруденение («продуктивных») вулканогенно-осадочных формаций (андезитовой, кварц-кератофировой). Хотя оруденение может быть приурочено к различным породам и толщам (основным туфам, кислым вулканитам, известнякам), наличие значительных по мощности вулканических образований основного ряда в составе рудоносных комплексов отмечается во всех случаях. Месторождения обычно (но не обязательно) располагаются в контактовой зоне гипабиссальных интрузий двух генераций: а) комагматичных и близко синхронных вулканогенным образованиям, сложенных в основном плагиогранитами, диоритами, монцонитами, реже сиенитами и представленных небольшими массивами субвулканического характера; б) более поздних сравнительно крупных «батолитового» характера гранит-гранодиоритовой формации.

К характерным геофизическим критериям относятся локальные магнитные и гравиметрические аномалии высокой интенсивности (первые тысячи и десятки тысяч гамм, единицы, иногда десятки миллигал) на фоне знакопеременных полей.

Локальные критерии прогнозирования месторождений магнетитовой скарновой формации в общем виде аналогичны региональным, а в деталях (локализация руд в определенных структурных «горизонтах», фиксированных по отношению к дневной поверхности эпохи рудообразования, приуроченность к породам определенного состава и возраста, морфология складчатых и разрывных структур рудных полей, включая «рудоподводящие» разрывы, состав и возраст ассоциирующих интрузий) являются специфичными для каждой рудной провинции. Как характерное повсеместное явление можно отметить интенсивно проявленные процессы скарнирования (магнезиально-железистого, частью щелочного метасоматизма с образованием как типично скарновых, так и гидросиликатных комплексов), по площади в 2—4 раза превышающие размеры рудных тел. Контрастность аномалий позволяет успешно использовать геофизические критерии, хотя для скрытых месторождений она резко снижается, что не всегда учитывается.

Магнезиоферритовая скарновая формация. Месторождения этой формации составляют цока незначительную долю в балансе запасов железных руд бывш. СССР (2,1%), однако по масштабам добычи более существенны (3,7%). Перспективы выявления средних и крупных месторождений легкообогатимых руд этой формации весьма значительны. В настоящее время известно несколько десятков месторождений магнезиоферритовой формации, которые распределяются в Ангаро-Илимском, Ангаро-Катском, Среднеангарском районах, а также в зоне правобережья р, Енисея, протягивающейся почти на 1000 км от р. Подкаменной Тунгуски до Норильского района. Кроме того, представляются перспективными районы верховьев р. Нижней Тунгуски, где известно много магнитных аномалий и отдельные рудопроявления, бассейна рек Чуни, Опы и Бирюсы, а также среднего течения р. Лены. За рубежом промышленные месторождения магнезиоферритовой формации еще не выявлены, хотя отдельные рудопроявления жильного характера известны на Северо-Американской платформе.

Морфология рудных залежей на месторождениях обычно весьма сложная. Oни представляют собой в большинстве случаев сочетание штоко-, пластообразных, жильных и неправильной формы рудных тел мощностью десятки метров, протяженностью до первых километров и глубиной распространения сотни метров. Главный рудный минерал — магнезиоферрит (магно-магнетит), нерудные — диопсид, гранат, хлорит и др. Наиболее характерны два типа руд: 1) сплошные (жильные) с массивной и полосчатой текстурой, содержащие до 67% железа; 2) вкрапленные и брекчиевидные (метасоматические), а также сетчато-прожилковые и кокардовые руды с содержанием железа от 20 до 50%. Особенно интересны оолитовые текстуры руд, говорящие о коллоидной форме переноса железа. Среднее содержание железа составляет 30—45, магнезии — до 11, окиси кальция — до 14, серы — от следов до 0,6, фосфора — в пределах 0,15—0,3%.

Магнезиоферритовые месторождения являются характерными платформенными образованиями. Все известные в настоящее время районы развития этой формации выявлены в бывш. СССР в пределах Сибирской платформы и тяготеют к краевым частям крупной Тунгусской синеклизы. Они приурочены к зонам глубинных разломов, отраженных в верхнем структурном ярусе обширными полями трапновых интрузий среди осадочно-вулканогенных и осадочных (туфовых и карбонатных) толщ. Из локальных критериев наиболее существенными являются: 1) приуроченность рудных полей к узлам пересечения разноориентированных разломов (главным образом северо-восточного. северо-западного и субмеридионального направления); 2) приуроченность месторождений к интрузиям долеритов повышенной щелочности, а также к своеобразным изометричным или вытянутым в плане структурам, уходящим почти вертикально на глубину на многие сотни метров (трубки взрыва); 3) интенсивное развитие процессов скарпирования.

