книги из ГПНТБ / Материалы к Совещанию по геохимии гипергенеза, ноябрь 1964 г. (тезисы докладов)
.pdfЕ. Г. КУКОВСКИЙ
К Р И С Т А Л Л О Х И М И Ч Е С К И Е |
А С П Е К Т Ы В Ы В Е Т Р И В А Н И Я |
М И Н Е Р А Л О В |
( С И Л И К А Т О В ) |
Наличие воды как обязательного фактора процессов выветривания предопределяет появление дисперсной си стемы, в которой дисперсной фазой являются обломки исходных минералов и кристаллы новообразований, а дисперсионной средой — сама вода с определенным со держанием водородных ионов, гидроксильных групп, кислотных остатков неорганических и органических кис лот и т. д. Интенсивность процессов выветривания зави сит, с одной стороны, от концентрации протонов в дисперсионной среде, с другой — от особенностей кри сталлического строения исходных минералов или ново образований, несовершенств и дефектов их структуры, положений в них крупных катионов. Общая тенденция изменений минералов — образование бездефектных кри сталлических структур; исходные минералы с совершен ной структурой наиболее устойчивы к агрессивному дей ствию агентов выветривания.
Минералообразование в зоне выветривания идет пу тем частичной или полной перестройки основных элемен тов решетки исходных минералов, без диссоциации по следних и образования переходных аморфных форм. Силикаты с каркасной структурой перекристаллизовываются только в бездефектную слоистую структуру типа 1:1. Переходные слоистые структуры типа 2 : 1 в этом случае возможны только при условии притока извне до полнительной энергии для дегидратации внешней гидро ксильной сетки образующегося по каркасу слоя типа 1 : 1 и достройки к ней второй кремнекислородной сетки; в зоне гипергенеза источники такой энергии сведены до минимума.
Минералы цепочечной, ленточной и слоистой структур
типа 2:1 и 2 |
:1 :1 перестраиваются лишь частично в |
слои типа 2 : 1 |
с изменяющимся межслоевым простран |
ством. Последние благодаря глубоким несовершенствам структуры являются неустойчивыми и при высокой кон центрации протонов переходят в бездефектную структуру типа 1:1. Дальнейшее изменение структуры типа 1 : 1 возможно при механической дезынтеграции в присутст вии в дисперсионной среде ион.огенных органических со
J4 0
единений, крайне необходимых для «фиксирования» деструктурированного состояния кристаллов. Этот процесс осуществим также в присутствии коллоидных частиц гидроокислов железа, функции которых идентичны орга ническим соединениям.
Институт геологических наук АН УССР
|
Е. П. ЛЕВАН ДО |
М И Г Р А Ц И Я Х И М И Ч Е С К И Х Э Л Е М Е Н Т О В |
|
В П Р О Ф И Л Е |
К О Р Ы В Ы В Е Т Р И В А Н И Я О С Н О В Н Ы Х П О Р О Д |
П О |
Э К С П Е Р И М Е Н Т А Л Ь Н Ы М Д А Н Н Ы М |
Для понимания условий образования месторождений полезных ископаемых, связанных с корами выветривания, помимо полевых геологических исследований и работ по изучению вещественного состава типовых разрезов, необ ходимо проведение экспериментальных работ с целью по лучения данных о процессах миграции химических эле ментов в профиле кор выветривания различных пород.
Экспериментальные данные, полученные во ВСЕГЕИ, характеризуют подвижность химических элементов в профиле коры выветривания некоторых пород основного состава (метапикритов, хлорито-амфиболовых сланцев, базальтов) при воздействии на них различных раствори телей. Неизменные породы и их кора выветривания под верглись воздействию следующих реагентов: природных водорастворимых органических веществ из подстилки, фульвокислот, выделенных из иллювиально-гумусового горизонта торфяно-подзолистой почвы, соляной кислоты, дистиллированной воды, дистиллированной воды, насы щенной углекислотой, дистиллированной воды + толче ный мрамор.
