авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 26 |

«Administration of Tomsk Rigion   Ministry of Natural Resources and Ecology of the Russian Federation   Ministry of Education and Science of the Russian Federation   ...»

-- [ Страница 7 ] --

Минерагения герцинского этапа обусловлена, главным образом, рифтогенными (внутриплитными) постколлизионными процессами, а также островодужным и колли зионным магматизмом на активных континентальных окраинах. С этим этапом на тер ритории Забайкалья связано молибденовое (Жарчиха, Мало-Ойногорское), вольфрамо вое (Оланское) месторождения и тантало-ниобиевое (Сайвонинское, Муйское, Безы мянское, Биту-Джидинское, Утуликское и др.) проявления. С рифтогенными структу рами герцинского этапа связано формирование щелочных массивов с редкометалльной и редкоземельной минерализацией (Сыннырский и Бурпала) и массивов нефелинсо держащих пород (Мухальский), включающий крупное месторождение небокситового глиноземистого сырья.

Мезозойская (киммерийская) история геодинамического развития территории За байкалья связана с надвиганием Сибирского континента на структуры Монголо Охотского океанического бассейна. В результате проявления этих процессов оказалась перекрыта спрединговая зона этого бассейна и сформировались на окраине континента вдоль Монголо-Охотского линеамента овальные зоны «рассеянного» рифтогенеза и «распыленного» магматизма. Только на территории Забайкалья к настоящему времени выделено более двухсот рифтогенных впадин, сложенных разнообразными вулканиче скими и осадочными комплексами. Завершение мезозойского этапа развития региона выражено максимальным проявлением магматических пород и связанных с ними ме сторождений полезных ископаемых. В первую очередь следует отметить формирование в южных районах Западного Забайкалья протяженного пояса проявлений и месторож дений молибденовых и вольфрамовых руд, а также бериллиеносной и карбонатитовой провинций [4, 10]. С киммерийским этапом связаны промышленные концентрации бе риллия (Ауник, Ермаковское, Амандак, Оротское), молибдена, стронция и флюорита (Аршанское, Халютинское, Акитское). В это время сформировано профилирующее на территории Западного Забайкалья вольфрамовое (Холтосонское, Булуктаевское, Ин курское, Бом-Горхонское), молибденовое (Первомайское, Орекитканское) и медно молибденовое (Телемба, Кударинское) оруденение.

Приведенные в докладе новые фактические материалы по геодинамике и минера гении представляют собой научные основы формирования минерально-сырьевой базы Байкальского региона и сопредельных территорий, которые на современном уровне могут быть эффективно использованы при строительстве промышленных горно обогатительных комбинатов, а также при проведении поисково-оценочных работ как на ранее известных, так и на новых объектах.

Работа выполнена при финансовой поддержке Программы Президиума РАН (проект 27.3.) и РФФИ (проект №12-05-00223).

Литература 1. Булгатов А.Н., Гордиенко И.В., Зайцев П.Ф., Турунхаев В.И. Геодинамическая карта Байкальского региона и сопредельных территорий. Масштаб 1:2000000. – Улан-Удэ:

Геологический институт СО РАН, 2004. – CD ROM.

2. Гордиенко И. В. Геодинамическая эволюция поздних байкалид и палеозоид складча того обрамления юга Сибирской платформы // Геология и геофизика. – 2006. – Т. 47. – № 1. – С. 53–70.

3. Гордиенко И.В. Геодинамическая и металлогеническая эволюция Забайкалья в неоп ротерозое, палеозое и мезозое // Геология и минерагения Забайкалья: Сборник докладов и статей к научно-производственной конференции, посвященной 60-летию Федераль ного государственного унитарного геологического предприятия «Читагеолсъемка» (22– 23 апреля 2010 г.). – Чита, 2010. – С. 117–125.

4. Гордиенко И.В., Кузьмин М.И. Геодинамика и металлогения Монголо Забайкальского региона // Геология и геофизика. – 1999. – Т. 40. – № 11. – С. 1545–1562.

5. Гордиенко И.В., Булгатов А.Н., Руженцев С.В. и др. История развития Удино Витимской островодужной системы Забайкальского сектора Палеоазиатского океана в позднем рифее-палеозое // Геология и геофизика. – 2010. – Т. 51. – № 5. – С. 589–614.

6. Добрецов Н.Л. Эволюция структур Урала, Казахстана, Тянь-Шаня и Алтае-Саянской области в Урало-Монгольском складчатом поясе (Палеоазиатский океан) // Геология и геофизика. – 2003. – Т. 44. – № 1–2. – С. 5–27.

7. Жмодик С.М., Постников А.А., Буслов М.М., Миронов А.Г. Геодинамика Саяно Байкало-Муйского аккреционно-коллизионного пояса в неопротерозое-раннем палео зое, закономерности формирования и локализации благороднометалльного оруденения // Геология и геофизика. – 2006. – Т. 47. – № 1. – С. 183–197.

8. Нефедьев М.А. Объемная модель и оценка перспектив Озернинского рудного узла по геофизическим данным (Западное Забайкалье). – Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2009. – 184 с.

9. Орсоев Д.А., Мехоношин А.С., Бадмацыренова Р.А. Перспективы Северобайкаль ской никеленосной провинции на платиноиды // Платина России. Сборник научных трудов. – Красноярск: Изд-во «Знак», 2011. – Т. VII. – С. 275–279.

Рипп Г.С., Кобылкина О.В., Дорошкевич А.Г., Шаракшинов А.О. Позднемезозой 10.

ские карбонатиты Западного Забайкалья. – Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2000. – 230 с.

Хрусталев В.К. Благороднометалльная плитотектоническая минерагения Удино 11.

Витимской островодужной системы палеозоид Западного Забайкалья // Изв. Сиб. Отд.

секции наук о Земле РАЕН. – Иркутск, 2009. – № 1 (34). – С. 18–27.

12. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П. и др. Ранние стадии формирования Па лео-Азиатского океана: результаты геохронологических, изотопных и геохимических исследований позднерифейских и венд-кембрийских комплексов Центрально Азиатского складчатого пояса // Доклады АН. – 2006. – Т. 410. – № 5. – С. 657–662.

ЧЕТВЕРТИЧНАЯ ГЕОЛОГИЯ ЗАБАЙКАЛЬЯ (ОТ В.А. ОБРУЧЕВА ДО НАШИХ ДНЕЙ) Ф.И. Еникеев Институт природных ресурсов экологии и криологии, Чита, Россия E-mail: enikeev_geolog@mail.ru За период своей работы в Забайкалье, связанной со строительством Транссибир ской ж.д. магистрали, В.А. Обручев заложил основы по многим направлениям науки о Земле, включающим главным образом географию, геоморфологию, палеогеографию и геологическое строение Азиатского континента. Он непосредственно участвовал в ос воении обширных пространств Сибирского региона. Неоценим вклад выдающегося российско-советского ученого даже в самых узких частях широкого спектра проблем, поднятых и в значительной степени им решенных. В частности, это относится к исто рии становления рыхлых отложений Забайкалья.

Как известно, самое первое обобщение и систематизация материалов по страти графии кайнозоя Забайкальского региона, основанные главным образом на собствен ных наблюдениях, выполнены академиком В.А. Обручевым в 1929 году [10].

Им же составлена первая стратиграфическая схема четвертичных отложений За байкалья, на многие годы являвшаяся основной и оставшаяся базовой при совершенст вовании ее последующими исследованиями. В этой схеме выделены следующие воз растные и генетические подразделения (снизу вверх):

1. доледниковые речные, озерные, элювиальные и делювиальные отложения;

2. ледниковые образования первой (максимальной) эпохи оледенения (морены, водно-ледниковые, речные, озерные и др.);

3. межледниковые образования – отложения первой бореальной трансгрессии и тундровые на севере и северо-востоке, озерные, речные и другие на юге;

4. ледниковые образования второй эпохи оледенения (морены, водно ледниковые, речные, озерные и др.);

5. послеледниковые образования – отложения второй бореальной трансгрессии и тундровые (на севере и северо-востоке);

озерные, речные и другие на юге;

6. современные образования – элювий, делювий, морены современных ледников.

В последующие десятилетия различными исследователями последовательно со ставлены еще шесть региональных стратиграфических схем, которые отличались от первой более детальным расчленением доледниковых (неогеновых) отложений и в ко нечном итоге установлением четырех эпох оледенений в неоплейстоцене [3, 5].

По представлениям В.А. Обручева, максимальное оледенение в среднем плейсто цене занимало обширные территории среднегорья и высокогорья Забайкалья. Этот вы вод доминировал в его работах и продолжает преобладать во взглядах многих исследо вателей до настоящего времени. И это при превалирующем в то время мнении клима тологов и геологов о невозможности развития покровных оледенений в Сибири из-за малого количества твердых осадков и резкой континентальности климата [1, 7]. В по следующем возникали принципиальные отличия во взглядах отдельных специалистов, как на возрастные, так и генетические составляющие стратиграфических уровней, ус тановленных В.А. Обручевым.

К примеру, максимальным считали не первое среднеплейстоценовое, а первое позднеплейстоценовое оледенение [2, 6]. По нашему мнению, это связано со сложно стью идентификации некоторых отложений с ледниковыми образованиями. Кроме то го, находки морен на высоких уровнях рельефа позволяли выделять оледенение даже в позднем неогене [4]. Такой вывод обусловлен отсутствием представлений как о мас штабах оледенений, когда краевые образования значительно удалены от центров оле денения, так и о мощности ледовых тел, обуславливающей формирование ледниковых отложений на разных уровнях расчлененного рельефа.

Данные утверждения не нашли подтверждения при последующих исследованиях.

Очевидно, что составленная В.А. Обручевым стратиграфическая схема не потеря ла своей актуальности и органически вошла в легенды к современным геологическим картам Забайкалья.

Одним из основополагающих моментов для решения проблем стратиграфии рых лых отложений, палеогеографии второй половины неоплейстоцена и оценки темпов эндогенного и экзогенного преобразования рельефа послужили выводы В.А. Обручева о происхождении рельефообразующих песчаных массивов Забайкалья.

