Казиев Т.С.. Прибрежноморские россыпи
 Скачать 56 Kb.
|
|
МИНОБРНАУКИ РОССИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ «ОРЕНБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ» (ОГУ) Институт наук о Земле Кафедра геологии, геодезии и кадастра КОНТРОЛЬНАЯ РАБОТА по дисциплине «Основы учения о полезных ископаемых» на тему: «Прибрежно-морские россыпи» Руководитель работы _______________ И.В. Куделина “_____ “_______________2022г. Исполнитель Студент группы З-19ПГ(с)ГНГ _____________ Т.С. Казиев “_____“_______________2022г. Оренбург 2022 г Прибрежно-морские россыпи Россыпи этого класса образуются в прибрежной части морей и крупных озер под воздействием волн прибоя и прибрежных течений в полосе пляжа между линиями прилива и отлива, а также на подводном береговом склоне за счет перемыва и сортировки обломочного материала, в основном приносимого впадающими реками и обычно в небольшом количестве поступающего с прибрежной части суши. Из трех типов морских берегов воздымающихся (высоких, абрадируемых), опускающихся (низких, интенсивно заносимых наносами – аккумулятивных) и устойчивых берегов (остающихся длительное время стабильными), для образования россыпей наиболее благоприятными являются последние. Именно вдоль таких берегов происходит вызываемое преимущественно морскими волнами длительное непрерывное возвратно-поступательное перемещение обломочных масс, их измельчение, сортировка и переотложение. Поступающий в море обломочный материал переносится вдоль берега морскими течениями и одновременно дифференцируется волнами и приливами по размеру обломков и их удельной плотности, образуя прибрежно-морские россыпи. Схема положения трех основных типов прибрежно-морских россыпей представлена на рис. 1.   Рис. 1. Схема положения различных типов молодых прибрежно-морских россыпей: 1 – коренной берег, 2 – зона прибрежных террас с террасовыми россыпями, 3 – зона прибоя с пляжевыми россыпями, 4 – зона берегового склона и прибрежных течений с подводными россыпями Важным типом таких россыпей являются пляжевые, в том числе современные пляжевые россыпи. Процесс их образования непосредственно связан в основном с деятельностью прибрежных волн, несущих и выплескивающих на пляж частицы обломочного материала. В связи с тем, что скорость прибойных волн всегда выше скорости волн, скатывающихся обратно в море, в полосе пляжа (в его самой верхней поверхностной части) избирательно накапливаются наиболее тяжелые ценные минералы, тогда как легкие минералы уносятся возвратной волной обратно в море. Полноценные прибрежные россыпи могут формироваться только в том случае, когда размер обломков ценных минералов равен или несколько больше размера частиц остальных обломков, слагающих пляжевые наносы. В противном случае на пляже будут накапливаться более крупные и тяжелые обломки пород и непромышленных минералов, а более мелкие и легкие зерна ценных минералов будут сноситься обратно в море. Так как в прибрежье крупными реками в основном привносится мелкозернистый обломочный материал и в том числе ценные минералы дальнего переноса, то наиболее благоприятен для образования пляжевых россыпей тонкозернистый, равномернозернистый состав пляжевых песков с размером зерен в основном 0,1–0,5 мм. Выносимые волнами на берег тяжелые ценные минералы не могут погрузиться в неподвижную плотную массу подстилающих отложений и накапливаются в самой верхней части тонкозернистых пляжевых песков, подверженных постоянному перемыву и пополнению морскими волнами. Поэтому в отличие от большинства аллювиальных россыпей (кроме косовых), погруженных вглубь осадков, современные пляжевые морские россыпи являются открытыми поверхностными россыпями. Они в основном слагаются твердыми