Черные металлы

В группу руд «черные металлы» входит железо, хром и марганец, элементы IV группы таблицы Менделеева, образующие в природных условиях крупные месторождения различного генезиса.

Тела их полезных ископаемых сложены минеральными агрегатами. В фазовом составе любых добываемых руд выделяются минералы – носители ценных элементов, они называются рудными. Сопутствующими рудным минералам в различных генетических типах месторождений являются разные минералогические ассоциации, в составе которых элемент рудного минерала входит либо в виде твердого раствора, либо является минералом того же элемента. Например, в составе магнетитовых Fe₃О₄ месторождений, обычно присутствуют железо-магниевые пироксены ряда геденбергит CaFeSi₂O₆ – диопсид CaMgSi₂O₆, реже оливины типа фаялит Fe₂SiO₄. В магнетитовых рудах скарнового генезиса обычны железосодержащие гранаты альмандин Fe₃Al₂[SiO₄]₃ и андрадит Ca₃Fe₂[SiO₄]₃. А в месторождениях хромитовых руд сопутствующим минералом является гранат уваровит Ca₃Cr₂[SiO₄]₃. Наряду с ним обнаружены хромсодержащие амфиболы и пироксены, в составе которых содержится до 1,5-2,0%[1]* Cr₂О₃. Все эти минералы входят в состав вмещающих пород рудных месторождений. В месторождениях марганцевых руд, образующихся преимущественно в поверхностных слоях земной коры, сопутствующими минералами являются карбонаты, гидроокислы и силикаты, в решетке которых изоморфно с железом, кальцием, магнием и алюминием находится марганец.

Ассоциация минералов вмещающих пород всегда зависит от генезиса рудного месторождения и геологической эволюции за время его существования.

Железо

5.1.1 Геохимия и минералогический состав железных руд

Среднее содержание железа в земной коре (кларк) составляет 4,2%. По распространенности железо уступает только кислороду, кремнию и алюминию.

Железо – имеет много общего с другими элементами своего семейства (Ti, V, Cr, Mn, Co и Ni). Эта группа элементов занимает в периодической таблице Менделеева места с порядковыми номерами от 22 (титан) до 28 (никель). Порядковый номер железа 26.

Близость химических, а следовательно, и геохимических свойств элементов группы железа объясняется тем, что при переходе от одного типа атома к другому, следующему за ним в периодической таблице, наблюдается достройка электронных орбит более глубокой оболочки атома, между тем как внешняя оболочка, от которой в первую очередь, зависят химические свойства элементов данной группы, не претерпевают изменений.

Все элементы этой группы характеризуются переменной валентностью, причем переходы от одной валентности к другой совершаются сравнительно легко, что имеет большое геохимическое значение.

Характерно, что при переходе от одной валентности к другой ионы элементов меняют свою окраску. Со строением атомов связан ферромагнетизм - важное техническое свойство железа и ряда других элементов его семейства.

Элементы семейства железа имеют близкие атомные радиусы и связанные с ними близкие температуры плавления и кипения металлов. Они обладают очень большими силами связи между атомами, чем обусловлена их прочность. Особое значение имеют сплавы элементов семейства железа, представленные смешанными кристаллами, т.е. изоморфными соединениями атомов, близких по размерам и сходных по строению.

Относительная атомная масса железа 55,85. Железо имеет четыре изотопа: 54Fe, 56Fe, 57Fe, 58Fe. Преобладает изотоп 56Fe. Изотопный состав железа земного и метеоритного происхождения почти одинаков, что свидетельствует об их генетической общности. Атомный радиус железа – 1,26 А°. Размеры ионных радиусов Fe²⁺ - 0,76 А°, Fe³⁺ - 0,64 А°.

Содержание железа для Земли в целом принимают равным 37,04%, т.е. выше, чем для земной коры. Это объясняется тем, что согласно существующим представлениям о строении Земли, глубокие ее части значительно богаче железом, чем поверхностные, а центральное ядро вообще состоит из железа и элементов его группы. Этот вывод косвенно подтверждается составом метеоритов. В каменных (высококремнистых) метеоритах содержание железа не превышает 12,35%, а в железных достигает 90,85%. Повышение содержания железа и уменьшение кислорода с глубиной составляет характерную особенность Земли.

В доступном пространстве земной коры известны до 170 минералов железа, не считая тех, в которых оно входит в виде изоморфной примеси. Среди этих минералов имеются самородные, сульфиды, сульфаты, оксиды, силикаты, карбонаты, титанаты, фосфаты, арсенаты. В промышленном отношении наиболее важное значение имеют рудные минералы: магнетит, гематит, гидрогетит, лимонит, сидерит и железистые хлориты типа шамозит и тюрингит.

