1.2.1 Классификация и генезис железных руд

Железными рудами называют горные породы, переработка которых экономически выгодна на данной стадии развития техники. Начало интенсивной добычи железных руд в Европе, Северной Африке и на Ближнем Востоке относится к эпохе перехода от бронзового к железному веку на рубеже II и I тысячелетий до н. э. Первоначально использовали лишь очень богатые железом и чистые от вредных примесей руды. Однако со временем по мере увеличения масштабов выплавки сыродутного кричного железа, а затем чугуна и стали в сферу металлургического передела неизбежно вовлекались все более бедные железом контингенты сырья, добыча которого оказывалась выгодной благодаря совершенствованию техники горных работ, обогащения и плавки руд. Еще в XVIII в. на уральских доменных печах использовались руды, содержащие свыше 65 % Fe. В наше время плавка в доменных печах северного и центрального Урала ведется на агломерате и окатышах, получаемых из концентрата обогащения качканарских руд, содержащих в среднем лишь 14—16 % Fe. Постепенное обеднение проплавляемых руд железом несколько замедлилось лишь в последние годы, когда были открыты новые крупные месторождения богатых руд.

Доступная наблюдению верхняя зона земной коры мощностью ~16 км содержит в среднем около 4,9 % Fe, входящего в состав более чем 350 минералов и горных пород. Такие широко распространенные горные породы, как гранит, сиенит, диабаз и базальт, содержат 3—9 % Fe. Однако в настоящее время столь бедные железом породы еще не используются металлургией.

Промышленное значение имеют лишь те оксиды, карбонаты и силикаты железа, в которых концентрация этого элемента оказывается достаточно большой.

Железные руды не являются мономинеральными образованиями; они состоят из устойчивых сочетаний минералов и относятся поэтому к группе горных пород. Слагающие железную руду минералы делятся на две группы. К первой группе относят так называемые рудные минералы, несущие в себе главную массу всего железа руды. Остальные минералогические составляющие, совсем не содержащие железа или содержащие его в незначительном количестве, называются пустой породой.

Железные руды классифицируют по типу рудного минерала и по характеру пустой породы.

Классификация железистых руд по типу рудного минерала следующая. Различают магнетитовые, мартитовые, гематитовые, сидеритовые, шамозитовые, тюрингитовые руды, бурые железняки. Магнетитовые руды (магнитные железняки Fe₃O₄) составляют основу многих крупных железорудных месторождений. Магнетитовая руда обычно чрезвычайно плотна, обладает однородной массивной или равномерно вкрапленной структурой. В большинстве случаев пористость магнетитовых руд не превышает нескольких процентов, что обусловливает пониженную восстановимость их в доменных печах. При добыче этих руд не образуется большого количества мелочи. Однако из-за повышенной сернистости часто приходится дробить магнетитовую руду и подвергать ее затем окускованию на агломерационных лентах, удаляя при этом до 98—99 % всей серы.

Во многих случаях месторождения магнетитовых руд имеют магматическое происхождение. Вещество руды таких месторождений представляет собой некогда жидкую, а затем закристаллизовавшуюся железистую магму. Процесс кристаллизации магмы чрезвычайно сложен и к настоящему времени изучен еще недостаточно. Началу кристаллизации часто предшествует дифференциация (расслоение) магмы, вызванная отсутствием неограниченной растворимости силикатно-окисного и сульфидного расплавов. Последний располагается обычно под слоем силикатно-окисного расплава. Дифференциация магмы продолжается и в ходе ее кристаллизации, так как плотность кристаллов отличается от средней плотности расплава, что обусловливает массовое погружение или всплывание кристаллов в маточном расплаве. На первых стадиях охлаждения из расплава выпадают кристаллы силикатов (оливина, пироксенов, роговой обманки полевых шпатов), шпинели.

Остаточный железистый расплав застывает последним заполняя пустоты между зернами минералов пустой породы и более или менее равномерно распределяясь по всей массе руды. Так образуется равномерно вкрапленная структура магнетитовых руд. Один из возможных вариантов кристаллизации магмы заключается в том, что остаточный железистый расплав может частично оттесняться растущими кристаллами силикатов и концентрироваться в виде крупных скоплений, имеющих после застывания монолитную массивную структуру, состоящую почти исключительно из магнетита.