Для случая метапикрита и хлорито-амфиболового сланца в углекислых растворах наиболее подвижными оказались щелочи и щелочные земли, наиболее инертны ми— кремнезем и полуторные окислы. В щелочных рас творах повышается подвижность кремнезема и алю миния.
В растворах природных органических кислот устанав ливается высокая подвижность алюминия, особенно при их воздействии на монтмориллонитовую кору выветрива ния метапикрита и хлорито-амфиболового сланца.
141
Для базальта почти во всех опытах наиболее подвиж ными оказались натрий и кремнезем, наименее под вижными — марганец и титан; щелочные земли, калий и полуторные окислы заняли промежуточное положение.
Полученные данные позволили оценить «агрессив ность» различных растворителей при разложении пород и минералов и выделить действие природных органиче ских кислот как один из наиболее активных факторов выветривания.
Всесоюзный научно-исследовательский геологический институт Госгеолкомитета СССР
Ф. А. ЛЕТНИКОВ
Т Е Р М О Д И Н А М И Ч Е С К И Й А Н А Л И З У С Л О В И Й С О Л Е О Б Р А З О В А Н И Я В В О Д Н Ы Х Б А С С Е Й Н А Х
Направление всякого химического процесса определя ется изменением величины изобарно-изотермического по тенциала реакции (AZ), который является мерилом хи мического сродства элементов. По уравнению Гиббса — Гельмгольца рассчитаны изобарно-изотермические потен циалы почти для всех сульфатов, хлоридов и карбонатов, встречающихся в природных условиях.
Показано, что последовательность осаждения минера лов в водных бассейнах идет по линии уменьшения вели чин их изобарных потенциалов и образования в расчете на 1 грамм-атом аниона в соединении. Например, по дан ным Вант-Гоффа на Стассфуртском месторождении ка лийных солей наблюдается зональность ангидрит — по лигалит — вантгоффит — лангбейнит — сильвин — кизе рит — карналлит. Если расположить отдельно хлориды и сульфаты по величинам AZ, то сульфаты (в расчете на один грамм-атом кислорода) располагаются в следую щем ряду: ангидрит 78,9, полигалит 75,5, вантгоффит 74,3, лангбейнит 72,9 ккал/моль, а хлориды (в расчете на один грамм-атом хлора) соответственно в ряду: силь вин 97,8, кизерит 67,4, карналлит 63,2 ккал/моль.
Поскольку растворимость определяется изменением изобарно-изотермического потенциала, то у хорошо рас творимых минералов величина AZ в растворе больше, чем в кристаллическом состоянии, а у трудно раствори мых наоборот. Следовательно, если у данного соединения
142
величина AZ в растворе выше, чем в кристаллическом со стоянии, то оно будет удерживаться в растворе, посколь ку такая форма для системы энергетически выгодней. На основании этого объясняются факты накопления целого ряда элементов к концу процесса кристаллизации солей и концентрации их в рапе.
Казахский научно-исследовательский институт минерального сырья Госгеолкомитета СССР
Ф. А. ЛЕТНИКОВ, Ю. С. ДАНИЛОВ
Н Е К О Т О Р Ы Е Ф И З И К О - Х И М И Ч Е С К И Е О С О Б Е Н Н О С Т И Ф О Р М И Р О В А Н И Я Р О С С Ы П Е Й
В Р А З Л И Ч Н Ы Е Г Е О Л О Г И Ч Е С К И Е Э П О Х И
Вопрос о происхождении месторождений золота и урана, локализованных в древних толщах докембрия (Витватерсранд, Блейнд-Ривер и др.), является в течение -ряда лет дискуссионным. Для решения этого вопроса предпринята попытка, исходя из реальных минеральных ассоциаций в древних и современных россыпных место рождениях, восстановить физико-химическую обстановку их формирования.