Рудные минералы являются главными составляющими железорудного сырья. В большой степени от макроструктурных особенностей руды и от состава рудных фаз зависит вид производимого сырья (агломераты, окатыши, прямое получение железа), технология его производства и физико-механические свойства готовой продукции.

Гематит (a - Fe2О3) содержит в своем составе 70% Fe. Гематит является высшим оксидом железа, широко распространен в природных условиях и химически устойчив в зонах окисления железорудных месторождений. Гематит кристаллизуется в тригональной сингонии, параметры решетки: а – 5,029; с – 13,73 А°, значения межплоскостных расстояний Р.д. 2,69; 2,51; 1,69; 1,452 А°.

Встречается в виде кристаллов, агрегатных сростков, зернистых и чешуйчатых скоплений. Нередки оолитовые, слоистые и радиально-лучистые образования.

Музейные образцы гематита имеют вид железных роз, которые представляют собой сростки пластинчатых кристаллов, по форме напоминающие цветки махрового шиповника. Почкообразные натечные формы роста гематита принято называть красной стеклянной головой.

Данные микротвердости гематита зависят от его морфологической формы и физического состояния. Принято считать его твердость по Моосу в пределах 5-6[2]*. Удельный вес 5,26. Гематит является проводником электричества. Данные по удельному электрическому сопротивлению природных образцов колеблются в широких пределах. Точка Кюри искусственного гематита 690°, но в различных месторождениях этот показатель меняется от 643 до 688°. Температура плавления гематита 1594°С. При нагревании до 1370-1400°С переходит в магнетит.

Гематит в отраженном свете – светлосерый, на фоне магнетита выделяется как белый минерал с легким голубоватым оттенком. Для кристаллов гематита характерна анизотропия в голубовато-белых тонах в отраженном свете и ярко-красные рефлексы в проходящем. Рефлексы легко обнаруживаются при исследовании в скрещенных николях особенно в иммерсии.

При диагностическом травлении на гематит слабое действие оказывает холодная плавиковая кислота при продолжительности травления 1-2 мин. Остальные кислоты на гематит не действуют.

Рентгенографически установлено, что в гематите может растворяться до 1,0% оксида кальция, причем предел растворимости достигается при температуре перехода гематита в магнетит. Исследование оптических свойств гематита, в котором в виде твердого раствора присутствует оксид кальция, показало, что небольшие добавления его (до 1%) практически не изменяют отражательной способности гематита.

Относительно присутствия глинозема в решетке гематита существуют противоречивые данные, по которым предел растворимости Al₂O₃ в Fe₂O₃ колеблется от 10-15 до 25 %. Отмечено существование фазы Fe₂O₃ Al₂O₃ (1:1). В природных кристаллах гематита магматических месторождений обнаружено до 14% Al₂O₃ в твердом растворе. Эта фаза названа алюмогематитом.

В составе природных образцов гематита различных месторождений обнаружены магний, хром, никель, кобальт, ванадий.

Гематит является широко распространенным минералом. Он образуется при высоком окислительном потенциале газовой фазы в различных генетических типах железорудных месторождений. Самыми крупными и важнейшими в промышленном отношении являются осадочные месторождения железистых кварцитов докембрийского возраста.

Маггемит (g - Fe₂O₃). Название составлено из двух слогов «магнитный» и «гематит». Это означает, что минерал обладает сильными магнитными свойствами, как магнетит, а по составу отвечает гематиту.

Маггемит является неустойчивой кубической модификацией того же состава, что и гематит. Параметр его решетки: а = 8,3 А°. Р.д. 5,95; 3,75; 2,590; 2,521 А°. В устойчивую форму гематита (a - Fe₂О₃) маггемит переходит при нагревании в интервале температур 200-400°С. Искусственно может быть получен при медленном нагревании магнетита в атмосфере воздуха до 200-300°С, либо путем дегидратации лепидокрокита (FeООН).

Маггемит обладает дефектной шпинельной структурой типа магнетита. Часть положений Fe²⁺ структуры магнетита, находящихся в шестерной координации, вакантны (три Fe²⁺ магнетита замещены двумя Fe³⁺). В элементарной ячейке маггемита имеются три ячейки типа шпинели, расположенные одна над другой. Аналогом маггемита по структуре является искусственная g-Al₂O₃.