Расплавленная железистая магма, прорвавшаяся на отдельных участках из глубин земли в твердую земную кору, интенсивно реагирует с пластами вмещающих горных пород (контактная зона), частично растворяя их и существенно меняя их состав твердые, чаще всего карбонатные породы, окружающие скопление кристаллизующейся магмы, под действием железистого расплава горячих водных растворов и паров в значительной мере насыщаются железом, переходя в так называемые скарновые минералы, среди которых затем кристаллизуется из растворов собственно магнетит. Строение магматического месторождения с контактной скарновой зоной иллюстрируется рис 12.

Магнетит устойчив на воздухе лишь при температурах выше 1383^о С. При температурах, преобладающих у поверхности земли магнетит медленно окисляется до гематита по поверхности зерен и по плоскостям отдельности, имеющим относительно большую пористость, более проницаемым для окисляющих агентов Окислителями, кроме кислорода и углекислого газа воздуха могут быть водные растворы. Особенно активно окисление магнетита рудного тела идет в той его части, которая в большей мере подвержена воздействию воздуха и воды (обычно это участки рудного тела, располагающиеся ближе к поверхности земли). Чистый магнетит содержит 31 % FeO (формула Fe₃O₄ может быть представлена в виде FeO-Fe₂O₃). В зоне окисления магнетита рудного тела образуется гематит, т. е. содержание FeO в продукте окисления постепенно уменьшается. При Fe_o6щ/FeO < 3,5 частично окисленную руду все еще называют магнетитовой. При Fe_o6ui/FeO= 3,5-7,0 продукт окисления становится полумартитом, а при Fe_o6m/FeO > 7 мартитом. Таким образом полумартит и мартит являются продуктами низкотемпературного окисления магнетита в естественных условиях земной коры и представляет собой тонкую смесь двух минералов: гематита и магнетита. В сильно окисленных мартитах под микроскопом с трудом можно обнаружить среди вторичного гематита остатки магнетитового вещества, не подвергшегося окислению. Мартитовые руды содержат обычно значительно меньше серы, чем коренная магнетитовая руда. Обратный процесс — восстановление гематита углеродистыми веществами до магнетита (мушкетовитизация) — в природе наблюдается значительно реже.

Рис 12 Геологический разрез Сарбайского железорудного месторождения (Казахстан): I — рудные залежи (магнитный железняк); 2 — пески и глины; 3 — известняки; 4 — скарны на контакте с рудным телом; 5 — плотные роговики; 6 — сиениты

Магнетит кристаллизуется из магмы часто вместе с ильменитом (FeO*TiO₂). Последний может кристаллизоваться рядом с магнетитом в виде крупных зерен или тонких вростков в зернах магнетита. При обогащении таких руд (титано-магнетитов) стараются магнетит отделить от ильменита, т. е. получить титан-содержащий концентрат.

Атомы титана, магния, марганца, никеля, цинка могут замещать в кристаллической (обратной шпинельной) решетке магнетита позиции двухвалентного железа, образуя соответственно ульвёшпинель TiOFe₂0₃, магнезиоферрит MgO*Fe₂O₃, якобсит MnO*Fe₂O₃, франклинит ZnO*Fe₂O₃, треворит NiOFe₂O₃. При замещении позиций трехвалентного железа в решетке магнетита атомами алюминия и хрома образуются соответственно алюмо-магнетит (до 15 % А1₂О₃) и хромомагнетит (до 2 % Сг₂О₃). Существует также ванадиевый магнетит — кульсонит (до 4,84 /о V). В небольшом количестве в магнетите растворим и кальций.

Особую разновидность магнетитовых месторождений представляют так называемые россыпи, или магнетитовые пески, образующиеся при выветривании первичных магматических магнетитовых месторождений на берегу океана. Образующиеся под действием ветра, воды, смены температур и многих других причин мелкие продукты разрушения рудного тела уносятся затем морской волной. При этом легкая пустая порода руды (кварц, плотность 2,65 г/см³) уносится водой значительно дальше в море, чем в два раза более тяжелый магнетит (плотность 5,2 г/см³). Песок многих островов Тихого океана, побережья Черного моря от Новороссийска до турецкой границы содержит большое количество зерен магнетита. Поданным Института металлургии АН Грузии, магнетитовый песок черноморского побережья Кавказа содержит 50 % Fe₂O₃ и около 23 % FeO, т. е. почти 53 % железа. В небольших масштабах добычу магнетитового песка в россыпях на побережье островов Тихого океана ведет пока только Япония.