Поскольку устойчивость различных соединений в каж дой конкретной обстановке определяется величинами изобарно-изотермических потенциалов (AZ) образования этих соединений в кристаллическом и растворенном со стоянии, вычислены стандартные изобарно-изотермиче ские потенциалы главных минералов россыпей. На осно вании расчетов по их устойчивости в различных водных средах (хлоридных, карбонатных, сульфатных и т. д.) сделаны следующие основные выводы.
При формировании кор выветривания в докембрии многие сульфиды и уранинит являлись устойчивыми ми нералами, возможно, ввиду низкого по сравнению с со временными условиями кислородного потенциала среды.
Исходя из расчетов, выделены три группы минералов: минералы, устойчивые во все геологические эпохи, в лю бых водных средах; минералы, устойчивые лишь в опре деленных средах и при определенной концентрации кис лорода, серы, хлора, углекислоты и т. д.; минералы, не устойчивые в водных средах вообще.
143
Предпринята попытка, опираясь на расчетные дан ные по поведению ряда минералов в водных средах раз личного химического состава, реставрировать условия формирования россыпей в различные геологические эпо хи Земли и с этих позиций объяснить происхождение ряда месторождений спорного генезиса.
Казахский научно-исследовательский институт минерального сырья Госгеолкомитета СССР
Э. В. МЕЛЬНИЧУК, В. Ю. КОНДРАЧ УК
М И Г Р А Ц И Я Э Л Е М Е Н Т О В В К О Р Е В Ы В Е Т Р И В А Н И Я И В О П Р О С Ы К О Л И Ч Е С Т В Е Н Н О Й Е Е О Ц Е Н К И
Существующие способы сопоставительной оценки под вижности элементов (компонентов) в коре выветривания (Б. Б. Полынов, И. И. Гинзбург и др.) дают главным образом общую качественную характеристику их мигра ции. Они базируются на содержании компонентов в неко торой массе выветривающейся породы без учета измене ния ее плотности и того, какой объем по отношению к исходной она представляет. В основном поэтому для коры выветривания не применим и метод пересчетов Т. Барта.
Проведенные Б. М. Михайловым, В. Ю. Кондрачуком и другими исследования показали, что для количествен ной характеристики миграции элементов в коре-совер шенно обязателен учет закономерного в целом изменения объемного веса пород вдоль профиля выветривания, су щественно корректирующий представления о подвижно сти компонентов. Дальнейшее развитие исследований в этом направлении привело к разработке (Э. В. Мельни чук) двух новых методов петрохимических пересчетов для коры выветривания — кислородно-кварцевого и ион ных концентраций.
Кислородно-кварцевый метод сводится к определению количества ионов в стандартной ячейке невыветренной породы (по Т. Барту) и количества их в эквивалентной ячейке (по кварцу как неподвижному для коры выветри вания компоненту). Миграция элементов определяется разницей количеств ионов. Достоинством метода являет ся автоматический учет изменения объемного веса пород при выветривании; недостатками — ограниченность при
144
менения (только для пород, имеющих достаточно равно мерно распределенные зерна кварца) и некоторая гро моздкость пересчета.
Метод ионных концентраций прост и сводится к опре делению количества ионов элементов в единичном объ еме (коренной и измененной пород) по формуле К = = Ло/10, где К — количество ионов в единичном объеме, а — объемный вес породы, Л — атомные количества. Ми грация определяется разницей количеств ионов в еди ничном объеме. Метод может применяться также для характеристики миграции элементов при метасоматических процессах в зонах дробления.
Оба метода дают для коры выветривания практически совпадающие результаты пересчетов. Применение их при изучении коры, развитой на гнейсо-мигматитах, габброидных и гранитоидных породах, а также серпентинитах, позволило получить достаточно объективную и четкую количественную оценку миграции элементов вдоль про филя выветривания. Во всех этих случаях максимальная миграция (вынос) элементов происходит в зоне дезынтеграции.