Высокая магнитность траппов и вмещающих оруденение туфов несколько затрудняет применение геофизических критериев. Обычно рудоносные аномалии несколько отличаются от «трапповых» большими отрицательными амплитудами на фоне относительно спокойных магнитных полей. Рудоносные зоны, как правило, фиксируются изодинамий Zа 5 тыс. гамм, а непосредственные границы оруденения — 10—15 тыс. гамм.

Титаномагнетитовая формация. Месторождения этой формации широко развиты на Урале. К ним относятся Качканарское, Кусинское. Первоуральское II некоторые другие. Они известны также на Малом Кавказе (Сваранц), на Алтае (Харловское месторождение), в Карело-Кольском регионе (Пудожгорское, Колвицкое и другие месторождения), выявлены в интрузиях анортозитов хребта Джугджур. За рубежом к этой формации относятся широко известные скопления титаномагнетитовых руд в Бушвелдском дополите (Южная Африка), месторождения Роутивара, Таберг (Швеция), ряд месторождений Канады (Лак-Тио, Аллард-Лэйк и др.), США, Бразилии, Индии. Промышленное значение этих руд пока невелико (в балансе бывш. СССР — 10,8%, доля в добыче — 9,2%), однако крупные масштабы месторождений (обычно 0,5—2 млрд. т, Качканарское — 12,2 млрд. т), часто сочетающиеся с условиями, благоприятными для открытой разработки, делают их, несмотря на низкое содержание железа в рудах, весьма перспективными объектами будущего.

Рудные тела месторождений представляют собой в общем виде пласты и линзы, вкрапленные зоны, иногда скопления жил титаномагнетита в габбро, пироксенитах, анортозитах, диабазах. Характерны шлирово-полосчатые и вкрапленные текстуры руд. Для последних обычна сидеронитовая структура. Основным рудным минералом является обычно титаномагнетит, часто ванадистый; на ряде месторождений не менее характерны магнетит и ильменит. В небольших количествах типичны также гематит, рутил, пирит, халькопирит и некоторые другие сульфиды. Содержание железа в рудах варьирует в широких пределах (от 14—15 до 40—45%), но на крупных месторождениях обычно в среднем невелико (на Качканарском 16,64%). Содержание титана также подвержено сильным колебаниям — от 5—6 иногда до 50% TiO2, обычно 7—15%. Весьма характерна легирующая примесь ванадия, в среднем нередко 0,3—0,4% V2O5 (до 8,8% на некоторых месторождениях Индии), а также повышенные содержания меди, кобальта и других элементов.

В случае высокого содержания ильменита эти руды используются как комплексное сырье для одновременного получения железа и титановых концентратов. Магнитная обогатимость руд зависит от крупности минеральных зерен, обычно хорошая и позволяет получать концентраты, содержащие 63—66% железа при извлечении его порядка 65—75%. Концентраты имеют высокую основность и благоприятное отношение Al2О3/SiО2, дающие возможность производства агломерата без существенной добавки флюсов. Промпродукт обогащения может быть использован для дополнительного получения медного и кобальтового концентратов.

К региональным критериям прогнозирования месторождений титано-магнетитовой формации относится в первую очередь их четкая геотектоническая приуроченность к концу ранних этапов развития эвгеосинклинальных областей фемического и сиалическо-фемического профилей. Вмещающие оруденение массивы габбро-анортозитовой, дунит-пироксенит-габбровой и габбро-диабазовой формаций приурочены к глубинным разломам, ограничивающим крупные геоблоки; такие разломы, судя по сейсмическим данным, обычно достигают поверхности Мохоровичича. Характерно поясное прерывистое размещение массивов вдоль границ геоблоков в виде зон длиной 100—200 км при ширине до 15 км. He менее характерной является тесная связь рудоносности массивов габбро-диабазов с синхронными покровами толеитов и в особенности их жерловыми фациями. Массивы дунит-пироксенит-габбровой формации также располагаются в краевых частях и обрамлении зеленокаменных прогибов, в строении которых существенную роль играют базитовые вулканогенные образования; однако эта связь с вулканитами отдаленная и фиксируется лишь общей приуроченностью поясов распространения рудоносных массивов к вулканогенным прогибам. Габбро-анортозитовая формация вулканических эквивалентов не имеет.