Следующую группу в системе классификации железных руд составляют гематитовые руды (красные железняки, α-Fe₂O₃), В плотных кристаллических разновидностях («железный блеск» спекулярит) цвет гематита меняется от стального до стально-черного. Для порошковых разностей характерен красный цвет («гематикос» по-гречески кровавый). Встречаются также листовая железная слюдка, натечная колломорфная почкообразная разность (красная стеклянная голова) и порошковатая разность (железная сметана). Марганец может входить в тригональную кристаллическую решетку гематита, образуя биксбиит (Fe, Mn)₂O₃. При низкотемпературном окислении магнетита (300—400 °С) образуется кубическая (или, по последним данным, тетрагональная при а : в : с = 1 : 1 : 3) разновидность оксида железа: y-Fe₂O₃ (маггемит, оксимагнетит), лишь незначительно уступающая магнетиту по магнитным свойствам (плотность 4,4—4,85 г/см³).

Гематитовые руды могут образовываться в природе прежде всего в результате дегидратации осадочных бурых железняков при условии повышенной температуры в сухом жарком климате у дневной поверхности или в глубинных слоях земной коры (на каждые 100 м погружения в кору земли температура возрастает в среднем на 3 °С). В значительных количествах гематит образуется также при окислении магнетитовых руд кислородом воздуха (мартит).

При кристаллизации магмы из расплава выделяются значительные количества водяных паров, конденсирующихся затем при соприкосновении с относительно более холодными горными породами. Эта так называемая магмогенная вода содержит в растворенном виде большие количества железа, оксиды которого выпадают затем из раствора, образуя гидротермальные месторождения гематитовых руд.

Высота кровли над рудным телом 500 м происходило более 0,6 млрд. лет, а часто и более 1—2 млрд. лет тому назад. Этот процесс, связанный с превышением предела растворимости железа в морской воде, шел в то время чрезвычайно интенсивно. Именно к этому времени относится образование большинства наиболее крупных железорудных месторождений мира, на долю которых приходится не менее 65—70 % мировой выплавки чугуна.

Процесс растворения кремнезема водными растворами (выщелачивание кварцитов) приводит к постепенному увеличению пористости руды, что обусловливает обычно довольно высокую вос-становимость богатых докембрийских руд. Руды этого типа часто чисты по сере и фосфору, почти не содержат цинка, свинца, сурьмы, олова, меди, мышьяка. При добыче богатых руд докембрийских месторождений образуется много мелочи, нуждающейся в последующем окусковании методом агломерации. Весьма характерно также глубокое залегание рудного тела, что связано с большим возрастом руд, пласты которых перекрыты сверху относительно более молодыми осадочными породами. Под действием огромного веса кровли руда прессуется; ее обычная слоистая текстура сменяется сланцеватой. Боковые усилия, возникающие при горообразовании, приводят к образованию волнообразных складок (плойчатая текстура руды).

Следующую группу железных руд составляют бурые железняки. Этим общим названием охватывается группа из семи разновидностей с общей формулой Fe₂O_3*nH₂O начиная от наиболее бедного гидратной водой гидрогематита и кончая лимнитом. Рентгеновское исследование показывает, однако, что только гётит (назван в честь немецкого поэта Гёте) является самостоятельным минералом. Гидрогематит представляет собой твердый раствор воды в гематите. Турьит является тонкой механической смесью гидрогематита и гётита. Гидрогётит, лимонит, ксантосидерит и лимнит представляют собой твердые растворы воды В гётите. Натечная почковидная разновидность гётита называется бурой стеклянной головой. Выделяют также прозрачную рубиновую слюдку (лепидокрокит, Fe₂O_3*H₂O), игольчатый бурый железняк и пустотелые секреции бурого железняка — жеоды, образовавшиеся при заполнении пустот первичными гелями гидрокси-дов железа. На практике формулу бурого железняка определяют по потере массы предварительно высушенной пробы руды, прокаливаемой затем при 900—1000 ^oС до постоянного веса.

Бурый железняк обычно имеет осадочное происхождение. Текстура месторождений бурых железняков обычно слоистая или оолитовая (по-гречески «оол» — яйцо, «литое» — камень). Оолиты образуются на дне морей, озер и болот при коагуляции гелей оксидов железа вокруг песчинок кварца, полевого шпата или других минералов, играющих роль затравок. Оолиты имеют концентрически зональное строение и состоят из последовательно расположенных слоев рудного вещества и пустой породы. Число слоев может быть очень большим (до 25—30), а размер оолита достигает иногда нескольких миллиметров («искряная» и «бобовая» руды). Крупные скопления бурых железняков возникают также при окислении верхних зон сидеритовых месторождений. Бурые железняки чрезвычайно рыхлые руды; при их добыче образуется много мелочи.