Песчаные массивы – наиболее интересные образования рыхлого чехла в Прибай калье, Южном и Центральном Забайкалье. Они фрагментарно распространены в доли нах крупных рек и на бортах межгорных впадин. Характерная особенность рельефооб разующих массивов – это приуроченность их преимущественно к склонам северной экспозиции. Интерес к этим образованиям, в общем-то, необычным для горной страны, каковой, в сущности, являются Забайкалье и Прибайкалье, возник у первых же иссле дователей, посетивших этот регион еще в XVIII в. (Д.E. Гмелин, 1754;

П.С. Паллас 1778;

В. Сиверс, 1796;

Л.А. Гагемейстер, 1854).

Серьезное внимание изучению мощных песчаных накоплений в системах рек Се ленги, Онона и Ингоды уделил В.А. Обручев [9, 10, 11]. Он связывал их образование с обширным послетретичным бассейном, занимающим большую часть отрицательных форм рельефа «Селенгинской Даурии» (Байкальский округ стока). Им впервые в году составлена палеогеографическая карта, на которой изображено озеро в бассейне реки Селенга с зеркалом по 1000-метровому гипсометрическому уровню [9]. «Послет ретичный водоем» занимает площадь от восточного побережья Байкала до группы Еравно-Арахлейских озер, расположенных в седловине глобального водораздела. Ос нованием для такого изображения палеоозера послужили как характер распространения рельефообразующих песчаных массивов, так и вскрытие при строительстве Трансси бирской железнодорожной магистрали песков озерного генезиса в седловине Яблоно вого хребта. В последующем С.С. Осадчий установил окончательные размеры озера от Байкала по долинам рек «Селенгинской Даурии» на восток [12]. Анализ распростране ния песчаных массивов в долинах Ингоды, Онона и Аргуни, включая северо-восточные территории КНР и Монголии, позволил нам распространить приледниковый водоем самаровского времени (QII2) на восточные пространства Забайкалья или на так назы ваемую ранее – территорию «Нерчинской Даурии» (Амурский округ стока) [3].

Сложность в установлении генезиса песчаных толщ обусловлена тем, что после своего возникновения они были подвержены воздействию всего комплекса элювиаль ных и денудационных процессов, оставивших свои отчетливые следы. Это способство вало возникновению широкого спектра взглядов на происхождение боровых песков:

эндогенный (тектонические кластиты), элювиальный, делювиально-эоловый, пролюви альный, аллювиально-пролювиальный, флювиогляциальный, солифлюкций долинный, озерный, озерно-флювиогляциальный, озерно-ледниковый, озерно-аллювиальный, ал лювиальный, эоловый и полигенетический. Подробный критический анализ этих пред ставлений приведен в нашей предыдущей работе [3].

Создается впечатление, что каждый исследователь, в какой-то мере касающийся вопросов формирования рельефообразующих песков, старается найти генетическое обоснование, еще не высказанное предыдущими испытателями природы. Вместе с тем, многие из них являются сторонниками комплексного происхождения этих образова ний, считая, что различные комбинации явлений, участвующих в седиментационном процессе, снимают большинство проблемных моментов. В то же время необходимо об ратить внимание, что подавляющее число специалистов являются сторонниками чисто озерных условий осадконакопления песчаных толщ.

Таким образом, выводы В.А. Обручева о формировании песчаных массивов в прибрежно-озерных условиях сохранили свою правоту в вековой истории изучения четвертичных отложений Забайкалья (рис.).

Риунок. Палеогеография самаровского оледенения Восточного Забайкалья 1 – ледники, 2 – изолинии поверхности ледника. Горы: 3 – выше снеговой границы, 4 –ниже снеговой границы;

5 – Забайкальское палеоозеро. Границы: 6 – административные, 7 – государственные Дальнейшие целенаправленные исследования положения тыловой закраины пес чаных массивов, проведенные нами в 1970–2001 годах, позволили установить макси мальный (1000–1020 м) и стабилизированный (880–900 м) уровни Забайкальского па леоозера. Их повсеместная высотная выдержанность, несмотря на контрастную пестро ту гравитационных минимумов и максимумов, когда любое региональное и глобальное тектоническое напряжение приводит к дифференцированным движениям тектониче ских блоков хрупкого и мозаичного тела кристаллических образований, слагающих ос новные поля юга Восточной Сибири, позволяет оценить темпы эндогенного преобразо вания земной поверхности.

Эндодинамика, соответствующая развитию рельефа Забайкалья за мезокайнозой ский этап (150–200 млн. лет), привела к возникновению основных положительных и отрицательных морфоструктур. В неотектонический этап (30–33 млн. лет) их коренная перестройка проявилась, главным образом, возникновением Байкальской рифтовой зо ны и оформлением Байкало-Станового нагорья.

Многие исследователи придерживаются взглядов об активизации тектонических процессов в среднем, позднем неоплейстоцене и даже голоцене и на остальной терри тории Забайкалья. Стали привычными утверждения о сотнях метров вертикальных подвижек земной коры за время самаровско-голоценового седиментационного эпизода (около 230 тыс. лет) [8]. Этим представлениям противостоят выдержанные на огромном пространстве максимальный и стабилизированные уровни тыловых (нагорных) закраин рельефообразующих песков. Отсюда следует основной вывод, что временной шаг в тыс. лет недостаточен для выявления на этой территории параметров эндогенной де формации земной поверхности.

Формирование в среднем неоплейстоцене боровых песков, в конечном итоге, по зволяет достоверно реконструировать уникальную палеогеографическую обстановку, не имеющую аналогов ни до, ни после самаровского времени. В этом отношении эпи зод образования Забайкальского палеоозера служит своего рода критерием событийной стратиграфии. Песчаные массивы Западного Забайкалья совместно с озерными осадка ми холбонской свиты (lim QIIhb) Восточного Забайкалья являются одним из конкретных временных маркеров для стратиграфического расчленения четвертичных отложений.

В заключении следует сказать, что выводы В.А. Обручева сохранили свою жиз ненность до настоящего времени. Они легли в основу дальнейшего развития взглядов на стратиграфию четвертичных отложений, выяснения темпов экзогенного и эндоген ного преобразования рельефа Забайкалья в четвертичный период, палеогеографических реконструкций, отвечающих наиболее характерным и контрастным эпизодам неоплейстоцена.

Литература 1. Воейков А.И. Климатические условия ледниковых явлений, настоящих и прошед ших // Зап. минералогич. Общества. – 1881. – Сер. 2. – Ч. 16. – С. 21–90.

2. Ендрихинский А.С. Последовательность основных геологических событий на тер ритории Южной Сибири в позднем плейстоцене и голоцене / Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири. – Новосибирск: Издательство «Наука», 1982. – С. 6–33.

3. Еникеев Ф.И., Старышко В.Е. Гляциальный морфогенез и россыпеобразование Восточного Забайкалья. – Чита: ЧитГУ, 2009. – 370 с.

4. Золотарев А.Г. Стратиграфия и палеогеографические условия формирования плио цен-четвертичных отложений центральной части Байкало-Патомского нагорья // Геоло гия и геофизика. – 1966. – № 11. – С. 34–39.

5. Карасев В.В. Кайнозой Забайкалья. – Чита: ФГУГП «Читагеолсъемка», 2002. – 128 с.

6. Лопатин Д.В. Геоморфология восточной части Байкальской рифтовой зоны. Ново сибирск: Издательство «Наука», 1972. – 115 с.

7. Мейстер А.К. Средневитимская горная страна // Геологические исследования в зо лотоносных областях Сибири. Ленский район. – Вып.7. Пг.. – 1910. – С.1–37.

8. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья / под ред. Н.А. Флоренсова. – М.: Издательство «Наука», 1974. – 359 с.

9. Обручев В.А. Геологические исследования и разведочные работы по линии Сибир ской железной дороги. – Выпуск XXII-й. – Часть 1. – С-Пб.: типография М. Стасюлеви ча, Вас. Остр., 5 лин., 28, 1914. – 803 с.

10. Обручев В.А. Селенгинская Даурия. Орографический и геологический очерк. – Л.:

Издательство Троицкосавск. отд. РГО, 1929. – 209 с.

11. Обручев В.А. Геология Сибири. – Том Ш. Мезозой и кайнозой. – М.-Л.: Издатель ство АН СССР, 1938. – 1357 с.

12. Осадчий С.С. Следы максимальной трансгрессии Байкала // География и природ ные ресурсы. – 1995. – № 1. – С. 179–189.

ОСОБЕННОСТИ РЕАЛИЗАЦИИ АЛГОРИТМА ОБРАТНЫХ РАССТОЯНИЙ НА ГРАФИЧЕСКОМ ПРОЦЕССОРЕ Д.И. Ерёмин, Ю.А. Понятов, Н.И. Ягфарова Институт космической техники и технологий, Алматы, Казахстан E-mail: nadiya1006@gmail.com Пространственная интерполяция является одной из основных задач в горно геологическом программном обеспечении: ограниченное число точек данных исполь зуется для определения остальных неизвестных величин. Основы детерминированных и геостатистических алгоритмов интерполяции хорошо изучены и оптимизированы для применения в географических информационных системах с использованием нынешне го состояния современных аппаратных средств.

Появившиеся возможности новых информационных технологий и современной электронной компонентной базы позволяют на более высоком качественном и количе ственном уровне проводить моделирование месторождений полезных ископаемых. Ис пользование технологии параллельных вычислений для моделирования месторождений полезных ископаемых может дать значительный экономический эффект за счет значи тельного повышения скорости и как следствие точности модели структуры залегания полезных ископаемых. Аппаратными средствами в данном случае являются програм мируемые GPU (graphics processing unit – графический процессор) и полученные спе цификации моделей программирования, такие как CUDA и OpenCL. [1] В имитационном моделировании месторождений твердых полезных ископаемых можно выделить три основные класса методов моделирования, отличающиеся разными математическими подходами: полигональный метод или метод ближайшего соседа, ме тод обратных взвешенных расстояний и метод кригинга. Одним из самых распростра ненных методов, на сегодняшний день, является метод обратных взвешенных расстояний.