При локальном прогнозировании прерывисто-поясное распределение рудоносных массивов в титан-железорудных металлогенических зонах выступает особенно отчетливо. Это позволяет широко использовать геофизические критерии, поскольку массивы основных и ультраосновных пород четко фиксируются как в магнитном, так и гравитационном ноле. Рудным залежам в пределах массивов обычно соответствуют интенсивные магнитные аномалии (свыше 6—7 тыс., иногда до 20—100 тыс. гамм для массивных руд) и сложный характер строения поля, особенно для вкрапленных руд. Для крупных рудоносных интрузий дунит-пироксенит-габбровой формации характерна значительная дифференциация, приводящая к образованию расслоенных массивов. Оруденение локализуется в пироксенитовых прослоях (Качканарское, Гусевогорское, Баронское и другие месторождения), иногда серпентинизированных (Лысанское месторождение). Содержание рудных минералов в целом обычно возрастает к структурным центрам вмещающих оруденение массивов чашеобразной формы; выявление таких структурных центров возможно на основе их первичной полосчатости и трахитоидности.

Сидерит-шамозит-гидрогётитовая (оолитовая) формация. Представлена протяженными пластами иногда значительной (от нескольких единиц до первых десятков метров) мощности оолитовых руд, сложенных железистыми хлоритами (шамозит, тюрингит), гематитом, лимонитом, сидеритом, иногда с примесью магнетита. Содержания железа сравнительно невысокие (32—40%). Характерны заметные (иногда значительные) примеси фосфора (0,5—2% P2O6 и более).

Наиболее известными эксплуатируемыми месторождениями этой формации являются в бывш. СССР месторождения Керченское (запасы 2,1 млрд. т) и Лисаковское (12 млрд. т). Очень крупное месторождение — Аятское (11,1 млрд. т). Большими запасами (сотни миллиардов тонн) обладает Западно-Сибирский железорудный бассейн, в котором запасы лишь одного Бакчарского месторождения в Томской области оцениваются почти в 30 млрд. т при среднем содержании железа 37%. Однако руды Аятского и некоторых других железорудных бассейнов очень трудны для освоения в силу высокой их кремнистости, фосфористости и сернистости, неблагоприятных условий залегания, сложности обогащения.

В учтенных запасах железных руд бывш. СССР месторождения этой формации занимают существенную долю (14,5%) при незначительной пока (около 2%) добыче. В мировых запасах их доля несколько меньше (12%). однако эксплуатируются они за рубежом значительно интенсивнее (около 24% добычи). В частности, к этой формации относятся такие крупные бассейны, как Эльзас-Лотарингский с запасами около 6 млрд. т, Зальцгиттер, Баден в ФРГ (запасы соответственно 1 и 1,5 млрд. т), Банбери-Мидлсборо в Англии (запасы около 2,5 млрд. т, крупнейшее месторождение Нортгемптон), Вабана (о. Ньюфаундленд) в Канаде (запасы более 2 млрд. т).

Месторождения сидерит-шамозит-гидрогётитовой формации по их тектонической и возрастной приуроченности можно разделить на две большие группы. К первой из них относятся ранне-среднепалеозойские, реже докембрийские месторождения, образованные в пределах геосинклинальных областей в ранние этапы (демиссионная стадия) их развития. Они располагаются в краевых частях геосинклиналей, иногда распространяются на платформу (Архангело-Паптийская группа, верхний девой). Их образование, возможно, связано с эффузивной деятельностью в соседней геосинклинали. Кроме упомянутого, типичными примерами этой группы являются месторождения Вабана и Нортгемптон (ордовик).