В природных условиях маггемит образует микроскопические наросты на магнетите, имеющие вид корочек, оторочек, натечных и оолитовых выделений. Цвет маггемита от бурого до темнобурого со стальным оттенком. Черта бурая до темножелтой. Непрозрачен даже в тонких сколах. Маггемит сильно магнитен, твердость кристаллов около 5. Поведение при травлении кислотами не изучено, однако есть сведения, что слегка затравливается горячей концентрированной кислотой. Установить достоверно присутствие маггемита, который часто встречается в железных рудах, можно только при исследовании под микроскопом в хорошо отполированных шлифах, либо путем расшифровки рентгенограмм.

В полированных шлифах в отраженном свете имеет светлосерый цвет с голубоватым оттенком, который при исследовании в иммерсии становится серо-синим. Кроме того, у маггемита яркие внутренние рефлексы красновато-коричневого цвета. Этим он отличается от гематита, который имеет более светлые оттенки в отраженном свете. От магнетита, имеющего буровато-розовые оттенки в отраженном свете, маггемит отличается по наличию голубовато-серого цвета. По сравнению с магнетитом маггемит имеет положительный рельеф, т.е. пограничная линия при поднятии тубуса микроскопа идет в сторону магнетита.

В составе маггемита обнаружены элементы-примеси Ca, Al, Mg, Ti, V, Cr, которые, по-видимому, благоприятствуют его образованию из магнетита и делают более устойчивой фазой.

Магнетит (Fe₃O₄) содержит 72 % Fe. Его стехиометрический состав: FeO – 31,0; Fe₂O₃ – 69,0%.

Синоним магнетита – магнитный железняк.

Магнетит относится к минералам группы шпинели. Параметр его решетки 8,373 А°. Р.д. 2,53; 1,48; 1,048; 0,962 А°.

В идеальной структуре магнетита анионы образуют плотнейшую кубическую упаковку, в которой катионы частично занимают тетраэдрические и октаэдрические положения. Элементарная ячейка содержит 32 аниона, образующих 64 тетраэдрических и 32 октаэдрических положения. В чистой фазе магнетита восемь тетраэдрических позиций занимают трехвалентные ионы железа, а остальные восемь двухвалентных катионов занимают октаэдрические позиции. Правильнее его структурную формулу можно записать как Fe³⁺ (Fe²⁺, Fe³⁺)О₄.

Магнетит является одним из распространенных железорудных минералов и встречается в самых различных генетических типах горных пород. В отличие от гематита он образуется при относительно низком парциальном давлении кислорода. Облик кристаллов магнетита и их агрегатное состояние, как правило, зависит от условий образования самого месторождения. Чаще всего встречаются плотные зернистые массы, реже друзы кристаллов в пустотах горных пород. Отдельные кристаллы имеют октаэдрический либо ромбоэдрический облик с нередко хорошо выраженной штриховкой граней. Цвет магнетита черный, на свежих сколах кристаллов заметна синеватая побежалость. Черта черная, блеск от металлического до матового. Непрозрачен, лишь тончайшие сколы просвечивают бурым цветом.

Магнетит сильно магнитен. При температуре 580°С магнетизм исчезает, но при охлаждении снова восстанавливается. Температура изменения магнетизма для образцов магнетитов различных месторождений различна, что связано с наличием широкого изоморфизма в кристаллах магнетита.

Точка Кюри для магнетитов различных генетических типов месторождений колеблется от 550 до 600°С. Среднее значение порядка 575°С. Ниже этого минерал ферромагнитен, выше - парамагнитен. Температура точки Кюри зависит от наличия в составе магнети­та твердых растворов. Так, при увеличении в составе магнетита марганца точка Кюри повышается, в магнезиальных разностях - снижается.

Температура плавления магнетита 1591°С. На кривых нагревания обычно фикси­руются два экзотермических эффекта: в интервале 200-400°С и 550-1000°С. Первый эф­фект связан с частичным окислением магнетита до маггемита, второй - с переходом маггемита в гематит.