Метод обратных взвешенных расстояний предполагает, что влияние проб умень шается по мере удаления от местоположения рассматриваемого блока блочной модели месторождения. Влияние значения проб блочной модели на значение рассматриваемого блока регулируется единственным параметром алгоритма обратных взвешенных рас стояний, который основывается на расстоянии до рассматриваемой пробы [2]. Чем больше значение параметра p (формула 1.2), тем выше влияние ближайших проб. Это происходит в связи с тем, что при увеличении значения параметра, рассматриваемые блоки блочной модели месторождения начинают приближаться к значению ближайшей контрольной пробы. Более низкое значение параметра дает больше влияния окружаю щим пробам блочной модели месторождения, которые находятся дальше, что приводит к более сглаженной поверхности.

Интерполяция методом обратных взвешенных расстояний определяют по формуле1.

(1) X – содержание рассматриваемого блока блочной модели;

где X – рассчитываемые веса проб, определяется по формуле 2.

                   (2) , X производится нахождением обратного рас Расчет веса перебираемой пробы стояние до рассматриваемого блока, возведенное в заданную степень p (формула 2). [3].

На основе выше описанных формул был разработан алгоритм моделирования ме сторождений твердых полезных ископаемых методом обратных взвешенных расстоя ний на основе технологии параллельных вычислений CUDA.

Алгоритм обратных взвешенных расстояний на GPU (рисунок 1) не требует зави симости обработки одного блока блочной модели месторождения от обработки другого блока блочной модели. Параллельная обработка каждого блока блочной модели место рождения на GPU убирает необходимость последовательного перебора блоков, тем са мым происходит серьезный прирост производительности.

    Рис. 1. Алгоритм обратных взвешенных расстояний на GPU   164    Особенностью расчетов на графическом процессоре является распределение дан ных расчета по видеокартам и наличие очереди обработки блоков модели месторожде ния, обеспечивающей максимальную загрузку видеоускорителя. Для реализации этой возможности был разработан алгоритм распределения расчета блочной модели месторож дения по частям на несколько видеоускорителей. Алгоритм состоит из следующих этапов:

– выбирается количество и тип используемых видеоускорителей;

– определяется характеристика видеоускорителя (размерность сетки, размерность блока, т.е. количество потоков, которые могут быть обработаны в одном блоке CUDA);

– осуществляется проверка способности обрабатывать поступивший объем дан ных. В случае, если объем данных месторождения превышает количество доступной памяти видеоускорителя, месторождение разбивается на части, которые видеоускори тель может обработать, при этом расчеты носят итеративный характер;

– количество блоков блочной модели месторождения делится на количество по токов, которые может обработать один блок CUDA, таким образом, определяется коли чество блоков CUDA, которые необходимо рассчитать;

– осуществляется расчет блоков модели месторождения полигональным методом.

Алгоритм распределения данных блочной модели месторождения для расчета на GPU показан на рисунке 2.

Начало КББМ / n = КБCUDA + остаток КБCUDA / k = КИБCUDA (k) + КБCUDA вне k ККCCUDACUDAКБ КИБCUDA Расчет по измерениям КБCUDA вне k Расчет блоков, не вошедших в измерения КБ вне БCUDA Расчет блоков, не вошедших в блоки CUDA Конец Рис. 2. Алгоритм распределения данных блочной модели месторождения для расчета на CUDA 1. количество блоков блочной модели (КББМ) делим на n (максимальное количе ство потоков в одном блоке CUDA). Получаем 2 числа: количество блоков CUDA и ко личество блоков блочной модели, не вошедших в блоки CUDA;

2. количество блоков CUDA делим на k (максимальное количество блоков, кото рые могут разместиться в блочном пространстве CUDA). Получаем: количество изме рений по k и количество блоков CUDA, не вошедших в размерность k;

3. если количество измерений больше нуля, то переходим на 4, иначе переходим на 5;

4. выполняем расчет по измерениям, то есть обрабатываем те блоки, которые во шли в это измерение;

5. если количество блоков, не вошедших в измерение, больше нуля, переходим на 6, иначе переходим на 7;

6. выполняем расчет блоков, не вошедших в кратность k;

7. если количество блоков, не вошедших в блоки CUDA больше нуля, переходим на 8, иначе переходим на конец;

8. выполняем расчет блоков, не вошедших в блоки CUDA.

Таким образом, обработка всего месторождения производится посредством фор мирования очереди обращений к видеоускорителю. Для расчета изначально видеоуско рителю передается объем данных кратных k, далее передается остаток данных в диапа зоне менее k, входящих в блоки CUDA, и остаток данных от деления на n.

В рамках тестирования разработанного алгоритма моделирования месторождений твердых полезных ископаемых методом обратных расстояний на GPU были проведены серии экспериментальных расчетов блочной модели. Среднее время расчетов на раз личном аппаратном обеспечении приведено в таблице 1.

В качестве исходных данных для экспериментальных расчетов были приняты:

количество расчетов в одной серии10;

размер блочной модели месторождения 6 миллионов блоков;

количество выработок (скважин) 300.

Таблица Среднее время расчета блочной модели Среднее время расчета (мс) Центральный Количество Степень взвешивания проб № процессор потоков Степень взве- Степень взвеши- Степень взве шивания 1 вания 2 шивания 1. 2 1098,8698 1274,9365 1157, 2. 4 554,6795 645,9866 587, Intel Xeon E5 3. 8 340,8346 383,152 375, 4. 16 282,3987 300,511 285, Графический Количество Степень взве- Степень взвеши- Степень взве 5.

процессор видеокарт шивания 1 вания 2 шивания 6.

Nvidia Quadro 7. 1 155,18 202,9743 202, Nvidia Quadro 8. 2 77,6154 101,5329 101, Nvidia Tesla 9. 1 35,7107 53,288 53, C Nvidia Tesla 10. 2 18,6408 26,9064 26, C Nvidia GeForce 11. 1 10,9805 12,7878 12, GTX Nvidia GeForce 12. 2 5,5738 6,5091 6, GTX Полученные результаты показали, что реализация алгоритмов моделирования ме сторождений полезных ископаемых на GPU, на основе технологии параллельных вы числений CUDA, дают возможность значительно ускорить процесс расчета блочной модели месторождения. При этом было выявлено, что увеличение количества исполь зуемых устройств способствует линейному увеличению производительности вычисле ний, что свидетельствует о том, что технология параллельных вычислений CUDA хо рошо масштабируется и подходит для моделирования месторождений твердых полез ных ископаемых любого размера.

Литература 1. Katharina Hennebhl, Marius Appel, Edzer Pebesma. Spatial interpolation in massively parallel computing environments. – Mnster, 2011.

2. А.Н. Петин, П.В. Васильев. Геоинформатика в рациональном недропользовании. – Белгород, 2011. – 101 с.

3. Интернет ресурс//Inverse distance weighting // http://en.wikipedia.org/wiki/Inverse_distance_weighting О НЕКОТОРЫХ ПЕРСПЕКТИВАХ ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ПРИРОДНЫХ ЦЕОЛИТОВ ЗАБАЙКАЛЬЯ О.В. Ерёмин, Г.А. Юргенсон Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН, Чита, Россия E-mail: yeroleg@yandex.ru Природные цеолиты представляют сравнительно новый вид полезных ископае мых, активное использование которых – дело недалёкого будущего. В настоящее время для нужд промышленности в основном применяют искусственные цеолиты, выгодно отличающиеся от природных минералов чистотой стехиометрического состава и отно сительной простотой неорганического синтеза, однако они более дорогие по себестои мости. Основная проблема недостаточного использования природных минералов за ключается в трудности процессов разделения цеолитов как между собой (часто это изоморфные смеси), так и от парагенетически связанных минералов (полевые шпаты, кварц, слоистые силикаты и др.). В технологиях обогащения цеолитсодержащих пород эффективными являются электромагнитные методы [10].

В Забайкальском крае сосредоточено около 80 % разведанных запасов природных цеолитов России [9]. Основные месторождения [3] приурочены к проявлениям преоб разованных процессами диагенеза и гидротермальных преобразований вулканитов позднемезозойского возраста.

Забайкальские цеолитсодержащие породы нашли применение в сельском хозяй стве [2], ветеринарии, медицине [5], экспериментальном производстве строительных пеноматериалов, в процессах очистки природных и сточных вод [7]. Тем не менее, воз можности использования цеолитового сырья гораздо шире. В этом отношении важным является возможность рационального использования тех или иных цеолитов и цеолит содержащих горных пород. Например, цеолитизированные риолитовые туфы крупней шего Шивыртуйского месторождения представляют собой уникальный парагенезис клиноптилолита и монтмориллонита. Оба эти минерала обладают высокой сорбцион ной и ионообменной способностями, которые возрастают в результате их совместного синергетического действия. Термодинамические расчёты с учётом химического состава шивыртуйских туфов показали равновесное состояние между цеолитами и смектитами.

В этом случае вопрос о целесообразности их разделения или возможном совместном использовании является актуальным. Например, в хирургической практике применение собственно туфа показало большую эффективность, чем использование составляющих породу цеолита или монтмориллонита по отдельности [5]. Шивыртуйские цеолитсо держащие горные породы характеризуются скрытокристаллическим строением мине ралов и минеральных агрегатов, отличающимися листоватыми или толстотаблитчаты ми формами индивидов. Это делает материал безопасным при приёме внутрь организма и представляет возможности создания лекарственных композиций, основанных, на пример, на биологически-активных веществах, внедрённых в каркас цеолитов [4, 6].