Следующую группу составляют сидеритовые руды (желтоватые до коричневого), имеющие обычно осадочное или гидротермальное происхождение. Сидерит, содержащий марганец в твердом растворе, называется олигонитом. С магнезитом (MgCO₃) сидерит образует непрерывный ряд твердых растворов. Промежуточными членами этого ряда являются сидероплезит (более 70—80 % FeCO₃ и 30—20 % MgCO₃), мезитит и пистомезит (30—70 % FeCO₃ и 70—30 % MgCO₃) и брейнерит (до 30 % FeCO₃ и 70 % MgCO₃). Обычен также контакт сидерита с анкеритом 2CaCO_3*FeCO_3*MgCO₃. Сидерит встречается чаще в виде зернистых агрегатов или в виде сфероидальных, шаровых выделений (сферосидерит).

Силикатные шамозитовые и тюрингитовые руды образуют следующую группу в классификации железных руд. Рудный минерал относится в таких рудах к группе слюдоподобных силикатов зеленого цвета — хлоритов.

Оксид двухвалентного железа (Fe_xO), получаемый в технике в больших количествах (вюстит), в природе встречается крайне редко (иоцит). Как показали исследования, дно океанов и морей устлано железомарганцевыми конкрециями, диаметр которых достигает 5—10 см. Предполагается, что конкреции образуются в результате работы бактерий или короткозамкнутых гальванических элементов на дне океанов. Согласно другой точке зрения металлы выделяются на дне океана при соприкосновении магмогенной воды, фильтрующейся из глубин земного шара и содержащей железо, марганец и другие металлы в растворе, с морской водой. По предварительным данным, запасы конкреций только на дне Тихого, Атлантического и Индийского океанов приближаются к 1000 млрд. т, но подводная добыча конкреций связана с необходимостью создания специальных тралов или захватов, так как большая часть конкреций лежит на глубине более 3 км. Разработка донных полей конкреций ведется в небольших масштабах пока лишь Японией.

Деление железных руд на группы зависит и от характера пустой породы: кремнистой, глиноземистой, магнезиальной. Кроме того, выделяется группа руд с самоплавкой пустой породой. Большая часть добываемых железных руд относится к группе руд с кремнистой пустой породой, представленной главным образом кварцем (SiO₂, тригональный, немагнитный, твердость 7, плотность 2,65 г/см³, белого цвета, стеклянный блеск), отчасти опалом (SiO_2*nH₂O) и халцедоном (SiO₂, скрытокристаллический). Поскольку достаточная подвижность доменных шлаков достигается при CaO/SiO₂ = 0,9-1,1, то при агломерации к рудам этой группы в качестве флюса добавляют известняк. В природе существуют, однако, руды, для которых указанное соотношение оказывается равным 0,6—1,1. Такие руды, плавка которых возможна без основного флюса, называются самоплавкими (или рудами с самоплавкой пустой породой) и высоко ценятся металлургами.

В рудах с глиноземистой пустой породой последняя состоит из сложных природных алюмосиликатов кальция, магния, калия, железа и др. По условиям технологии доменной плавки шлаки при выплавке передельного чугуна не должны содержать более 10—12 % А1₂О₃, а при выплавке литейного чугуна — более 18— 20 % А1₂О₃. В связи с этим чрезмерно высокое содержание глинозема в пустой породе руды осложняет ведение доменной плавки и вынуждает добавлять в шихту руды с кремнистой пустой породой.

В жарком и влажном тропическом климате активно идет растворение кремнезема руды в подземных водах. Глинозем в этих условиях, наоборот, обнаруживает значительную устойчивость против растворения, не уносится водой, что приводит к резкому увеличению его содержания в пустой породе (в этих рудах Al₂O₃/SiO₂ = 4-5). Продуктом выветривания железосодержащих пород в тропиках являются так называемые латериты (или руды с латеритовой пустой породой). Глинозем придает им характерную кирпично-красную окраску и пластичность во влажном состоянии (по-испански «латер» — кирпич). Обычно эти руды плавят в смеси с кремнеземистыми рудами, что позволяет получить шлаки нужного состава. Что касается руд с магнезиальной пустой породой, то в них чаще всего присутствуют повышенные количества оливина MgFeSiO₄, магнезиоферрита MgO*Fe₂O₃, шпинели MgO*Al₂O₃.