Изучению состава и свойств природных магнетитов посвящено огромное количе­ство работ. Установлено, что в его кристаллической решетке изоморфно присутствует большое количество элементов примесей, таких как магний, алюминий, марганец, кальций, титан, хром, ванадий, никель, тантал, ниобий, кобальт, кремний, калий, натрий и многие другие. В природных кристаллах при анализе их химического состава современными методами обнаружено до 12 - 15 элементов примесей, замещающих двух- и трехвалентное железо. Изоморфная емкость магнетита является функцией температуры образования твердых растворов в различных геологических процессах. В определенных условиях при охлаждении магматических очагов с понижением температуры рудных масс происходит распад твердых растворов и кристаллы магнетита превращаются в двухфазную систему. Так, твердый раствор магния в магнетите (магномагнетит) распадается. Оптически и рентгенографически в образцах диагностируются две фазы: магнетит FeFe₂O₄ и магнезиоферрит MgFe₂O₄. Титаномагнетит, который при высоких температурах представляет собой твердый раствор ТiO₂ в магнетите, при охлаждении распадается на кристаллические фазы магнетит FeFe₂O₄ и ильменит TiFe₂O₄ реже рутил, перовскит, ульвошпинель.

Магнетит легко диагностируются оптически в отраженном свете, рентгенографически и методом рентгеноспектрального микрозондирования. Продукты распада твердых растворов с образованием самостоятельных фаз известны во многих природных системах с магнетитом. Не трудно догадаться, что расхождения в численных значениях физических констант природных магнетитов объясняются именно сложностью их химического состава и морфологических особенностях строения кристаллов.

В отраженном свете чистые по составу кристаллы магнетита изотропны и имеют серый цвет с заметным коричневатым оттенком, который может меняться от розовато-коричневого тона до желто-зеленого, в зависимости от содержания в магнетите тех или иных примесей.

При диагностическом травлении полированная поверхность кристаллов магнетита буреет от воздействия соляной кислоты. Горячая соляная кислота вызывает быстрое почернение и растворение поверхности кристаллов. Лучшим реактивом являются пары соляной кислоты, при выдержке 2-5 сек. четко выявляется структура зерен магнетита.

В черной металлургии магнетитовые руды являются преобладающим сырьем для выплавки чугуна, стали, получения железа. От руды до металла существует долгий путь: добыча руды, ее обогащение, затем окускование с последующим получением чугуна и стали. Основная доля мировой добычи магнетитовых руд приходится на железистые кварциты и скарны. Магнетиты этих месторождений достаточно чистые по составу и практически не содержат в решетке элементов-примесей.

Кроме того, существуют два минерала железных руд вторичного происхождения: мартит и мушкетовит.

Мартит представляет собой метаморфозу гематита по магнетиту. Процесс мартитизации характерен для зон окисления магнетитовых месторождений.

Мушкетовит, наоборот, является псевдоморфозой магнетита по гематиту. Встречается в виде чешуйчатых агрегатов в эндогенных условиях скарновых или гидротермальных железорудных месторождениях при пониженном содержании кислорода в газовой фазе. Часто мушкетовизация в железорудных месторождениях по времени совпадает со стадией образования сульфидных руд.

Бурые железняки - это общее наименование всех железных руд, состоящих из вод­ных оксидов железа. Как правило, это смесь гидроокислов железа, образующих крупные рудные скопления экзогенного происхождения.

Исследования: химические, рентгенографические, кривые нагревания и обезвожи­вания установили существование в составе бурых железняков только одного вида химиче­ского соединения оксида железа с водой - моногидрата состава Fe₂O₃×H₂O. Этой формуле удовлетворяют только два природных минерала: гетит и лепидокрокит. Оба принадлежат к минералам ромбической сингонии, но имеют разные структуры.

Гетит FeООН.

Синоним – игольчатая железная руда.

Согласно теоретической формуле содержание железа в нем 62,9 %. Однако, анализы показывают, что в его составе содержится различное количество адсорбированных Н₂О, А1₂О₃, CaO, BaO, SiO₂ и других примесей. С этим связаны изменения его оптических и физических свойств. Параметры решетки: а=4,64; в=10,0; с=3,03А°, Р.д. 4,21; 2,69; 2,44.

Структура гетита сложена атомами кислорода, создающими плотнейшую ромбическую упаковку, с атомами железа, находящимися в искаженных октаэдрических пустотах. Атомы кислорода и железа образуют цепи, параллельные оси с, скрепленные между собой водородными связями. Благодаря слоистой структуре гетит характеризуется совершенной спайностью.

Форма выделения природных кристаллов гетита различна и зависит от условий их образования. В случае раскристаллизации гелей - это плотные игольчатые или радиально-лучистые агрегаты, реже зонально - колломорфные стяжения, часто бархатисто-коричневые агрегаты волосовидных кристаллов. При переотложении на его месте появляются земли­стые массы лимонита. Замещая железосодержащие минералы (сульфиды, карбонаты и силикаты), гетит образует псевдоморфозы, сохраняющие реликты замещенного минерала.