Вторая группа объединяет месторождения, образованные в условиях платформенного режима и связанные с привносом железа с обширных пенепленизированных континентальных массивов. Возраст месторождений этой группы главным образом мезозой кайнозойский. Железо выпадало в лагунах мелкого моря (Аятскоо месторождение, верхний мел), реже на суше, в долинах крупных водотоков (Лисаковское месторождение, олигоцен). Тектонические критерии образования месторождений: а) трансгрессивная стадия седиментационного цикла, б) относительная вялость тектонических движений.

Благоприятным критерием является также развитие в области сноса пород повышенной железистости, например траппов на Сибирской платформе, основных-ультраосновных пород на Урале и железорудных скарновых месторождений в Тургае, служивших источником железа для образованных в мелу — палеогене железорудных бассейнов: Колпашевского на востоке, Аятского на западе Западно-Сибирской низменности, Кашкаратинского в Приаралье. Кроме перечисленных к этой группе относятся также месторождения Керченское (миоцен), в Эльзас-Лотарингии (юра), ряд мелких месторождений ГДР и Польши (юра).

Внутри железорудных бассейнов распределение руд контролируется отдельными конседиментационпыми мульдами (Керчь), конфигурацией береговой линии, направлением морских течений и другими, главным образом фациальными, признаками.

Сидеритовая стратиформная формация. Пользуется в бывш. СССР достаточно широким распространением, но промышленных месторождений известно мало. Наиболее крупными в этой формации являются Бакальская группа на Урале (запасы около 1 млрд. т), Березовское в Читинской области. (450 млн. т) и др.

В запасах бывш. СССР руды сидеритовой формации занимают около 0,8%, что совпадает и с долей их добычи. Доля их в мировых запасах того же порядка — около 2%, добыча несколько выше 1%. Наибольшей известностью пользуются залежи месторождений Бильбао (Испания), в Северной Африке, а также небольшие месторождения Восточных Альп (Эрцберг в Австрии и др.).

Руды сложены сидеритами и продуктами их окисления — бурыми железняками. Последние почти всегда сопутствуют сидеритовым рудам и являются наиболее ценной частью запасов руд.

Содержания железа в сидеритовых рудах составляют обычно 25—38%. При содержании выше 35% руды могут идти в плавку без обогащения. Нерудные примеси — кальцит и доломит, а также кварц и минералы глин. Пластообразные тела сидеритов обычно расположены в карбонатных породах, иногда (Бакал) ассоциируют с магнезитами. В некоторых случаях сидерит образует тела замещения в пластах известняков в результате циркуляции обогащенных железом водных растворов (бассейны верхних течений рек Камы, Вятки). Большие скопления образуют также желваковые сидериты в угольных и межугольных пластах в Кузнецком, Тунгусском и некоторых других каменноугольных бассейнах. Ho во всех этих случаях концентрации железа невелики, нерудные примеси преобладают и месторождения непромышленные.

Генезис месторождений во многих случаях спорен. Перспективы обнаружения промышленных месторождений этой формации невелики.

Апатит-перовскит-магнетитовая формация. Выделена на основании ее устойчивой минеральной ассоциации и четкой приуроченности к магматической формации щелочно-ультраосновных пород с карбонатитами.

Из железорудных минералов в состав руд входят магнетит, титаномагнетит, ильменит. Для магнетита характерна примесь магнезии. Сопутствующие минералы руд — апатит, перовскит, пирохлор, бадделлиит и другие редкоземельные минералы, циркон, флогопит, вермикулит; нерудные — кальцит, оливин (форстерит) и другие силикаты ультраосновных и щелочных пород. Рудные тела имеют жильную и штокверковую форму, размеры их измеряются обычно сотнями метров. Они располагаются среди различных пород интрузий щелочно-ультраосновной формации. Образование последних начинается с внедрения ультраосновных пород (дупитов, перидотитов, пироксенитов), которые сменяются шонкинитами, уртитами, ийолит-мельтейгитами, затем сиенитами, нефелиновыми сиенитами. Жильная фация представлена пикритовыми порфиритами, ийолит-уртитами, тингуаитами, щелочными пегматитами. Широко развиты карбонатиты, завершающие становление интрузий. Оруденение, как указывалось, накладывается на все перечисленные породы, иногда одновременно с карбонатитами.

Интрузии щелочно-ультраосновной с карбонатитами формации, несущие железные руды, распространены исключительно на платформах. Сходные интрузии в областях тектоно-магматической активизации промышленных концентраций железа не содержат.