Основной проблемой широкого применения цеолитов в медицине является отсутствие фармакопейной статьи на цеолиты и цеолитовые породы В горнорудном производстве представляется перспективным применение цеоли товых пород не только для очистки, но и возможной добычи редких элементов из карь ерных вод [8]. Этот вопрос требует дополнительного изучения. Например, можно предположить, что для извлечения из техногенных растворов «маленьких» ионов (Li, Be) в структуру цеолитового каркаса эффективными будут минералы с небольшими размерами пор и каналов (натролит, анальцим), для «больших» катионов (Tl, Cs) – цео литы с большими размерами полостей (шабазит, фоязит) [1]. Ресурсы шабазитов в крае достаточно представительны и связаны в основном с миндалекаменными базальтами.

Работа поддержана РФФИ и Правительством Забайкальского края (проект № 11-05-98065-р_Сибирь_а).

Литература 1. Бакакин В.В., Серёткин Ю.В. Унифицированные формульные и объемные характери стики в сравнительной кристаллохимии природных цеолитов // Журнал Структурной Химии. – 2009. – Т. 50. – 123–130.

2. Зонхоева Э.Л. Комплексное использование цеолитсодержащего сырья // Безопасность жизнедеятельности. – 2010. – № 6. – С. 36–39.

3. Павленко Ю.В. Цеолитовые месторождения Восточного Забайкалья. – Чита: Изд-во ЧитГУ, 2000. – 101с.

4. Паничев Л.М. Природные минеральные ионообменники – регуляторы ионного равно весия в организме животных-литофагов // ДАН, 1987. – Т. 292. – № 4. – С. 1015–1019.

5. Паничев Л.М., Богомолов Н.И., Бгатов Н.П., Силкин С.П., Гульков А.Н. Цеолиты в хирургии. – Владивосток: Изд-во ДВГТУ, 2004. – 120 с.

6. Природные цеолиты в социальной сфере и охране окружающей среды. // Cб. научн.

тр. ВАСХНИЛ. Сиб. Отд-е КемНИИСХ. Новосибирск, 1990. – 88 с.

7. Санжанова С.С., Зонхоева Э.Л. Очистка рудничных вод от тяжёлых металлов неорга ническими сорбентами // Минералогия и геохимия ландшафта горнорудных территорий.

Современное минералообразование: Труды IV Всероссийского симпозиума и X Всерос сийских чтений памяти акад. А.Е.Ферсмана 5–8 ноября 2012 г. Чита, Россия. – Чита:

Изд-во Поиск, 2012, – С. 87–90.

8. Эпова Е.С., Ерёмин О.В., Филенко Р.А., Юргенсон Г. А. Изучение комплексной сорб ции в системе геотехногенные растворы – цеолитовые породы // Химия в интересах ус тойчивого развития. – 2013. – № 21. – С. 207–210.

9. Юргенсон Г.А. Минеральное сырьё Забайкалья: Учебное пособие. Часть II. Неметал лическое сырьё. Книга 1. Топливно-энергетическое, горно-химическое и горно техническое сырьё. – Чита: Изд-во «Поиск», 2009. – 308 с.

10. Yusupov T.S., Shumskaya L.G., Kirillova Ye.A State and perspectives of natural zeo lite beneficiation // Journal of Mining Science. – 2000. – V 36. – № 3. – P. 299–304.

СТРУКТУРНАЯ ПОЗИЦИЯ КОМСОМОЛЬСКОЙ ПЛОЩАДИ ОРТОН-БАЛЫКСИНСКОГО ЗОЛОТОНОСНОГО РАЙОНА ПО МАТЕРИАЛАМ КОСМИЧЕСКИХ СЪЕМОК 1 1 1 2 В.Г. Житков, А.А. Поцелуев, Ю.С. Ананьев, В.К. Кондрин, Е.А. Белоножко 1 Томский политехнический университет, ООО «Геология Сибири»

vlgitkov@yandex.ru Большая часть Федоровско-Магызы-Калтасской структурно-металлогенической золоторудной зоны находится на территории Республики Хакасии (Аскизский район), меньшая – в Кемеровской области (Междуреченский район). Она имеет, при дугооб разной форме, протяженность 80 км и площадь около 410 км2. Южную, большую часть зоны, занимает Федоровско-Кедровское рудное поле, входящее в Ортон-Федоровский рудный район, до настоящего времени известный в литературе как Ортон Балыксинский золоторудный-россыпной район. К нему с севера примыкает впервые выделяемое Калтас-Балыксинское рудное поле, заключенное в Анзасско-Балыксинской тектонической зоне, узкой полосой протягивающейся вдоль р. Томи.

В пределах Ортон-Федоровского рудного района (бассейны рек Федоровка, Ор тон, Веселая, Кедровка, Магызы) располагаются рудные поля – Федоровское (верховья реки Федоровки), Кедровское (бассейн р. Веселая), Магызинское (бассейн реки Магызы) и богатые россыпи с крупным золотом, в настоящее время большей частью отработанные.

Положение золотоносных районов и рудных узлов в структурах восточного скло на Кузнецкого Алатау, металлогения и описание известных главнейших месторожде ний золота этого региона наиболее полно отражены в трудах ЦНИГРИ [3, 4] и Ю.Г.

Щербакова [6], а с позиции тектоники плит – в монографии Л.В. Алабина и Ю.А. Ка линина [1]. Согласно указанным работам Ортон-Федоровский рудный район приурочен к Ортонскому тектоническому блоку океанической Мартайгинско-Верхнелебедской структурно-формационной зоны (СФЗ), заложенной в верхнем рифее-кембрии. Субши ротные дизъюнктивы, оперяющие Кузнецко-Алатаусский разлом и делящие Кузнецкий Алатау на поперечные блоки, представляли собой в кембрии трансформные разломы.

Комсомольская площадь по тектоническому положению находится в зоне сочле нения двух разновозрастных структурных комплексов – каледонского и герцинского.

Основой для составления структурных схем площади послужили материалы спек трозональных съемок Landsat ETM+ (обзорный уровень) и ALOS (детальный уровень).

В качестве дополнительных источников информации использованы цифровые модели рельефа по данным радарных съемок SRTM.

Целевым назначением работ по дешифрированию материалов спектрозональных космических съемок явилось уточнение геологического строения и составление космо структурной схемы Комсомольской площади Ортон-Федоровского золотоносного рай она. В ходе исследований решались задачи по выделению и прослеживанию главных структурных рудоконтролирующих факторов золотого оруденения.

Принципиальная схема работ состояла из нескольких основных блоков [5]:

формирование массива исходных данных;

обработка и дешифрирование исходных растровых изображений с использова нием алгоритмов классификации, процедур улучшения, комплекса методов фильтрации и передискретизации изображения;

создание и обработка синтезированного изображения мультиспектральных снимков;

создание производных растровых изображений с использованием «алгебры карт»;

корреляционный анализ синтезированных изображений.

Интерпретация полученных данных проводилась с использованием материалов по геологическому строению района.

На первом этапе проводилось изучение региональных закономерностей размеще ния рудного поля по результатам обработки и дешифрирования материалов космиче ской съемки Landsat ETM+. На втором этапе изучались закономерности размещения рудных зон по результатам обработки и дешифрирования материалов космической сис темы ALOS.

Методика исследований включала проведение дешифрирования в различных масштабах – от регионального к детальному. Такой подход позволяет установить круп ные системы на первом этапе, выявить их взаимоотношения и в дальнейшем опреде лить особенности их строения и развития [2, 5].

Положение Комсомольской площади в региональных структурах, полученное в результате дешифрирования материалов космических съемок системами Landsat ETM+ и ALOS, приведено на рис. 1.

Исследования показали, что в пределах изученной площади отчетливо проявлены структуры линейной и кольцевой (дуговой) морфологии. Основная в металлогениче ском отношении структурно-тектоническая зона имеет северо-восточное простирание с азимутами около 50° в северо-восточной ее части и около 30° в юго-западной. Измене ние направления структуры на более меридиональное происходит в районе реки Ба лыкса. Мощность данной тектонической зоны достигает 70 км. Она имеет сложное внутреннее строение, которое можно охарактеризовать как линзовидно-свилеватое. Да ная шовная зона названа нами Главной. По своей морфологии эта зона отвечает мезо зональному типу структур (среднеглубинные, среднетемпературные). У данного типа тектонических систем наиболее ярко проявляется фрактальный характер (подобие на всех иерархических уровнях) строения и развития, что находит свое отражение и в морфологических особенностях. Размеры тектонических линз-свилей, составляющих Главную зону, лежат в пределах (по короткой оси) от 30 км до десятков метров. Соот ношение длинной и короткой осей линз в среднем составляет 1:3. Линзы разграничены тектоническими швами мощностью от первых метров до километра. Линзовидные участки представляют собой относительно более стабильные блоки с точки зрения ди намометаморфизма и могут рассматриваться как области относительного растяжения.

Межблочные швы, таким образом, могут представлять собой зоны относительного сжатия. В центральных частях линзовидных блоков нередко располагаются изометрич ные и линзовидные тела изверженных пород, в то время как дайковые пояса, относя щиеся к данной структурно-тектонической ассоциации, обычно локализуются в меж блоковых швах.

В металлогеническом отношении в строении подобного рода шовных зон отмеча ется закономерность, выражающаяся в том, что золоторудные объекты концентриру ются вблизи одной из границ. В нашем случае, Федоровская зона расположена вблизи юго-восточного фланга Главной шовной зоны.

В региональном плане в полосе влияния Главной шовной зоны расположены группы различных месторождений золота и других полезных ископаемых, а в северо восточном направлении она отчетливо фиксируется в структурах Батеневского кряжа, контролирующих положение крупнейшего Сорского Cu-Mo с благородными металлами и рением месторождения порфирового типа. Региональный характер развития, мас штабная и разнообразная минерагения, включающая широкий спектр месторождений, в том числе с установленными признаками участия мантийного вещества в их формиро вании свидетельствуют о глубинном сквозькоровом характере Главной шовной зоны и ее длительном многоэтапном геологическом развитии.