Твердость плотных кристаллических образований гетита составляет 5,0 - 5,5. В связи с возможностью нахождения в нем адсорбированной воды или малой плотностью агрега­тов твердость их падает до 2 -3, удельный вес 4,28.

Кривые нагревания гетита имеют резко выраженный эндотермический эффект с максимумом около 400°С, отвечающий переходу его в гематит. Температура перехода снижается до 250°С при увеличении в составе гетита примесей.

Цвет кристаллов гетита коричневый до красновато-желтого. Черта - желтая, блеск от алмазного до металлического.

В отраженном свете гетит серо-белый, анизотропный. Сильно выражен плеохроизм от коричневато-желтого до оранжево-желтого. Характерно наличие буро-желтых внут­ренних рефлексов, которые наблюдаются на полированной поверхности шлифов даже без иммерсии.

Гетит наряду с гематитом - один из наиболее распространенных минералов железа. Он является главным компонентом лимонита, образующегося в экзогенных условиях. Наблюдается в составе «железных шляп», болотных руд и озерных отложений.

Лепидокрокит (g FeOOH).

Синоним - рубиновая слюдка.

Лепидокрокит представляет собой гидроокисел железа того же состава, что и гётит и с теми же адсорбированными примесями. Как и гетит, относится к ромбической сингонии, но отличается от него структурой. Кристаллы имеют вид удлиненных табличек, че­шуйчатых агрегатов, встречаются волокнистые и землисто-массивные агрегаты. Подобно гетиту, обладает слоистой структурой. Твердость 5, удельный вес 4,09.

При медленном обезвоживании лепидокрокита при 95°С происходит переход его в гематит, при быстром – в маггемит.

Цвет кристаллов красный до красновато-коричневого.

В отраженном свете анизотропный с сильным плеохроизмом в желто-оранжевых тонах. В тонких прозрачных шлифах гетит и лепидокрокит практически неразличимы. С определенной долей вероятности фазы могут быть диагностированы по величинам пока­зателей преломления: гетит ng - 2.41; nm- 2.40; np - 2.27, лепидокрокит ng - 2.51; nm-2.20; np- 1.94.

Однако более достоверные сведения о фазах можно получить по анализу рентге­новских параметров и характеру кривых ДТА. Лепидокрокит парагенетически тес­но связан с гетитом, но встречается в природных условиях реже.

Лимонит.

Лимонитом предлагается считать смесь аморфных кристаллических разновидно­стей гидрооксидов железа, содержащих переменное количество химически не связанной воды. Поэтому в справочниках нередко приводят формулу лимонита Fe2O3×nH2O, где n до 4 %. Лимонит, по-видимому, смесь нескольких разновидностей и кристаллических форм гетита, лепидокрокита, возможно гематита с гидрооксидами кремния и алюминия. Глав­ным диагностическим признаком лимонита является неоднородность состава и непосто­янство свойств. Различные минеральные составляющие лимонита срастаются между со­бой, образуя своеобразный рисунок разных по твердости, отражательной способности кристаллов и оттенком внутренних рефлексов.

Лимонит - это природное скопление тонкодисперсной смеси рыхлых, землистых масс, оолитов, бобовин, конкреций и стяжений, имеющих окраску от темно-коричневого до светло-желтого. Для лимонита, как и отдельных его минеральных составляющих, ха­рактерны псевдоморфозы по пирротину, пириту, марказиту, железосодержащим карбона­там и силикатам, а так же ископаемым и органическим остаткам.

Сырьем для черной металлургии помимо гематита, магнетита и бурых железняков является карбонат железа - сидерит (FeСО₃).

Сидерит (FeCO₃). Состав сидерита: 62 % FeO и 37,9 % СО₂.

Синоним сидерита - железный шпат. Параметры решетки: а=4,71; с=15,43А°. Р.д. 2,79; 1,73; 3,59.

Сидерит- минерал тригональной сингонии. В виде изоморфных примесей в составе сидерита входят магний, марганец, замещающие в решетке фазы железо, реже кальций, кобальт, цинк. С магнезитом MgCО₃ сидерит образует непрерывный ряд твердых рас­творов. Промежуточный член этого ряда (Fe,Mg)CO₃, содержащий от 70 до 95 % FeCО₃, называется сидероплезитом. Вероятны твердые растворы CaCO₃ с МnСО₃ и ZnCO₃. Промежуточный член ряда FeCО₃ – МnСО₃ называется олигонитом (Mn,Fe)CO₃. Цвет сидерита меняется в зависимости от содержания примесей магния и марганца от желтого, бледнокоричневого до коричневого.