устойчивыми к истиранию и потому способными переноситься реками на дальние расстояния и выноситься в море россыпеобразующими минералами, имеющими темный преимущественно черный цвет: магнетитом, ильменитом, рутилом, цирконом, монацитом, гранатами. Поэтому пляжевые россыпи представлены в основном богатыми по содержанию ценных минералов (содержание их 30–80%) и потому темно-серыми и черными тонкозернистыми песками. Прибрежные морские течения, не нарушая общей волновой схемы формирования пляжевых россыпей способствуют «растягиванию» – перемещению привносимого в основном крупными реками обломочного материала вдоль берега со скоростью до десятков и более метров в сутки. Это способствует тому, что прибрежные россыпи протягиваются в виде узких располагающихся между линиями прилива и отлива весьма протяженных полос шириной чаще в 5–25 м, реже более, располагающихся вдоль берега от устья питающей реки или размываемых морем источников на километры, а иногда и сотни километров. Мощность таких лентообразных залежей современных россыпей обычно небольшая (около 1 м, изредка до 2–3 м), причем внутри этой суммарной мощности продуктивный пласт россыпи состоит из нескольких еще более тонких (в 10–20 см) линзовидных черных прослоев, сложенных наиболее богатыми концентратами ценных минералов. Важнейшей особенностью современных пляжевых россыпей, отличающих их от почти всех других типов месторождений полезных ископаемых, является их возобновляемость. Этому способствует интенсивное перемещение больших масс прибрежного обломочного материала береговыми течениями и морскими штормами с последующей его сортировкой волнами и повторяющимся относительно быстрым накоплением на поверхности пляжей. Примерами современных пляжевых россыпей являются прибрежные россыпи Австралии, Бразилии, Индии. Известны такие россыпи на Тихоокеанском побережье СССР и Америки. Из пляжевых россыпей в процессе отступления моря образуются более древние морские террасовые россыпи, располагающиеся на прибрежных морских террасах, отстоящих от современного берега моря на разные расстояния (до нескольких километров) и поднятые на высоту в 10–200 м (см. рис. 73). Эти россыпи бывают перекрыты песчано-глинистыми торфами мощностью 1–5 м. Обычно у моря они сопровождаются современными пляжевыми россыпями. Мощность продуктивных пластов террасовых россыпей часто более значительная, чем пляжевых (до 2–3 м). Размеры их зависят от степени сохранности морских террас и, как правило, уступают размерам пляжевых россыпей. Важнейшими примерами морских террасовых россыпей являются богатейшие алмазоносные россыпи Намибии и золотоносные россыпи района Ном на Аляске. Подводные россыпи образуются на береговом склоне в значительной степени в результате деятельности постоянных морских прибрежных течений вдоль берегов трансгрессирующих морей, наступающих на участки побережья с имеющимися пляжевыми и дельтовыми россыпями. Они характеризуются иногда значительными мощностями продуктивных песков (до 25 м), но нередко перекрыты пустыми осадками мощностью в 2–30 м. Ширина их достигает сотен метров при протяженности в километры (до сотен километров). В настоящее время из таких россыпей начата подводная добыча ильменита, рутила, циркона, монацита, магнетита, хромита, золота, алмазов и др. Например, в Японии со дна Токийского залива производится добыча магнетитовых песков объемом около 500 тыс. т в год с содержанием железа – 56% и диоксида титана 12%; в качестве примеси присутствует ванадий. В районах, сформированных в процессе поднятия суши и значительного отступления (регрессии) моря, древние морские россыпи нередко обнаруживаются вне связи с современными побережьем вдали от моря, под чехлом перекрывших их