Рис. 1. Региональная структурная схема района Комсомольской площади на подложке цифровой модели рельефа 1) Главная шовная зона;

2) Северо-западная зона разрывных нарушений: 2.1 – девонский гра бен;

2.2 – Центральный разлом;

2.3 – Юго-западная система разрывных нарушений;

3–4) основные кольцевые структуры. Красный контур – Комсомольская площадь Второй по значению, после Главной шовной зоны, является Северо-Западная ре гиональная разрывная структура, в которую объединяются частные крупные линеамен ты север-северо-западного и субмеридионального простирания. Общая ширина данной структуры достигает 87 км, и сложена она тремя основными швами: девонским грабе ном (вдоль р. Балыксу) на северо-востоке, субмеридиональным Центральным разломом и Юго-Западной системой разрывных нарушений. Все три структуры объединены в од ну тектоноструктуру по той причине, что они представляют собой левосдвиговую сис тему, с перемещением внешнего северо-восточного блока на северо-запад, а внешнего юго-западного – на северо-восток.

Нарушения других направлений, в частности, субшироные, мощных зон не обра зуют и, вероятнее всего, являются наиболее молодыми хрупкими структурами.

Относительно крупные кольцевые структуры имеют размеры от 4,5 до 60 км в диаметре. Наиболее крупной кольцевой объект (рис. 1, № 3) расположен к востоку северо-востоку от Комсомольской площади. Эта уникальная для района концентриче ская структура с радиусом более 70 км с развитой системой радиальных линеаментов, имеет выраженный тектоно-плутоногенный характер.

В пределах Главной шовной зоны центры кольцевых структур тяготеют к пригра ничным областям. Комсомольская площадь и вся Федоровская зона лежат в пределах крупной кольцевой структуры (рис. 1, № 4). Внутреннее кольцо структруры имеет диа метр 30 км, а внешнее – около 55 км.

При детальных исследованиях Космомольской площади, по результатам дешифри рования космической съемки ALOS, откартирован ряд относительно крупных интрузив ных и субвулканических тел, уточнены границы и местоположение известных объектов.

Крупные тела основного состава кундустуюльского комплекса закартированы в центральной и юго-восточной частях площади (рис. 2). Следует отметить несколько основных моментов структурно-тектонического характера:

магматические тела, особенно крупные, разбиты многочисленными наруше 1) ниями различной ориентировки, проявленными и во вмещающих породах;

контакты тел с вмещающими породами зачастую тектонические. Горизон 2) тальные амплитуды смещения границ субвулканических тел колеблются от первых метров до 700 м;

основные (в металлогеническом отношении) зоны северо-восточных нару 3) шений, мощностью до нескольких десятков метров, нередко пересекают субвулканиче ские массивы. Это может свидетельствовать о том, что в этих зонах породы внутри массивов могут быть рассланцованы и превращены в милониты зеленосланцевой фа ции метаморфизма (типа черных сланцев, очковых милонитов псевдотуфого облика и т.п.). В них можно ожидать рудную минерализацию в виде отдельных непротяженных жил, либо штокверков линейного типа.

В юго-западной части площади группа близко расположенных зон динамомета морфизма, имеющих северо-восточное простирание, разделяет тело основного состава на ряд линзовидных блоков, вследствие чего оно приобретает вид серии дайковых объ ектов. Однако, этой группе «даек» соответствует комплекс телескопированных кольце вых структур, что, на наш взгляд, свидетельствует о существовании здесь первично единого субвулканического тела.

Отдешифрирована крупная полукольцевая структура с центром, расположенным в центральной части территории, диаметром около 9 км. Внутреннюю (центральную) часть данной структуры слагает относительно крупное тело кундустуюльского ком плекса, а по периферии размещены более мелкие тела той же ассоциации, обрамленные с севера гранитоидами. Такое закономерное расположение магматических тел, по видимому, может являться свидетельством общего глубинного очага.

Тела гранитоидов расположены в северо-западной части района исследований.

Контакты их так же нередко тектонические и отражают блоковое строение массивов. В то же время, мощных зон динамометаморфизма в гранитоидах не отмечается. Для них характерны хрупкие деформации. Сопоставление данных крупно- и мелкомасштабного дешифрирования дает основание предполагать, что тела гранитоидов представляют со бой ядерные (жесткие) блоки тектонических линз, входящих в состав Главной зоны.

Положение гранитоидов фиксируется системой телескопированных кольцевых структур, диаметром от сотен метров до 5 км.

Дайковые тела северо-западного простирания залегают в пределах зон линеамен тов того же направления и дешифрируются как во вмещающих метаморфизованных толщах, так и в пределах субвулканических тел кундустуюльского комплекса.

Рис. 2. Космоструктурная схема Комсомольской площади потенциально рудоносные зоны;

2) разрывные нарушения;

3) дайковые тела;

4) кольце 1) вые и дуговые структуры;

5) гранитоидные интрузии;

6) субвулканические тела кундустуюль ского комплекса;

7) западно-сибирская свита;

8) мрасская свита Рудоносные структуры Комсомольской площади имеют северо-восточное про стирание и представляют собой линейные зоны пластических деформаций, образую щие в плане линзовидный рисунок, характерный для Главной зоны в целом (рис. 2).

Крупные линзы достигают 5 км по короткой оси и их центральные части, как правило, сложены субвулканическими образованиями кундустуюльского комплекса. Внутреннее строение рудоносных зон также является линзовидно-блоковым с размером линз в пер вые десятки – сотни метров по короткой оси. Данные структуры представляют собой линейные участки повышенного динамометаморфизма, метасоматических изменений березитового типа, линейно-штокверкового прожилкования, с присутствием стержне вых кварцевых и кварц-карбонатных жил с бонанцевым распределением золота.

Проведенные исследования позволили установить структурные региональную по зицию Комсомольской площади и выявить особенности ее внутреннего тектонического строения и структурные факторы контроля золотого оруденения.

Литература 1. Алабин Л.В., Калинин Ю.А. Металлогения золота Кузнецкого Алатау. – Новоси бирск: СО РАН, 1999. – 236 с.

2. Аэрокосмические методы геологических исследований / под ред. А.В. Перцова. – СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2000. – 316 с.

3. Беневольский Б.И., Кривцов А.И. Долгосрочная стратегия геологоразведочных ра бот на золото / Минеральные ресурсы России. Экономика и управление. 2004. Специ альный выпуск «Драгоценные металлы». – С. 8–13.

4. Конышев В.О., Савостьянов Е.В., Власов Г.Н. Оценка сырьевой базы крупнообъ емного месторождения Федоровское-1 и перспективы развития золотодобычи из окис ленных и первичных руд. / Отдельные статьи информационно-аналитического бюллетеня. – Издательство Московского Государственного горного университета, Москва: 2003. – 32 с.

5. Поцелуев А.А., Ананьев Ю.С., Житков В.Г., Назаров В.Н., Кузнецов А.С. Дистан ционные методы геологических исследований, прогнозирования и поиска полезных ис копаемых (на примере Рудного Алтая). – Томск: STT, 2007. – 228 с.

6. Щербаков Ю.Г., Рослякова Н.В., Колпаков В.В. Федоровское месторождение золо та и перспективы золотоносности Южно-Сибирской рудной провинции (Горная Шо рия) // Геология и геофизика. – 2003. – Т. 44.– № 10. – С. 979–992.

МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ЗОЛОТЫХ РУД (ЕНИСЕЙСКИЙ КРЯЖ) А.А. Журавлева, В.И. Стреляев Национальный исследовательский Томский государственный университет, Россия E-mail: strelyaevggf@tsu.ru Филлитовые толщи на углеродсодержащем и сульфидсодержащем субстрате, в которых локализованы золотые руды, структурно залегают в зоне сочленения в форме структурного носа, именуемого Ильинским, в юго-восточном окончании Татарского антиклинория Енисейского кряжа, на контакте с Ангаро-Питской моноклиналью. По возрасту описываемые образования относятся к протерозою и имеют суммарную мощ ность свыше 5500 м. Простирание описываемых пород почти меридиональное, их по гружение составляет от 60 до 30° на юго-восток. Нами установлено, что филлиты трас сируют электроэнергетические уровни одноименных полей в порядке времени образо вания вмещающих руды сегментных структур: пенченгинский – PR1(1900 млн. лет), кординский – R1 (1600 млн. лет) и горбилокско-удерейский – (1300 млн. лет [1]).

На первый взгляд, филлитовые толщи на выделяемых субстратах различных сег ментов внешне мало чем различаются друг от друга. Чаще всего они трактуются как измененные вторичными процессами терригенные породы, которые входят в единый т.н. сухопитский сланцевый комплекс. В условиях постоянно меняющегося древнего климата и площадного преобразования, чаще всего в обстановках периодического окисления и химического выветривания, филлиты якобы сформировали закономерный ряд проявлений благородных металлов, цепочку их экзогенных производных, отли чающихся тем или иным уровнем гетерогенной продуктивности [2].

В своих исследованиях авторы применили метод твердотельного упорядочения диэлектриков (ТУД). Суть его состоит в том, что диэлектрические ионы твердых рас творов (в составе филлитов) обладают дискретными обменными силами и что эти силы играют определяющую величину энергий (W), зависящих от расстояний между взаи модействующими ионами отдельных энергетических природных полей, обладающих спонтанной проводимостью.

При естественном совместном однонаправленном действии электрического и теп лового полей возникает преимущественная ориентация с увеличением значений энер гии активации собственной проводимости (Wэв). Авторами выявлено, что упорядо ченная поляризация, на фоне локальных динамических обменных колебаний, в целом определяется уменьшением-увеличением расстояний с вариациями сил ТУД. Величины этих энергий плавно снижаются при геодинамических условиях омоложения плюмажа.

Единой мерой поляризации описываемых полей ТУД являются обменные силы [3]. Эти силы, как показали исследования, направлены вдоль оси упорядочения поляризации и стремятся переместить диполи типа ЭУ-R2 в область больших значений активности об менных низкотемпературных полей типа ЭУ-PR1. В нашем случае, это явление будет ориентировано в обратном направлении, т.е. от висячего к лежачему боку Ильинского структурного носа. В самый начальный этап главными движителями при формирова нии твердотельного упорядочения диэлектриков являются твердокристаллические примесные включения в филлитах различных уровней с меняющейся силовой энергией квантовой () механической природы (W). Это – широко развитые кремний(W=1,2), мышьяк (W=1,1), сурьма (W=0,12), их химические соединения – монады, диады и триады [3].