Твердость сидерита 3,5 – 4,5, удельный вес – 3,9.

Диагностику сидерита проводят в проходящем свете в прозрачных шлифах. Сиде­рит одноосный, отрицательный, ярко выражена анизотропия. В шлифах бесцветный, но, как и в случае с кристаллами, цвет меняется от присутствия элементов-примесей и колеб­лется от сероватожелтого до коричневого. Фаза характеризуется высокими показателями преломления от 1,87 по n0 до 1,63 по ne.

Согласно кривым нагревания диссоциация сидерита на воздухе происходит в ин­тервале 500-600°С, при этом имеет место экзотермическая реакция, отвечающая окисле­нию двухвалентного железа. В природных условиях при диссоциации сидерита при высо­ких температурах вместо FeO образуется магнетит Fe3O4. Если в ассоциации с сидери­том находится гематит Fe₂O₃, значит, процесс диссоциации происходил при более низких температурах.

Сидерит встречается в месторождениях различных генетических типов и образует­ся только в условиях восстановительной атмосферы. Часть месторождений сидерита име­ет гидротермальное происхождение, связанное с поздней магматической деятельностью. В этом случае сидерит наблюдается в виде крупнокристаллических или зернистых агрегатов, игольчатых скоплений, реже натечных форм кристаллизации. Экзогенные месторождения формируются в результате процессов выветривания пород земной коры, образуя рыхлые скопления сидерита, переходящие в лимо­нит. При осаждении в морских бассейнах сидерит формируется в виде конкреций и пластовых залежей нередко больших размеров.

Крупные скопления сидеритовых руд в случае отсутствия или минимального со­держания в них вредных примесей (фосфор, сера и др.) представляют собой ценное железо - рудное сырье.

Спутниками практически всех железорудных месторождений являются сульфиды железа. Они образуются в самых разнообразных геологических условиях: рудах магмати­ческого, гидротермального, осадочно-метаморфического происхождения. И самым рас­пространенным среди них является пирит.

Пирит (FeS₂). В составе пирита 46,6 Fe и 53,4 S. Часто в нем обнаруживаются элементы-примеси кобальта, никеля, сурьмы, мышьяка, серебра, меди и золота. Примеси находятся в составе пирита в виде мельчайших включений, иногда мелкодис­персном состоянии.

Синонимы пирита: серый колчедан, железный колчедан.

Пирит относится к минералам кубической сингонии. Параметры его решетки а=5,405А°. Р.д. 1,63, 2,71, 2,42. Твердость пирита 6-6,5, его кристаллы легко царапают стекло. Это самый твердый минерал в классе сульфидов. Удельный вес 4,9-5,2. Температура плавления 642°С.

Цвет кристаллов латунно-желтый, их грани отливают сильным металлическим блеском, а на изломе блеск становится тусклым. Хорошо видна пленка побежалости красновато-бронзового отлива.

Природный пирит легко диагностируется по цвету и форме кристаллов с ярко выраженной штриховкой его граней. В горных породах и рудах пирит наблюдается в виде вкраплен­ных кристаллов. В осадочных рудах нередки радиально-лучистые или почковидные обра­зования.

На полированной поверхности шлифа железосульфидных руд пирит имеет ярко зо­лотистый цвет, характерные срезы кубических кристаллов. Изотропен, непрозрачен, ки­слотами не травится.

Марказит (FeS₂). Марказит имеет одинаковый с пиритом состав, однако его внутренняя структура отвечает ромбической сингонии. Другим является и внешний об­лик кристаллов. Это таблитчатые, короткостолбчатые, копьевидные, иногда гребенчатые формы сростков. Однако чаще марказит встречается в виде конкреций или почкообразных форм. Примеси других элементов в его составе редки, иногда встречается мышьяк или сурьма.

Цвет марказита латунно-желтый с зеленоватым оттенком. Черта зеленовато-серая. Твердость 5-6. Непрозрачен. В отраженном свете на полированной поверхности отличает­ся от пирита только анизотропией.

Пирротин (Fe_1-XS). Пирротин характеризуется дефицитом атомов железа. Он со­держит в своем составе около 56,74 % Fe и 41,67 % S. Из примесей в незначительных ко­личествах присутствуют Сu, Ni, Co, реже Мn и Zn.

Синоним - магнитный колчедан.

Пирротин относится к гексагональной сингонии.

Параметры решетки а = 3,43, с = 5,69. Р.д. 2,97; 2,062; 1,718; 1,045.