На Русской платформе к описываемой рудной формации относятся месторождения Ковдор, Вуориярви, Африканда, Себльявр, Турьего мыса; на Сибирской платформе — Гулннское, Одихинча, Маган, Ыраас, Ессей, Богдо; на Африканской платформе — Палабора (ЮАР), Букузу, Сукулу (Уганда), Капуйл (Ангола); на Южно-Американской платформе — Якупи-ранга (Бразилия), на Северо-Американекой платформе — Паудерхорн (США). Распределение месторождений (как и интрузий) определяется глубинными разломами, обычно ограничивающими крупнейшие платформенные структуры (синеклизы, антеклизы). На щитах (например, Балтийском) интрузии располагаются в межблоковых швах.

Выделяются три типа железных руд: 1) перовскит-магнетитовый; 2) апатит-форстерит-магнетитовый; 3) циркон-пирохлор-апатит-магнетитовый (карбонатитовый). В первом из этих типов кроме магнетита содержится также титаномагнетит. Бее три типа часто присутствуют на одном месторождении и даже совмещаются иногда в пространстве. Содержание железа невысокое (15—30%), но руды легко обогащаются. Благодаря присутствию ряда ценных компонентов эксплуатация месторождений рентабельна. На Ено-Ковдорском месторождении, например, на железо падает лишь 29% стоимости извлекаемых из руды компонентов.

Размеры месторождений средние и крупные, запасы измеряются сотнями миллионов, а на севере Сибирской платформы, по-видимому, первыми миллиардами тонн. Доля месторождений этой формации в известных запасах бывш. СССР невелика (0.8%), но с учетом прогнозных она повышается до 2,5%.

Критерии регионального прогнозирования кратко отмечены выше. Локальное прогнозирование основывается на приуроченности месторождений к интрузиям щелочно-ультраосновной с карбонатитами формации, а также на анализе аномального магнитного поля — руды фиксируются аномалиями интенсивностью 12—15, иногда до 80 тыс. гамм. В гравитационном поле они отмечаются положительными аномалиями 2—4 мгал.

Кремнисто-гематитовая формация. Представлена месторождениями, сложенными пластами гематитовых, гидрогематитовых и магнетитовых руд, иногда содержащих минералы марганца, топкопереслаивающихсяс кремнями (яшмами), песчаниками, хлоритоидными аргиллитами и алевролитами. В бывш. СССР к ней относятся такие крупные железорудные бассейны, как Ангаро-Питский, Джетымский, Удский, Атасуйский, Непский, а также мелкие месторождения в вулканогенно-осадочных толщах Горного Алтая и Малого Кавказа. За рубежом к этой формации принадлежат кварц-кальцит-гематитовые руды бассейна Клинтон в США, марганецсодержащие кремнисто-гематитовые залежи в палеозойских вулканитах Японии, месторождения района Табазимби в Южной Африке и др.

Содержание железа в рудах колеблется от 40 до 60%. На эксплуатируемом в бывш. СССР Каражальском месторождении оно составляет 51,7—60,9%. Ангаро-Питские месторождения с содержаниями железа 35,6—40,4% требуют сложного обогащения и пока не осваиваются. Главным недостатком руд этого типа является их высокая кремнистость, приводящая к резкому повышению расхода флюса и кокса при доменной плавке, что является наиболее существенной причиной, препятствующей освоению кремнисто-гематитовых руд.

В региональном плане можно отметить приуроченность месторождений кремнисто-гематитовой формации к краевым прогибам платформ (Удский бассейн), краевым частям прогибов демиссионной стадии геосинклиналей (Атасу), а также к наложенным мульдам орогенной (субплатформенной) стадии (Ангаро-Питский бассейн). В некоторых случаях отмечается тесная связь с вулканогенными образованиями спилит-кератофировой я толеитовоп формаций (Удский бассейн).

Основные эпохи накопления кремнисто-гематитовых руд — поздний протерозой, ранний и средний палеозой. В мезозое и кайнозое месторождения этой формации встречаются (например, Малый Кавказ), но не характерны. Рудные залежи всегда приурочены к нижним членам трансгрессивных циклов. В случаях, когда руды приурочены к кремнисто-вулканогенным формациям, наиболее богатые залежи располагаются в прибрежных частях палеобассейнов, примыкающих к вулканическим архипелагам и континентальной суше.