Материалом для исследований являлась площадная и в меньшей степени линейная кора выветривания, разви тая на указанных породах в пределах северо-централь ной (Приднепровье) и северо-западной (Волынь) частей Украинского кристаллического щита.
Трест Киевгеология, Институт геологических наук АН УССР
В. А. ИАРСЕЕВ
Н Е К О Т О Р Ы Е Ч Е Р Т Ы М И Н Е Р А Л О О Б Р А З О В А Н И Я
В З О Н Е Г И П Е Р Г Е Н Е З А
(с позиций теории сорбционного взаимодействия)
Приводится обзор экспериментальных работ по сорб ции на минеральных сорбентах, а также данные, полу ченные автором.
Механизм процесса сорбции в зоне гипергенеза весь ма сложен. В качестве первичного механизма обсуждает ся процесс специфической адсорбции через мостики ОН-групп с образованием первично сорбированной гидроокисной формы. На основании кристаллохимических
10. З ак . 1633 |
145 |
расчетов, выполненных автором, даются величины удель ной гидратации поверхности минералов, которая явля ется мерилом относительной сорбционной способности минералов.
Первично сорбированная форма в дальнейшем пре терпевает процессы старения. При этом существенную роль играет среда, в которой протекает старение. Рас сматриваются основные случаи: восстановительная, окис лительная, сероводородная, карбонатная, галоидная сре ды и описывается характер возникающих микроминеральных форм.
На основании вычисления изобарно-изотермических потенциалов приводятся ряды сорбции катионов и сопря женных с ними минеральных форм.
Казахский научно-исследовательский институт минерального сырья Госгеолкомитета СССР
И. И. ПАСЮК
О Б Ъ Е М Н О Е О Т Н О Ш Е Н И Е |
М Е Ж Д У Т В Е Р Д Ы М И |
|
И Ж И Д К И М И Ф А З А М И |
П Р И |
С Г У Щ Е Н И И Р А С С О Л О В |
И П Р И М Е Н Е Н И Е Е Г О |
К И С С Л Е Д О В А Н И Ю С О Л Е Й |
С Т А Р О Б И Н С К И Х К А Л И Й Н Ы Х Г О Р И З О Н Т О В
Изучено высаливающее действие хлористого магния на хлористый натрий и хлористый калий при 25°,С.
Из растворов, насыщенных хлористым натрием, выса ливание начинается при концентрации хлористого маг ния выше 8%. Высаливающее действие хлористого магния продолжается до выделения в осадок основного количества хлоридов натрия и калия, пока растворы не насытятся по отношению к карналлиту. В насыщенных растворах хлоридов натрия и калия на один объем хло ристого магния высаливается почти один объем щелоч ного хлорида. Поэтому на равный объем соли в насы щенных растворах приходится почти равный объем воды.
Сухой солевой остаток в смеси с водой дает рассол, и пересчет хлоридных солей на рассол осуществляется че рез коэффициент перехода, который для хлористого ка лия и хлористого магния равен 3,10, а для хлористого натрия в связи с первоначальным взаимным растворе нием хлористого магния в насыщенных растворах — 3,93. Коэффициент перехода является кратным выражением
146
солей сухого остатка в жидкой фазе и определяется на основании прямо пропорциональной зависимости между содержанием брома в жидкой фазе и в сухом солевом остатке. Умножая содержание каждого хлорида в сухом остатке на соответствующий ему коэффициент перехода, можно определить количество жидкой фазы, в которой он содержится. Если разделить количество жидкой фазы на коэффициент перехода для данного хлорида, то полу чится количество выпавшего в осадок хлорида. Содержа ние оставшейся жидкой фазы определяется на основании кратности содержания брома в предшествующем хлориде по отношению к содержанию брома в последующих хло ридах, находящихся еще в растворе. Объемное отноше ние между твердой и жидкой фазами для сильвинитовой области равно 1,19, для карналлитовой в среднем — 1,95.