Обычно пирротин встречается в сплошных массах или в виде вкраплений зерен не­правильной формы. Кристаллы редки, обычно они имеют таблитчатый или столбчатый облик. Цвет пирротина темный, бронзово-желтый с бурой побежалостью. Черта серо-черная. Блеск металлический. Твердость 4, удельный вес 4,6, довольно хрупкий. Пирро­тин магнитен. Ферромагнетизм проявляется у более богатых серой разновидностей. Хо­роший проводник электричества.

В полированных шлифах обладает сильной анизотропией, слабым розовым оттен­ком и высокой отражательной способностью.

Пирротин является высокотемпературным минералом. Кристаллизация его в рудах как и пи­рита (FeS₂), зависит от концентрации серы в посмагматических растворах. При высокой ее концентрации появляется FeS₂, при пониженной – Fe_1-XS или FeS.

Пирротин образуется в магматических, скарновых, гидротермальных месторождениях в ассоциации с пиритом, халькопиритом, магнетитом, кварцем, сфалеритом, геленитом и др.

Троилит (FeS). Его стехиометрический состав: Fe 63,53 % и S 36,47%. Троилит является разновидностью пирротина, но строго отвечает формуле FeS. В составе троилита содержится только двухвалентное железо. Он образуется исключительно в восстановительных условиях.

Троилит относится к минералам гексагональной сингонии, параметр решетки: а = 5,958; с = 11,74 А°. В отраженном свете на полированной поверхности шлифа имеет жел­то-кремовый цвет. От пирита отличается сильно выраженной анизотропией, от пирротина меньшей отражательной способностью.

При диагностическом травлении растворяется в азотной кислоте, в соляной вски­пает с выделением H₂S.

В природных условиях встречается очень редко.

5.1.2. Генетические типы железных руд

Месторождения железных руд, которые разрабатываются в настоящее время, образовались в природных условиях давно – многие миллионы и миллиарды лет. За время своего существования они претерпели большие изменения, поскольку менялись условия их существования. За это время различные химические элементы в разной степени мигрировали, одни минералы заменялись другими. В результате менялась макроструктура и фазовый состав силикатных и карбонатных пород, вмещающих рудные минералы.

Особенно это относится к месторождениям железных руд. Условия концентрации железа существовали во всех геологических эпохах и при практически всех геологических процессах (эндогенных, экзогенных, метаморфических). Однако удельный вес железорудных месторождений отдельных генетических типов различен.

Железо, присутствующее в первичном магматическом расплаве в больших количествах при охлаждении магматического расплава образует месторождения самостоятельных минералов, таких как магнетит, хромит, титаномагнетит. В ряде случаев образуются месторождения, имеющие промышленное значение. Основная масса железа выделяется в магматическом очаге в первую и основную стадию его кристаллизации. Так, что к моменту образования конечных магматических расплавов, содержание железа в нем сильно уменьшается. Концентрации железа, сформировавшиеся внутри магматического очага, относятся к группе собственно магматических месторождений. Промышленное значение таких месторождений по сравнению с месторождениями железа других генетических типов невелико. Кроме того, в них железу в виде оксидов обычно сопутствуют их сульфидные аналоги (пирит, пирротин, редко троилит).

Наиболее значительны месторождения железа посмагматической стадии. В результате взаимодействия конечных магматических расплавов преимущественно с карбонатными породами образуются очень крупные месторождения железных руд, относящиеся к контактово-метасамотическому типу. Это приповерхностные месторождения в виде скарнов, где основной рудный минерал – магнетит. Гематит приурочен к участкам руды близким к атмосферным условиям. При образовании этого типа месторождений предполагают миграцию железа в форме летучих или галоидных соединений, переносимых от магматического очага до участков сброса (накопления) различными по составу постмагматическими растворами.

Железо из остаточных силикатных магм частично выделяется и перемещается гидротермальными растворами разного состава и температурных уровней. В этом случае железо отлагается в форме оксидов, карбонатов и сульфидных минералов. Часто в гидротермальных жилах обнаруживается ассоциация оксидов с разнообразными халькофильными элементами – элементами, способными образовывать устойчивые сульфидные минералы с Fe, Cu, Zn, Pb, Cd, Se, Sb, Bi, Ag, Au, As.

При всем многообразии месторождений железа магматического генезиса (собственно магматические, скарновые и гидротермальные) их общий удельный вес по сравнению с экзогенными и метаморфическими невелик.