Таблица Пример зонального распределения интерметаллидов золота Ильинского струк турного носа юго-восточного сегмента Татарского антиклинория Енисейского кряжа в геодинамических обстановках ТУД Энергетические уровни (ЭУ) и роль ионной проводимости W, эв Золото, (о.


е.) филлитов(1-9) «С». Пенченгинский ЭУ- PR1 (1900млн. лет) 1. Филлиты с максимальной W, эв 8,5 2.Филлиты с переходной W, эв 6,8 3.Филлиты со слабой W, эв 0,65 «ИС». Кординский ЭУ - R1 (1600 млн. лет) 4. Филлиты с максимальной W, эв 4,6 5.Филлиты с переходной W, эв 1,17 6.Филлиты со слабой W, эв 1,13 «И». Горбилокско- удерейский ЭУ- R2 (1300 млн. лет) 7. Филлиты с максимальной W, эв 4,25 8.Филлиты с переходной W, эв 1,36 9.Филлиты со слабой W, эв 0,9 Группировки примесей с различными энергиями активации собственных обмен ных сил, дискретных расстояний, структурного расположения и т.п., как показали рас четы, вносят существенные корректировки в «весомость» аномальных полей различных энергетических уровней («разбавление» при высоких температурах, наоборот, их «коллективизм» и больший потенциал притяжения зарядов Au при очень низких тем пературах на относительно «сжатых расстояниях»). К примеру, примеси мышьяка в кремнии повышают «сжатость» обменных расстояний до 10 о.е., а местами и более раз.

Исследования показали, что примесная проводимость переходит в густую ионную «об лачность» (таблица), с добавлением углерода (W=5,2), серы (W=2,5), их химических соединений в форме монад, диад и триад.

Такой нетривиальный подход дает возможность интерпретировать формирование упорядочения ТУД как самих филлитов, так и золотых руд, локализуемых в них. В едином латентном ряду крайними членами являются, с одной стороны, пластовые про явления золото-сульфидной генерации с эмульсионным упорным золотом в филлитах «истока» («И»), в промежутке – проявления переходной («ИС») градации и, наконец, золото-кварцевой углеродистой с серой генерации с видимым золотом в филлитах «стока» («С») с максимальным твердотельным упорядочением диэлектриков лежачих блоков с низкими температурами с относительно сжатыми ионными расстояниями и густыми ионными облачностями.

Таким образом, естественное пространственное соотношение упорядоченной по ляризации твердых растворов является функцией и расстояний горизонтального ла тентного дрейфа определенных составов, и смещений температурных координат, и ва риаций кинетических энергий, не улавливаемых в силу латентного обмена, применяе мыми методами исследований условий формирования золотых руд.

Литература 1. Геря Т.В., Даценко В.М., Заблоцкий К.А. и др. Докембрийские кристаллические комплексы Енисейского кряжа. – Новосибирск: Изд-во ИГиГ,1986. – 117с.

2. Середенко Г.А. Геолого-геохимические особенности вторичного золотого обогаще ния золоторудных проявлений / Геохимия и петрология рудных районов Красноярского края. – Новосибирск: Наука, 1985.– С. 45–49.

3. Степин Б.Д., Горпггейн И.Г., Блюм Г.З. и др. Методы получения особо чистых неор ганических веществ. – Изд-во «Химия». Ленигр. отд-ние, 1969. – 480с.

СХОДСТВО И РАЗЛИЧИЕ ТЕРМИНОВ В ОСАДОЧНОЙ И УГОЛЬНОЙ ГЕОЛОГИЯХ В.П. Иванов Новокузнецкий филиал Томского политехнического университета, Россия E-mail: Ivp2005@mail.ru Среди научных работ за последние 20 лет в области угольной геологии следует выделить многотомный научно-справочный труд «Угольная база России» [1]. В нём особое место занимает монография «Основные закономерности углеобразования и раз мещения угленосности на территории России»(VI том), в котором известные учёные:

В.Ф. Череповский, П.П. Тимофеев, М.В. Голицин, А.Г. Портнов, А.Е. Егоров, В.Н. Волков, И.Б. Волкова, И.В. Ерёмин, Т.М. Броновец, Л.Я. Кизельштейн, М.И. Ло гинов, В.С. Быкадоров и др., систематизировали итоги многолетних исследований гео логов-угольщиков бывшего СССР и России.

В указанной работе авторы выдвигают два тезиса: «Наука об осадочных породах (осадочная геология), включающая и генетическое учение об угленосных формациях наряду с петрологией, стратиграфией и геотектоникой, представляет фундаментальную область знаний о Земле. Развитие отечественной осадочной геологии обязано угольной геологии, которая как самостоятельный крупный раздел геологии оформилась в 30-е годы прошлого столетия».

Что это, противоречие в изложении или скрытая проблема, мешающая по необхо димости стать угольной геологии самостоятельной наукой для решения возникающих задач, связанных с унификацией углей и типизацией угольных запасов/ресурсов? В ка честве примера рассмотрим используемую терминологию в осадочной и угольной геологии.

Проведённый сравнительный анализ синонимического ряда терминов осадочной и угольной геологий и содержания понятий о формациеобразующих факторах показал, что существуют заметные отличительные особенности в изучении угленосных осадков, кото рые указывают на необходимость выделять угольную геологию как самостоятельную науку.

Известно, что осадкообразование это вторичный геологический процесс, начи нающийся с разрушения первично образованного геологического материала – породы.

Таким первичным материалом выступали древние кристаллические породы литосфер ных плит и продукты жизнедеятельности морской фауны, которые в процессе преобра зования превратились в негорючую осадочную породу.

Для органических осадков, основным первичным материалом была наземная и водная флора, которая путем сложного биохимического превращения через торфообра зование стала горючей осадочной породой – углём. Уголь (ГОСТ 17070-84) характери зуется как твёрдая горючая осадочная порода, образовавшаяся преимущественно из отмерших растений в результате их биохимических, физико-химических и физических изменений. Именно эти осадочные породы являются основным объектом изучения угольной геологии, что указывает на её отличие от осадочной геологии.

Осадочные отложения выделяются в первичное седиментационное геологическое тело – формацию, которая обусловлена формациеобразующими первичными фактора ми: палеоструктурой, палеотектоническим режимом осадконакопления, палеогеогра фией, и, вторичными, палеоклиматом и веществом. По типу вещества определяют гео химический облик формации, отсюда её название, например, угольная, железорудная и т.д.

Отметим, что терминами «терригенное», «биогенное», «хемогенное», «вулкано генное» определяются условия образования вторичного осадочного вещества и указы вается на характер разрушения исходного вещества.

Наука об осадочных породах осадочный процесс рассматривает в трех аспектах:

гипертология (наука о выветривании пород области сноса), седиментология (наука об осадках) и литология (наука об осадочных породах). Применительно к углеобразова нию, начало этого процесса обусловлено не гипертацией (процесс выветривания и раз рушения пород) растений-углеобразователей, а их возникновением в обильном количестве.

Интенсивность фитопродуктивности (благоприятные условия) и накопления тор фа обусловлена факторами, показанными на рисунке 1.

К этому следует добавить, что осадочная геология не изучает детально фацию уг леобразования, которая является совокупностью физико-географических условий и оп ределяет не только накопление материнского вещества угля, но и по ним определяется сходство и различие угленосных формаций [2].

Как считал основоположник угольной геологии Ю.А. Жемчужников (1948), фа ция углеобразования является основной, так как она «отвечает каждому пласту или его части. Циклу соответствует комплекс фаций, а свите или толще – формация, как чере дование фаций», в том числе углеобразования.

Изучение условий массового зарождения фитоценозов и их угасания вплоть до полного исчезновения, смена их состава в зависимости от изменения климатических, географических и геодинамических факторов в отдельные периоды геологического времени проводится в рамках геологической науки – палеоботаники. Так, использова ние геологических, палеоботанических и петрографических признаков по выявлению взаимосвязи между восстановленностью и петрографическим составом углей Кузнец кого бассейна [3], позволило установить:

1) Существование флористической восстановленности углей, которая обусловле на закономерным изменением состава сообщества растений-углеобразователей, опре деляемых типами древних болот и их приуроченностью к конкретному палеоландшафту.

2) Возникающий под влиянием геотектонического режима осадконакопления вос становленность углей определяется как литофациальная и имеет разнонаправленный характер изменения с содержание микрокомпонентов группы витринита в углях, тогда как флористическая восстановленность изменяется однонаправленно с витринитом, выступающим генетическим признаком процесса гелификации растительных осадков.

3) Палеоклимат тесно связан с фацией углеобразования, поэтому данный форма циеобразующий фактор является определяющим интенсивность развития растений углеобразователей не только в зональных климатических поясах, но и внутри отдель ной угленосной провинции для отдельных видов флоры.

Рис.1. Основные факторы, определяющие интенсивность фитопродуктивности и накопления торфа Другое отличие между осадочной и угольной геологией, заключающееся в необ ходимости детального изучения фации углеобразования с последующей систематиза цией геологических, палеоботанических и петрографических признаков для установле ния различия генетических свойств углей, как полезного ископаемого. В осадочной геологии палеоботанические и петрографические признаки являются чаще маркерами для стратиграфического деления осадочных отложений.

Отметим, фация углеобразования отвечает угольному пласту и на неё опираются классификации геолого-генетическая и вещественно-петрографическая (ГОСТ 9414.1 94), причём последняя является определяющим стандартом РФ в части маркировки уг лей (ГОСТ 25543-88). По мнению авторов [4, 5], давно назрела необходимость в созда нии единой классификации, а дальнейшие исследования должны способствовать, за ключают они, в «разработке единой терминологии и совершенствовании обеих класси фикаций… и задачей будущего является создание на базе этих двух классификаций бо лее совершенной промышленной классификации углей».