При региональном или контактовом метаморфизме в первичных кремнисто-гематитовых рудах появляется существенное количество магнетита (Удский бассейн), а иногда руды превращаются в полностью магнетитовые (Джетымский бассейн).

По своему положению в общем ряду осадочных железорудных формаций кремнисто-гематитовые руды занимают промежуточное положение между железистыми кварцитами докембрия и оолитовыми сидерит-шамозит-гидрогётитовыми рудами фанерозоя. Прослеживая состав железистых кварцитов от архея к позднему протерозою, можно заметить, что в них магнетит постепенно вытесняется гематитом. В позднепротерозойских рудах Малого Хингана эти два минерала присутствуют в почти равных количествах, в бассейнах Карсакпая и Бетнак-Далы магнетит исчезает. Одновременно в позднем протерозое появляются кремнисто-гематитовые руды (Ангаро-Питский, Джетымский бассейны), по химическому составу почти аналогичные кварцитовым, но отличающиеся отсутствием тонкой слоистости. Они полностью вытесняют кварциты в палеозое, но к концу девона сами сменяются оолитовыми рудами. Уже в силурийском месторождении Клинтон появляются гематитовые оолиты, которые затем становятся преобладающими.

Апатит-магнетитовая формация. Представлена залежами сплошных богатых руд различного размера и формы в вулканогенных толщах. В бывш. СССР известны лишь три месторождения этой формации: Лебяжинское на Урале, Абовянское в Армении и Холзунское на Горном Алтае. Первое из них уже выработано, два других еще пе эксплуатировались. Наиболее значительные объекты известны за рубежом: в Северной (Кирунавара, Гелливара, Ректор и др.) и Центральной (Гренгесберг) Швеции, а также Финляндии (Каймаярви, Секкдеккип) и Норвегии (Нисседаль, Телемаркен, Лафотен). Месторождения интенсивно эксплуатируются, и только одна Швеция ежегодно экспортирует около 30 млн. т высококачественных, не требующих обогащения руд. К этой же формации, вероятно, относятся и апатит-магнетитовые вулканические потоки Чили.

Главным рудным минералом является магнетит, реже гематит, всегда сопровождаемые апатитом, количество которого иногда достигает 4% объема руды. В зарубежных месторождениях содержание железа обычно более 60, иногда до 68%, содержание фосфора до 2%. Имеются примеси титана (0,3%), ванадия (0,13-0,18%).

Критерии прогнозирования этой весьма интересной в промышленном отношении рудной формации разработаны недостаточно. Располагаясь в пределах геосинклинальных и протогеосинклинальных областей, месторождения приурочены к участкам сочленения крупных блоков, из которых одни находятся в демиссионной стадии развития, другие испытывают орогенный режим. Состав вмещающих оруденение вулкано-плутонических формаций — субщелочные гранитоиды — указывает скорее на орогенный режим, В вулканических породах рудоносного комплекса широко распространены игнимбриты (а в докембрии — их «лептитовые» аналоги). Характерно широкое развитие кали-натрового метасоматоза в подстилающих рудные тела вулканогенных породах трахитового ряда.

Геофизические критерии во многом аналогичны разработанным для богатых разностей железистых кварцитов, с которыми месторождении апатит-магнетитовой формации во многих случаях пространственно совмещены (Швеция, Финляндия).

Среди железорудных формаций, не имеющих сейчас в бывш. СССР промышленного значения, но заслуживающих, с точки зрения авторов, изучения и освоения, надо выделить формацию магнетитовых пляжевых песков. Месторождения этой формации располагаются вдоль берегов, сложенных преимущественно основными магматическими породами, эффузивными или интрузивными. В бывш. СССР такие пески известпы по берегам некоторых островов Курильского архипелага (в том числе разведанное Ручарское месторождение на о. Итуруп), на морских террасах побережья Камчатки, на отдельных участках северного и южного побережья Кольского полуострова,

В рудах формации содержания железа колеблются от 7,5 до 50%. Легкость обогащения и комплексность позволяют эксплуатировать их в ряде стран — Новой Зеландии, Австралии, Индии.