Экзогенные или поверхностные процессы концентрации железа с образованием месторождений существует в коре выветривания. Остаточные образования латеритной коры выветривания возникают в результате разрушения ультраосновных высокожелезистых силикатных пород. При переносе и переотложении железа приповерхностными водами происходит образование огромных месторождений бурых железняков. Часто бурые железняки остаточного генезиса руд облагорожены примесью никеля, марганца, хрома и носят название природно-легированных руд.

В связи с растворением грунтовыми водами горных пород, содержащих, в том числе и железо, их инфильтрацией и переотложением в нижних частях коры выветривания образуются месторождения сидеритовых руд. Они рассматриваются как продукт взаимодействия грунтовых железосодержащих вод с пластами проницаемых карбонатных пород, через которые воды просачивались.

К экзогенным относятся месторождения, образовавшиеся в процессе осадконакопления на дне водоемов. Источниками материала для этих месторождений считают континентальную кору выветривания и подводные излияния вулканического происхождения.

Вынос водами железа осуществляется в форме тонких взвесей, коллоидных и истинных растворов. Главными соединениями железа в растворе речной воды являются гидраты оксидов, бикарбонаты, сульфаты, хлориды, органические соединения. Отложение соединений металла происходит в прибрежной зоне озер, морей под воздействием электролитов, растворенных в водах этих водоемов, коагулирующих коллоиды металлов и переводящих их в осадок.

По минералогическому составу руды осадочных месторождений железа разделяются на оксидные, карбонатные и силикатные. Оксидные руды бурых железняков состоят в основном из лимонита, гидрогетита, гетита, гематита, иногда магнетита. Основным рудообразующим минералом карбонатных руд является сидерит. В состав силикатных руд входят железистые хлориты типа шамозита и тюрингита. Для осадочных руд железа типична оолитовая структура.

Осадочные экзогенные месторождения железа имеют огромное промышленное значение. Среди экзогенных месторождений железа наименьшее промышленное значение имеют россыпи (морские и прибрежные), железные шляпы и некоторые инфильтрационные месторождения.

Наиболее важным промышленным типом для железа является тип метаморфизованных месторождений. К ним относятся ранее сформировавшиеся, как правило, осадочные месторождения, впоследствии подвергшиеся процессам, происходящим вне зоны выветривания, где направление изменения макроструктуры и минералогического состава определяется температурой, давлением и влиянием химически активных реагентов. Преобразование осадочных железорудных месторождений в метаморфизованные заключается в распаде ранее существовавших минералов, молекулярной перегруппировке соединений с образованием новых, более устойчивых в измененных условиях минеральных ассоциациях.

Главным рудным минералом железистых кварцитов является магнетит, в приповерхностных частях месторождений встречается гематит, в зависимости от условий существования рудных масс мартит и мушкетовит. Преобладающей силикатной фазой является кварц. В значительно меньшем количестве наблюдаются сложные силикаты, состав которых определяется процессами метасамотоза на разных стадиях формирования железистых кварцитов.

Среднее содержание железа в рудах считается 45-50%, хотя встречаются рудные поля и с большим содержанием рудного компонента. Руды характеризуются важным для металлургического передела качеством, минимальным содержанием в их составе таких вредных примесей, как сера и фосфор.

Генетический тип руд железистых кварцитов встречается на всех континентах Земного шара. Месторождения представляют неисчерпаемые запасы руд, имеющих большое промышленное значение.

5.1.3. Требования промышленности к железорудному сырью

Минимальные требования промышленности к железным рудам исходят из содержания железа в них не менее 25-30%. Вредными примесями считаются сера, мышьяк и фосфор.

Кондиции на руды и концентраты, поступающие в плавку – различны для разных типов руд: содержание железа требуется для магнетитовых и гематитовых руд не менее 46-50%, для бурых железняков 37-45%, для сидеритовых в связи с их легкоплавкостью 30-35%.

Руды, не отвечающие этим требованиям, подвергаются обогащению магнитной сепарацией.

В отношении вредных примесей содержание серы в руде не должно превышать 0,25%, фосфора – 0,1-0,2%, мышьяка – 0,05-0,1%. При содержании серы выше допустимого предела руду обогащают. При правильном технологическом режиме окислительного обжига окатышей из серосодержащего железорудного концентрата сера выгорает полностью. При высоких содержаниях фосфора применяют особые методы плавки (томасовский, мартеновский с основной футеровкой печи), при которых фосфор уходит в шлак.

Ценными примесями в железных рудах являются: марганец, хром, никель, кобальт, ванадий.

Дата добавления: 2015-07-21