Отличительным признаком между осадочной и угольной геологиями можно счи тать задачу в создании единой промышленно-генетической классификации, которая бы учитывала геологические и генетические факторы углеобразования, а в её основе нахо дилась однозначная унификация углей.

В целом же, только по применяемой терминологии в осадочной и угольной геоло гии можно судить о наличии вышесказанных признаков (табл. 1), исходя из основопо логающего факта, что угольные пласты ископаемых углей залегают среди осадочных горных пород, которые являются вмещающими породами, а совместно они выделяются как угленосные формации, при этом являясь осадочным отложениям.

Таблица Осадочная геология Угольная геология Гипертология – наука о выветривании Углеобразование – наука о происхожде пород области сноса. нии углей и условий их зарождения.

Гипертация – процесс выветривания и Угленакопление – процесс накопления и разрушения пород. преобразования растительных останков.

Гипергенез – первая стадия мобилизации Превращение – первая стадия перехода вещества. растительных останков в коллоидное со стояние.

Седиментология – наука об осадках Термин применим полностью Седиментация – процесс переноса и на- Торфообразование – процесс превраще копления осадка. ния коллоида в органический осадок.

Седиментогенез – рождение осадка. Торфогенез – зарождение торфа Литология – наука об осадочных породах Термин применим полностью.

Литификация – процесс превращения Углефикация – превращение торфяных осадков в осадочные породы. залежей в ископаемый уголь.

Литогенез – рождение и становление Термин применим полностью.

осадочных пород от диагенеза до мета морфизма включительно В связи с этим, процесс углеобразования не укладывается в стадию седиментации, как это принято считать в осадочной геологии. Поэтому требуется либо иной подход в её систематизации, либо выделение угольной геологии в самостоятельную науку с соз данием самостоятельной систематизации в привязке к осадочному процессу, но для угольных осадочных образований.

Литература 1. Угольная база России. Том.VI. / Под ред. В.Ф. Череповского. – М.: Геоинформарк, 2004. – 779 с.

2. Геологический словарь. Том II. / Под ред. А.Н. Криштофовича. – М.: Госгеолтехиз дат, 1960. – 445 c.

3. В.П. Иванов Восстановленность и петрографический состав углей Кузнецкого бас сейна. // Химия твёрдого топлива. – 2002. – № 4. – С. 3–19.

4. Тимофеев П.П. Угленосные формации и процессы их седиментогенеза. // Угольная база России: Сб. трудов Основные закономерности углеобразования и размещения уг леносности на территории России.– Москва, 2004. – Т.6. – С. 5– 5. Егоров А.И. Эволюция углеобразования на территории России. // Угольная база Рос сии: Сб. трудов Основные закономерности углеобразования и размещения угленосно сти на территории России. – Москва, 2004. – Т.6. – С. 31– НЕФТЕГАЗОНОСНОСТЬ МЕЛОВОГО, НИЖНЕЮРСКОГО И ПАЛЕОЗОЙСКОГО НГК НЮРОЛЬСКОЙ МЕГАВПАДИНЫ (ПО РЕЗУЛЬТАТАМ ПАЛЕОТЕМПЕРАТУРНОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ) В.И. Исаев, Г.А. Лобова, Е.Н. Осипова, А.В. Власова, В.А. Андрианов Томский политехнический университет, Россия E-mail: Isaevvi@tpu.ru Введение. Территория исследований включает Нюрольскую мегавпадину и структуры ее обрамления (рис. 1А). Разрабатываемые здесь залежи, в основном, при надлежат верхнеюрскому нефтегазоносному комплексу (НГК), фонд структур в кото ром к настоящему времени практически исчерпан. Поэтому, приоритетными направле ниями геологоразведочных работявляется поиск и разведка залежей углеводородов (УВ) в сложнопостроенных ловушках, в частности, приуроченных к меловому, нижне юрскому и палеозойскому НГК. Объектом настоящих прогнозных исследований явля ются нижнемеловые отложения и глубокопогруженные нижнеюрские и доюрские тол щи в связи с их нефтегазоносностью. На основе реконструкции геотемпературного ре жима материнских баженовской и тогурской свит, проведено районирование нижнеме лового, нижнеюрского и палеозойского НГК по плотности прогнозных ресурсов нефти и выделены наиболее перспективные зоны для постановки геологоразведочных работ.

Рис. 1. Схема нефтегазоносности (А) на основе [2] и схематическая карта распределения значений плотности теплового потока из основания (Б) Нюрольской мегавпадины 1 – месторождения: а – нефтяное, б – конденсатное, в – газовое;

2 – граница Нюрольской ме гавпадины;

3 – структура III порядка и ее номер: 1 – Кулан-Игайская впадина, 2 – Тамрадская впадина, 3 – Осевой прогиб, 4 – Тамянский прогиб;

5 – Фестивальный вал, 6 – Игольско-Таловое куполовидное поднятие;

4 – речная сеть;

5 – исследуемая скважина и ее условный индекс;

6 – условный номер месторождения;

7 – граница зоны распространения тогурской свиты;

8 – значе ния изолиний расчетной плотности теплового потока из основания осадочного чехла, мВт/м Палеотемпературное моделирование, картирование очагов генерации баже новских и тогурских нефтей. Основным источником формирования залежей углево дородов (УВ) в ловушках мелового НГК является рассеянное органическое вещество (РОВ) отложений баженовской свиты, для нижнеюрского и палеозойского НГК основ ной генерирующей толщей признана тогурская свита [2 и др.]. При катагенезе РОВ ре шающим фактором интенсивности генерации УВ являются геотемпературы [3]. Балан совая модель процессов нефтегазообразования в баженовской свите позволяет по гео температурному критерию прогнозировать начало интенсивного образования УВ из РОВ: с 50 С – верхняя зона газообразовании;

с 85–95 С – вхождение материнских по род в главную зону нефтеобразования (ГЗН).

Прогнозирование очагов генерации баженовских и тогурских нефтей выполнено методами палеотектонических реконструкций и палеотемпературного моделирования [1]. На рис. 1Б приведена схематическая карта распределения расчетных значений плотности теплового потока из основания осадочного чехла. Карта построена путём интерполяции значений теплового потока, полученного решением обратной задачи гео термии в моделях распространения тепла 39 глубоких скважин (рис. 1А). На втором этапе исследований в моделях восстановлена термическая история баженовских и то гурских отложений на моменты начала и завершения формирования 21 свиты. На эти ключевые времена, путём интерполяции геотемператур в разрезах скважин, построены схематические карты распределения геотемператур. По геотемпературному критерию выделены очаги интенсивной генерации баженовских и тогурских нефтей. Учитывая тип РОВ, пороговая температура, определяющая границу очага генерации баженовских нефтей, принята 85 оС, тогурских нефтей – 95 °С.

На пространственно-временных картах распределения геотемператур прослежи вается динамика термической истории баженовских и тогурских отложений. Первые очаги генерации баженовских нефтей появились 91,6 млн. лет назад (конец формиро вания покурской свиты) в районе Глуховской, Северо-Фестивальной, Тамратской, Гор деевской и Заячьей площадей. Через 5 млн. лет (конец формирования ипатовской сви ты) очаги распространились по площади, охватив центральную и восточную часть ис следуемой территории, увеличившись в южной её части. В течение последующих 25 млн. лет продолжался всё возрастающий прогрев территории, за исключением юго западного склона Каймысовского свода и локальных участков в районе Нюльгинской и Пешеходной площадей (конец формирования ганькинской свиты)). Максимальный прогрев пород баженовской свиты произошёл при формировании чеганской свиты 37,6 млн. лет назад. На конец формирования некрасовской свиты приходится процесс охлаждения разреза северо- и юго-восточной части территории, который продолжается до настоящего времени.

Геотемпературные условия ГЗН для тогурских нефтей наступают 91,6 млн. л назад в альб-сеноманский век, очаги интенсивной генерации нефти локализуются в центральной части Нюрольской мегавпадины и на северо-восточном борту депрессии.

В турон-сантонское время, начиная с 86,5 млн. лет назад, территория очагов увеличи вается, охватывая всю центральную часть Нюрольской мегавпадины, распространяясь вдоль восточного её борта на юг. Максимальный прогрев осадочной толщи на этот пе риод достигает 115 °С. На 61,7 млн. лет назад тогурских нефтей происходит практиче ски во всей области распространения тугорской свиты, за исключением небольшого участка в юго-западной части территории исследования. Максимальные изотермы в 115 °С оконтуривают несколько участков на исследуемой территории: Налимью пло щадь, восточный борт Тамрадской впадины, зону сочленения северного борта мегавпа дины и Северовасюганского мегавала. 37,6 млн. л назад – во время максимального про грева осадочной толщи, ГЗН занимает всю территорию распространения тогурской толщи. Максимальные палеотемпературы достигают более 130 °С. На рубеже неогено вого периода (24 млн. л назад) палеотемпературы начинают снижаться, а на юге и юго востоке небольшие по площади участки выходят из ГЗН. К настоящему времени «ос тывание» осадочной толщи продолжается, максимальные температуры в тогурской свите снизились до значений 115–120 °С. Расширилась и зона отсутствия условий ГЗН на юго-востоке.

Районирование территории по относительной плотности начальных геоло гических ресурсов баженовских и тогурских нефтей. Для районирования территории по степени перспективности мелового НГК (по величине первично-аккумулированных баженовских нефтей), по степени перспективности нижнеюрского и палеозойского НГК (по величине первично-аккумулированных тогурских нефтей) рассчитан условный интегральный показатель (УИП) по формуле:

(Titi 10 2 ), УИП= i где Ti – расчётная температуры очага генерации нефти, °С;

ti – время действия очага, млн. лет;

количество временных интервалов i=1,…, 20 определено числом свит по эта пам их формирования.