впоследствии наносов в виде погребенных прибрежно-морских россыпей. Эти россыпи приурочены к прибрежно-морским фациям пород третичного, мезозойского и реже палеозойского возрасту, перекрытых более молодыми отложениями, и залегают на глубинах от нескольких метров до сотен метров. Так как эти россыпи были образованы в основном как пляжевые россыпи в условиях, аналогичных современным, но формировались преимущественно на фоне опускания дна и трансгрессии моря, то они характеризуются значительно большими мощностями продуктивных песков (до 20–30 м). В остальном они сходны с соответствующими современными прибрежно-морскими россыпями. Примером погребенных прибрежно-морских россыпей, аналогичных вышеописанным современным пляжевым ильменит-цирконовым россыпям, являются третичные россыпи Приднепровья. Эти россыпи залегают на северо-восточной окраине Украинского щита, сложенного архейскими гранитогнейсами, содержащими акцессорную вкрапленность ильменита, рутила, циркона. В верхней части архейского фундамента развита мощная кора выветривания. Фундамент перекрыт толщей кайнозойских песков, глин, бурых углей, в которой присутствуют два продуктивных горизонта россыпей, связанных с прибрежно-морскими фациями полтавского и сарматского ярусов и перекрытых более молодыми осадками мощностью до 30 м и более. Полтавские и сарматские пески имеют мощность 5–30 м и 20–25 м и обогащены ильменитом (до 25 кг/м3), рутилом (до 5 кг/м3) и цирконом (до 7 кг/м3). Размер зерен песков этих россыпей 0,05–0,12 мм, зерна хорошо окатанные. Форма продуктивных залежей пластообразная, залежи неоднородны. Россыпи Приднепровья образовались в результате размыва мезозойской коры выветривания пород фундамента и концентрации ценных минералов в прибрежно-морских условиях при формировании пляжевых и, возможно, частично дельтовых и подводных россыпей полтавского и сарматского морей. Размеры этих погребенных россыпей весьма значительные. Подобные погребенные россыпи известны также на Северном Кавказе, на Урале, в Сибири. Инагли — месторождение хромдиопсида  Месторождение ювелирного хромдиопсида Инагли (правая часть снимка). Республика Саха (Якутия). Месторождение известно с начала 60-х годов XX века. Горные работы на месторождении проводились с 1968 года. С 1968 по 1978 гг экспедицией «Востоккварцсамоцветы» на месторождении было добыто 240222,7 г сортового сырья. Сырье поступало на ювелирные заводы СССР и за пределы страны. С 1993 г. разработку Инаглинского месторождения на хромдиопсид стало проводить АО «Алданслюда». Добыча хромдиопсида проводилась открытым способом. Средняя ежегодная добыча составила 52 кг. Практически все добытое сырье поступило в Комдрагмет РС(Я). В конце 1997 г. решением Межведомственной комиссии по недропользованию при Правительстве РС(Я) право на разработку месторождения было передано ЗАО «Инагли». Инаглинское месторождение ювелирного хромдиопсида находится на территории Алданского улуса Республики Саха (Якутия), в 30 км к западу от улусного центра г.Алдан и связано с ним автомобильной дорогой. Месторождение расположено в пределах одноименного массива щелочных и ультраосновных пород, в верховьях р. Инагли. Площадь массива представляет собой подковообразную котловину, окруженную отрогами гольца Лапчатого. Массив, площадь которого составляет около 20 км2, выражен в рельефе купольной структурой с центральной кальдерой и имеет форму, близкую к изометричной. Структура характеризуется концентрически зональным строением. Центральную часть массива занимает шток, диаметром около 4 км и площадью 16 км2, сложенный форстеритовыми дунитами. Шток обрамлен щелочными габброидами и пуласкитами, слагающими интрузию кольцевой формы. Среди габброидов преобладают