Приложение этих отношений к исследованию калий ных солей Старобинского месторождения дает возмож ность характеризовать степень прогибания дна солерод ного бассейна и цикличность соляной садки при образо вании старобинских калийных горизонтов. В результате подразделения калийных пластов на интервалы, отвеча ющие ярусам и полуярусам (в терминологии автора), для четвертого и третьего калийных горизонтов вычисле но соответственно 4 и 8 полуярусов, для второго и перво го горизонтов — по 2 полуяруса. На основании отноше ния между твердыми и жидкими фазами в сильвинитовой и карналлитовой областях сгущен-ия определена предкарналлитовая зона, имеющая равные показатели как для Старобинского, так и для Соликамского калийных месторождений.
Институт общей и неорганической химии АН БССР
М. Ф. СТА ЩУК
П Р О Б Л Е М А О К И С Л И Т Е Л Ь Н О - В О С С Т А Н О В И Т Е Л Ь Н О Г О П О Т Е Н Ц И А Л А В Л И Т О Л О Г И И
Среди различных параметров, по которым опреде ляют физико-химические условия формирования пород, значительное место отводится окислительно-восстанови тельному (о. в.) потенциалу. Методам его определения посвящена обширная литература.
147
Наиболее надежным и чаще всего применяемым мето дом для выяснения о. в. условий является метод аутигенных минералов. По степени восстановленности эти мине ралы образуют ряд: гидроокислы железа — глауконит — сидерит — пирит, который был предложен Л. В. Пусто валовым.
Отмечая несоответствие между расчетными значения ми и фактическими условиями формирования минералов (по термодинамическим расчетам Гаррелса), обсуждение проблемы лучше всего начать с рассмотрения условий формирования сульфидов. Реакция S" + 4H20 = S 04//-f + 8н+ + 6е, примененная Гаррелсом для этой цели, явля ется необратимой, а потому необоснованно говорить об о. в. потенциале этой системы. В связи с этим поле суль фидов не может считаться определенным. Для выяснения места сульфидов по профилю о. в. потенциала могут по мочь следующие соображения: микробиологические дан ные свидетельствуют о том, что возникновение сероводо рода в среде не зависит от о. в. потенциала среды. Так как формирование сульфидов обусловлено произведением активностей ферро- и сульфид-ионов, важно выяснить, какие содержания сероводорода могут удерживаться в среде в зависимости от Eh.
Анализ скорости изменения о. в. потенциала с изме нением активности H2S показал, что в случае малых со держаний H2S система S"->S° является наиболее емкой по отношению к сульфид-иону, в то время как система S" -> S O /' — наименее емкая. Указанные варианты дают верхнее и нижнее ограничения возможным изменениям сероводорода в зависимости от о. в. потенциала, что от
ражено в уравнении: |
(1 + 3п) Eh = 1,07 п + |
0,14— |
—0,059 pH—4п • 0,059 pH—0,029 lg aH2s 0 < п < 1, |
где ‘Л |
характеризует степень окисления сероводорода. Уравне ние показывает, что сульфиды железа могут формиро ваться в широком диапазоне Eh и даже в условиях более окислительных, чем условия формирования сидерита. Приведенный выше ряд превращается в ряд гидроокислы железа — пирит (что, например, имеет место в современ ных осадках).
Определяемый о. в. потенциал на породах чаще всего не отражает величину о. в. потенциала условий формиро вания осадка и раннего диагенеза, так как не находится в соответствии с Рсо2, диктующим стабильность сидери
148
та, и с P h2s , диктующим величину /г, а через нее и ве личину Eh, которые существовали в момент формирова ния осадка.
В последнее время для характеристики физико-хими ческих условий начала применяться так называемая «восстановительная емкость». Эта величина, к сожале нию, не характеризует однозначно о. в. потенциал фор мирования осадка.
Институт минеральных ресурсов Госгеолкомитета СССР, г. Симферополь