Путём интерполяции УИП построены схематические карты распределения отно сительной плотности первично-аккумулированных баженовских нефтей в меловом НГК (рис. 2А) и первично-аккумулированных тогурских нефтей в нижнеюрском и па леозойском НГК (рис. 3А). Результаты районирования территории исследований по степени перспективности нижнемеловых, нижнеюрских и палеозойских отложений Нюрольской мегавпадины приведены на рис. 2Б и рис. 3Б.

Рис. 2. Схематическая карта распределения относительной плотности первично-аккумулированных баженовских нефтей (А) и схема районирования нефтегазоносности мелового НГК (Б) Нюрольской мегавпадины 1 – изолинии значений УИП;

2–7 районы (условный номер, диапазон значений УИП): 1. – 780– 100, 2. – 80–90, 3. – 70–80, 4. – 60–70, 5. – 40–60, 6. – 30–60;

8 – границы районов. Остальные условные обозначения те же, что на рис. Заключение. Наиболее перспективными землями территории исследований на меловой НГК являются южные части Кулан-Игайской впадины и Фестивального вала, Тамратская впадина и обрамляющие восточную часть Нюрольской мегавпадины поло жительные структуры. Здесь максимальная плотность прогнозных ресурсов баженов ских нефтей. В северной части территории, где разрабатывается Южно-Черемшанское месторождение нефти, отмечается повышенная плотность прогнозных ресурсов баже новских нефтей. Центральная часть депрессии с выявленными очагами интенсивной генерации баженовских нефтей слабо изучена глубоким бурением. Поэтому северная часть Тамратской впадины и южная часть Кулан-Игайской впадины могут быть реко мендованы для постановки первоочередных геологоразведочных работ на меловой НГК.

Рис. 3. Схематическая карта распределения относительной плотности первично аккумулированных тогурских нефтей (А) и схема районирования нижнеюрского и палеозойского НГК (Б) Нюрольской мегавпадины 1 – изолинии значений УИП;

2–6 – районы (номер ранжирования, диапазон значений УИП):

1. – 110–130;

2. – 20–110;

3. – 70–110;

4. – 50–110;

5. – 40–90;

7 – границы районов. Остальные условные обозначения те же, что на рис. 1.

В зону наибольших значений УИП тогурских нефтей попадает Фестивальный вал, где залежи в нижнеюрском и палеозойском НГК уже открыты. Высокими перспективами обладают структуры в центральной части Нюрольской мегавпадины и на северном бор ту Тамрадской впадины. Такую же плотность прогнозных ресурсов имеют структуры в восточной части северного вреза депрессии. Эти площади можно рекомендовать как первоочередные при постановке геологоразведочных работ для поисков углеводородов в нижнеюрском и палеозойском НГК.

Литература 1. Исаев В.И. Интерпретация данных гравиметрии и геотермии при прогнозировании и поисках нефти и газа. – Томск: Изд-во ТПУ, 2010. – 172 с.

2. Конторович В.А. Тектоника и нефтегазоносность мезозойско-кайнозойских отло жений юго-восточных районов Западной Сибири. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2002. – 253 с.

3. Фомин А.Н. Катагенез органического вещества и нефтегазоносность мезозойских и палеозойских отложений Западно-Сибирского мегабассейна. – Новосибирск: ИНГГ СО РАН, 2011. – 331 с.

КОМПЛЕКСНЫЕ ЖЕЛЕЗОРУДНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ И ИХ РАЦИОНАЛЬНОЕ ОСВОЕНИЕ Э.Г. Кассандров Сибирский научно-исследовательский институт геологии, геофизики и минерального сырья, Новосибирск, Россия, E-mail: kassandrov@sniiggins.ru К комплексным относятся руды, содержащие несколько ценных компонентов в таких соединениях и концентрациях, при которых их промышленное использование технологически возможно и экономически целесообразно. С этих позиций рассмотрены месторождения магнетитовой скарново-гидросиликатной формации, которые являются главной сырьевой базой действующих и планирующихся к строительству металлургических комбинатов Сибири и Дальнего Востока. Руды этого типа содержат в качестве примеси серу, мышьяк, фосфор, бор, ванадий, марганец, титан, кобальт, никель, медь, цинк, свинец, молибден, вольфрам, золото, серебро, висмут, селен, теллур, галлий, германий, кадмий, индий, таллий, редкие земли и др.

Исследованиями по комплексному использованию железных руд и отходов обогащения до последнего времени занимались производственные – Уралмеханобр (Екатеринбург), Ленмеханобр и Гипроникель (Санкт-Петербург), Запсибгеология и Сибруда (г. Новокузнецк), Сибэлектросталь (Красноярск) и научно-исследовательские организации ЦНИГРИ (Тульский филиал, Москва), Гидроцветмет, Иргидромет (Москва), ВИМС, СНИИГГиМС, Институт геологии и геофизики и Институт горного дела (СО РАН), Московский горный институт химии и химической технологии, Сибцветмет, НИИпроект, Запсибзолото и др. На тему целесообразности комплексного использования минерального сырья вообще и магнетитовых скарново-гидросиликатных руд в частности написаны сотни статей и несколько тематических сборников. Однако, ни одно из железорудных месторождений Сибири, руды которого признаны комплексными, комплексно не используются. Проблема так и осталась на стадии затянувшихся проектных разработок и общих рассуждений.

Отходы черной металлургии Сибири в количестве более 380 млн. м сосредоточены в породных отвалах, отвалах сухой магнитной сепарации, отвалах мокрой магнитной сепарации Абагурской и Мундыбашской АОФ, шлаковых отвалах доменного производства КМК и ЗСМК, сталеплавильных шлаков. Частично они утилизируются в качестве строительных материалов и в производстве цемента.

Ежегодно добывается 15–20 млн. т сырой руды, при добыче и переработке которой ежегодный прирост отвалов составляет приблизительно 20 млн. т, хвостов сухой магнитной сепарации 5 млн. т, хвостов мокрой магнитной сепарации – 5 млн. т. С переходом только на местные руды и строительством Восточно-Сибирского (ВСМЗ) и Дальневосточного металлургических заводов (ДВМЗ) годовая производительность по добыче возрастет до 100–120 млн. т. А прирост отвалов сухой и мокрой магнитной сепарации составит более 60 млн. т. В отвалы перейдет и большая часть сопутствующих железу компонентов-примесей.

За рубежом (США, Финляндия, Канада, Перу, Норвегия, Швеция, Чили, Китай и др.) из скарново-магнетитовых руд выделяются концентраты, кроме железных, апатитовые, медные, пиритно-кобальтовые, цветных и редких металлов, серы, ванадия, золота, редких земель, бора. В России комплексно перерабатываются руды Гусевогорского месторождения с получением железа и ванадия с потерей титана, Ковдорского с получением железного, апатитового, бадделеитового, вермикулитового и форстеритового концентратов. Незначительный по объему медный концентрат получался попутно с железным из руд Ауэрбаховского месторождения на Урале. На остальных месторождениях попутные компоненты или безвозвратно теряются или, в лучшем случае, складируются в хвостохранилищах, обычно сильно разубоживаясь.

Даже утвержденные ГКЗ балансовые запасы кобальта на Абаканском эксплуатирующемся месторождении не извлекаются и теряются при переработке руд. В цветной металлургии проблема комплексного использования руд решается значительно лучше.

Таблица Предельные содержания попутных компонентов в условно комплексных железных рудах Попутный компонент Минимальное содержание в Содержание в концентрате, руде, % % Марганец больше 1, Ванадий (V2O5) больше 0, 0, Титан больше 5, Фосфорный ангидрит больше 0. Сера больше 1, Кобальт больше 0, 0, Медь больше 1, 0, Цинк больше 4, 0, Свинец 0,15 Цирконий больше 20 кг/м 0, Золото 0,4 г/т Серебро 10 г/т Никель больше 0, 0, Олово больше 0, 0, Висмут больше 0, 0, Молибден больше 0, 0, Вольфрам больше 0, 0, Сурьма больше 2, 1, Литий больше 0, 0, Скандий больше 0, 0, Редкие земли и иттрий больше 0, 0, Германий 5-60 г/т больше 0, Бор (В2О3) 3 Фактическим материалом для оценки запасов и прогнозных ресурсов элементов примесей в железных рудах Сибири послужили результаты изучения технологических проб весом от десятков килограмм до нескольких сотен тонн (сотни проб), групповых и рядовых проб весом от сотен грамм до сотен килограмм (десятки тысяч проб), выполненных в различных организациях страны. Учтены также материалы территориальных геологических управлений по оценке железных руд на некоторые виды элементов-примесей. Все многообразие попутных с магнетитовыми рудами компонентов подразделено на три группы: компоненты, связанные с магнетитом, связанные с сульфидами и связанные с минералами, выделяемыми в собственные концентраты.

При оценке запасов и прогнозных ресурсов попутных компонентов они составили две группы: прогнозные ресурсы и запасы попутного компонента в запасах железных руд и прогнозные ресурсы компонента в прогнозных ресурсах железных руд. По степени их значимости – в эксплуатируемых месторождениях, резервных разведанных месторождениях и прогнозные ресурсы в месторождениях неопределенной перспективы разведки и освоения. Для квалификации железных руд Сибири на ранних этапах изучения как условно комплексных использованы данные по минимальному предельному содержанию соответствующих компонентов в комплексных рудах разрабатывающихся как у нас, так и за рубежом железорудных, полиметаллических, редкометалльных месторождений (таблица). Подсчет запасов и прогнозных ресурсов попутных компонентов в железных рудах показал следующую картину.

Эксплуатирующиеся железорудные месторождения. При рациональном комплексном освоении эксплуатирующихся железорудных месторождений имеются потенциальные возможности, кроме железного концентрата, дополнительно получить по два крупных месторождения кобальта, одному крупному цинка, одному среднему бора.

Обращают на себя внимание Шерегешевское месторождение, в котором сосредоточены запасы и ресурсы, эквивалентные потенциально крупным месторождениям цинка и кобальта;



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 26 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.