шонкиниты, постепенно переходящие в слюдистые пироксениты. По периферии массива развиты сиенит-порфиры, слагающие лакколит гольца Лапчатого, и пластовые тела (силлы) во вмещающих вендско-кембрийских известняках и на контакте с архейскими гнейсами. Силлы имеют субгоризонтальное залегание. Контакты массива с вмещающими породами тектонические. В геологическом строении месторождения основное место принадлежит вмещающим дунитам, пегматитам и полевошпат-хромдиопсид-слюдяным метасоматитам, являющимся основным источником ювелирного сырья. Дуниты макроскопически представляют собой средне-мелкозернистые породы с большой гаммой цветов от коричневато-бурого, и грязно-зеленого до темно-серого со стальным оттенком. В их составе основное место занимают оливин (85-40%) и серпентин (60-15%). Кроме того, в породе присутствуют хромшпинелиды (3-0,5%), хромдиопсид (0,3-3%), флогопит (0,1-3%), актинолит (доли процента). В выветрелых разностях содержится кальцит (до 3%). Форстелитовый оливин неизмененных дунитов содержит до 8% фаялитовой молекулы и хромовой шпинели. В серпентизированных разностях присутствует также серпентин и магнетит. В дунитах широко проявлена трещиноватость отдельности, которая подчеркивается интенсивной серпентинизацией, но в ксенолитах дунитов, заключенных в жильных породах она отсутствует. Пегматиты. Среди дунитов залегают многочисленные жилы пегматитов. Пегматиты образуют сложно-ветвящиеся жилы, имеющие апофизы и раздувы. Их морфология определяется физико-механическими свойствами вмещающих пород: в трещиноватых образованиях тела пегматитов характеризуются резкими изгибами, клиновидным выклиниванием отдельных ветвей. Контакты пегматитов с вмещающими породами составляют 30-600, на глубине выхолаживаются до 200. Ювелирных разностей хромдиопсида пегматиты не содержат. Метасоматиты. Основные запасы хромдиопсида и вермикулита на Инаглинском месторождении связаны с метасоматитами. Под этим названием подразумевается полевошпат-хромдиопсид-слюдяные гигантозернистые породы с тем или иным количеством апатита, возникшие по дунитам на контактах с пегматитами и образующие довольно крупные самостоятельные тела (Глаголева, Корчагин, 1974). Метасоматиты залегают среди дунитов в виде жил, гнезд и штокверков в пределах концентрически расположенной зоны разломов, находящейся на расстоянии до 1,5 км от центра массива. Количество тел метасоматитов пропорционально степени трещиноватости пород, достигая максимума в наиболее ослабленных местах. Мощность тел колеблется от нескольких сантиметров до 20-25 м, а местами до 40 м. Протяженность отдельных наиболее выдержанных ветвей варьирует от 100 до 800 м. Участки, содержащие ювелирный хромдиопсид, имеют линзовидную форму и обычно согласны с залеганием метасоматитов. Макроскопически метасоматиты представляют собой массивную породу зеленого цвета различных оттенков крупной и гигантозернистой структуры. Основными породообразующими минералами, составляющими до 80-90% породы являются хромдиопсид и слюда. По минеральному составу выделяются ортоклаз-хромдиопсидовые и хромдиопсид-флогопид-ортоклазовые метасоматиты. Промышленными запасами ювелирного хромдиопсида отличаются только последние. Выход ювелирного хромдиопсида в различных телах не одинаков. На месторождении выявлено 10 хромдипсидсодержащих жильных зон, из которых лишь одна имеет промышленное значение. Зона прослежена и оконтурена поверхностными и подземными горными выработками, изучена скважинами до глубины 50 м. Ее протяженность составляет около 600 м, мощность – от 5 до 115 при средней 60 м. Содержание хормдиопсида в хромдиопсид-флогопид-ортоклазовых метасоматитах составляет от первых процентов до 100%. В разрезе этого рудного тела (зона XII) от периферии к центру установлена четко выраженная зональность. По содержанию хромдиопсида в его составе выделяются: мономинеральная хромдиопсидовая зона; вермикулит – хромдиопсидовая зона; хромдиопсид – ортоклаз – вермикулитовая зона; флогопит – ортоклазовая зона; 1. Мономинеральная хромдиопсидовая зона сложена хромдиопсидом с незначительной примесью (до 1%) полевого шпата и слюды. Ее мощность достигает 10 м. Хромдиопсид образует кристаллы размером до 50 мм в поперечнике. Они разбиты трещинами на бездефектные участки размером от первых миллиметров до 2-3 см. Отдельные обломки достигали размера 3х4х5 см. Хромдиопсид отличается исключительной прозрачностью и густым зеленым цветом. На контакте с дунитами встречаются зональные кристаллы с темно – бурой центральной частью, желтовато – зеленой – промежуточной и густо – зеленой – внешней. Мономинеральные хромдиопсидовые зоны дают основное количество ювелирного хромдиопсида. 2.Вермикулит-хромдиопсидовая зона обычно плавно сменяет предыдущую, иногда, замещает по падению. Содержание флогопита (вермикулита), входящего в состав породы, достигает 20-50%. Цветовая гамма хромдиопсида зависит от количества флогопита в рудном теле. При его содержании, не превышающем 20%, хромдиопсид принимает густо-зеленую окраску; при 30-50% — желтовато-зеленую. Переходы цветов довольно резкие. Промежуточные разности не отмечаются. Структура породы гипидиоморфная крупно- и гигантозернистая. Гигантозернистые разности дают ювилерный хромдиопсид густо-зеленого цвета, но его выход незначителен, размер бездефектных обломков редко достигает 1 см. 3. Хромдиопсид-ортоклаз-флогопитовая (вермикулитовая) зона постепенно замещает вермикулит-хромдиопсидовую. Ее мощность составляет от 0,5 м до 20 м. Крупные обломки мономинерального хромдиопсида размером до 50 см изредка встречаются в эндоконтактах описываемых образований. В их составе присутствует хромдиопсид (10-20%), ортоклаз (10-30%) и флогопит, превращенный в вермикулит (до 70%). Среди второстепенных – апатит, сфен, часто поздний амфибол, альбит. Кристаллы хромдиопсида достигают 10-20см в поперечнике, флогопита – 10-20см, иногда 30-40см. Северная часть продуктивной зоны имеет относительно простое строение. Эта жила плитообразной формы мощностью до 25 м. Мономинеральная хромдиопсидовая зона висячего бока имеет мощность до 1 м и практически не содержит ювелирного хромдиопсида. В лежачем боку мощность зоны достигает 15 м, при средней 7м. Она осложнена небольшой апофизой юго-восточного простирания. Ювелирный хромдиопсид образует линзообразные скопления, тяготеющие к контакту с хромдиопсид-ортоклаз-флогопитовой зоны и центральной части хромдиопсидовой зоны. Продуктивный участок по простиранию достигает 60 м, по падению превышает 20 м. Выклинивание зоны на глубину не установлено. В пределах продуктивной зоны выделяются ветви с наиболее полно развитой зональностью и мощными участками мономинерального хромдиопсида. Размеры кристаллов, колеблются от 15 до 50 мм в поперечнике. Промежутки между гнездами выполнены сильно разрушенным хромдиопсидом, слагающим до 90% объема зоны. Самым продуктивным, отличающимся сырьем высокого качества, является участок, связанный с восточной ветвью жильной зоны в ее южной части. Ветвь представляет собой относительно выдержанное по простиранию плитообразное тело мощностью до 15м, протяженностью 220 м. Падение западное под углом 30-40 градусов. На глубине 20-25 м тело выполаживается, а мощность уменьшается. В нем наиболее четко проявлена зональность с выделением всех перечисленных зон. Зональность с поверхности близка к симметричной. Мощность мономинеральных хромдиопсидовых зон составляет в висячем боку до 4 м, в лежачем – до 6м. С глубиной симметричность нарушается и мощность зон по простиранию изменяется. На глубине около 60 м зональный пегматит сменяется незональным, а на глубине 100-200 м распадается на ряд маломощных пегматитовых жил хромдиопсид-флогопит-ортоклазового состава. С глубиной за счет уменьшения количества крупного сырья качество хромдиопсида снижается. Ортоклаз-хромдиопсидовые метасоматиты на 80-90% состоят из крупнозернистого хромдиопсида, ортоклаз занимает межзернистое пространство. Порода практически вся разрушена до дресвы. Пространственно находятся вблизи внутренней зоны кальциевого разлома, в сторону центра массива. Хромдиопсид был подвержен эгиринизации и амфиболизации, имеет зеленую, серовато-зеленую окраску. Серпентизация дунитов явилась основным фактором дробления пегматитов и хромдиопсида в частности. Этот процесс приводит к увеличению объема вмещающих дунитов и возрастанию давления боковых пород на пегматиты. В результате этого в пегматитах, и особенно в хромдиопсидовых зонах развивается густая сеть трещин, ориентированных субнормально контакту жил. В полевошпатовых с хромдиопсидом и флогопитом зонах развивается сеть трещин, которая реже, но более четко проявляется в деформациях слюды и трещиноватости отдельности в амфиболах. Наличие жил щелочных пегматитов, поперечных простиранию диопсидосодержащих пород создает дополнительное сопротивление боковому сжатию и способствует сохранности хромдиопсида. Последующее выветривание сопровождалось дальнейшей дезинтеграцией, превращением полевого шпата в глинистый агрегат и высвобождением хромдиопсида. Мономинеральная хромдиопсидовая порода приобретала строение, благоприятное для безвзрывного извлечения ювелирного хромдиопсида. Рудные тела месторождения характеризуются невыдержанной метасоматической зональностью: призанбальдовые части их представлены мономинеральной диопсидовой и хромдиопсидовой зоной, центральная часть – диопсид-ортоклаз-слюдяная зона средне-гигантозернистой структуры. Мощность мономинеральных хромдиопсидовых зон достигает 1-5м. Большая часть их объема сложена разнозернистой хромдиопсидовой породой, участки крупнокристаллического строения тяготеют к контакту с центральной зоной. Нередко мелкие рудные тела имеют асимметрично-зональное строение, с прерывистой хромдиопсидовой зоной. Иногда среди метасоматитов встречаются мелкие линзовидные реликты дунитов. Отработкой месторождения занимается ЗАО «Инагли». Список использованной литературы А.Г Павлов, В.Р Филиппов "Генезис месторождений полезных ископаемых" Соловьев Г.А.: Петрографическая характеристика эндогенных месторождений. - М.: Недра, 1984 Смирнов В.И.: Геология полезных ископаемых. - М.: Недра, 1982 Скрипченко Н.С.: Вулканогенно-осадочное рудообразование (на примере колчеданных месторождений Северного Кавказа). - М.: Недра, 1966 Колчеданные месторождения мира / Под ред. B. И. Смирнова. M., 1979; Короновский Н. В., Старостин В. И., Авдонин В. В. Геология для горного дела. М., 2007. Леонтьев А. Г., Голованов Ю. Б., Дегтярева Т. А., Яр- цев В. М. Отчет по теме «Составление карты полезных ис- копаемых Республики Карелия масштаба 1 : 500 000» 2003 // Фонды КГЭ. Минерально-сырьевая база Республики Карелия. Кн. 1 / Под. ред. В. П. Михайлова и В. Н. Аминова. Петроза- водск, 2005. 278 с. Попов В. Е. Генезис вулканогенно-осадочных месторо- ждений и их прогнозная оценка. Л., 1991. 287 с Рыбаков С. И. Колчеданное рудообразование в раннем докембрии Балтийского щита. Л., 1987. 266 с. Сафонов Ю. Г., Попов В. В., Волков А. В. и др. Геодина- мические факторы образования крупных и сверхкрупных докембрийских золоторудных концентраций // Крупные и суперкрупные месторождения: закономерности размеще- ния и условия образования. М., 2005. С. 15–46. |