книги из ГПНТБ / Материалы к Совещанию по геохимии гипергенеза, ноябрь 1964 г. (тезисы докладов)
.pdfВ природе различные типы распада и превращения веществ не являются строго разграниченными или связа ны между собой переходными стадиями.
Наряду с биологическим разрушением органического вещества на разных стадиях его распада происходят и реакции синтеза. Освобождающиеся при распаде белков аминокислоты реагируют с продуктами распада углево дов, образуя более устойчивые соединения. Фенольные соединения окисляются, до растворимых и нерастворимых хинонов. И те и другие соединения вступают в реакции с химическими элементами, входящими в минеральную часть окружающей их среды.
Направление процесса превращения ископаемого ор ганического вещества и концентрации металлов в геоло гических условиях зависит от ряда факторов. Важней шими из них являются: химический состав организмов, климатические и палеогеографические условия, в кото рых происходил распад и дальнейшее превращение их остатков, окислительно-восстановительный потенциал среды, химические свойства металла и т. д. Для объясне ния распределения и форм связи металлов с органиче ским веществом почв в последнее время широко исполь зуется представление о внутрикомплексных соединениях «хелатах». Эти соединения могут играть значительную роль в концентрации и передвижении химических эле ментов в породах и почвах, а также в процессе выветри вания.
Особое внимание привлечено в настоящее время к ис следованию химической структуры и механизма образо вания гуминовых веществ, к количественному определе нию и изучению свойств их реакционно способных групп. Концентрация редких и рассеянных элементов в органи ческом веществе торфов, углей, сланцев во многих слу чаях может быть объяснена образованием прочных ком плексов между металлами и гуминовыми кислотами. Для урана, германия, ванадия, молибдена, меди получены комплексы с природными органическими соединениями, характеризующими в известной мере формы связи этих металлов с органическим веществом осадочных пород.
Институт геохимии и аналитической химии им. В. И. Вернадского АН СССР
10
А. И. ПЕРЕЛЬМАН
ОСНОВНЫЕ ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ ЗОНЫ ГИПЕРГЕНЕЗА
Впочвах, коре выветривания, континентальных от ложениях, водоносных горизонтах, т. е. в различных при родных телах зоны гипергенеза, наблюдаются сходные химические явления (выветривание полевых шпатов, окисление сульфидов, оглеение, огипсование и т. д.). Это позволяет говорить о геохимических типах эпигенетиче ских процессов, общих для разных образований гиперге неза.
Взависимости от окислительно-восстановительных условий среды выделяются три основных ряда гиперген ных процессов: окислительный, восстановительный глеевый и восстановительный сероводородный. Это позволяет все природные воды зоны гипергенеза также разделить на три основных типа: 1) воды окислительные, 2) воды глеевые, 3) воды сероводородные.
Вертикальная зональность подземных вод, установ ленная Н. К. Игнатовичем и другими гидрогеологами, в геохимическом отношении характеризуется чередованием отмеченных вод. Устанавливаются два основных крайних типа такой зональности: 1) кислородные воды — глеевые
воды; 2) кислородные воды — верхний пояс глеевых вод — сероводородные воды — нижний пояс глеевых вод.
В пределах рядов выделяются типы эпигенетических процессов в зависимости от типоморфных ионов водной миграции. В итоге получается определенная классифи кация эпигенетических процессов зоны гипергенеза.
Поведение химического элемента в гипергенных про цессах зависит не только от его химических свойств, но и от его кларка. Низкий кларк определяет низкую концен трацию элементов в природных водах и малую вероят ность образования самостоятельных минералов. Природ ные воды резко недосыщены редкими элементами.
Низкое содержание распространенных элементов (Si, Al, Fe ) в природных водах свидетельствует о плохой растворимости их минералов, а низкое содержание мно гих редких элементов в водах (Li, Rb, Cs, Se и т. д.) объ ясняется преимущественно их малыми кларками.
Направление гипергенных реакций во многом опреде ляется дефицитностью или избыточностью реагентов
11
(особенно анионов), что является характерной особен ностью зоны гипергенеза, определяющей своеобразие многих процессов. Использование данных химической термодинамики позволяет оценить направленность при родных реакций в условиях дефицита реагентов. К чи слу основных понятий геохимии гипергенных процессов относятся понятия о природных телах.
Устанавливается понятие о новом природном теле — водоносном горизонте. Это особые двухфазные природ ные тела, твердые и жидкие фазы которых тесно между собой связаны и взаимообусловлены. Водоносные гори зонты необходимо рассматривать как единое целое и изу чать комплексом методов.
Основная закономерность размещения природных тел зоны гипергенеза — зональность. Чем ближе к земной поверхности расположено данное природное тело, тем резче выражена зональность, тем меньше наблюдается несоответствие между климатическими и гипергенными зонами, тем уже зоны и более разнообразна система зон.
Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии АН СССР
Д. П. СЕРДЮЧЕНКО
О ГИПЕРГЕННЫХ ПРОЦЕССАХ ПРИ ФОРМИРОВАНИИ ДРЕВНИХ КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ
Гипергенные процессы выветривания горных пород, судя по имеющимся данным, во многом сохраняют сход ные черты от катархея до позднетретичного и современ ного периодов. Вещественный состав палеогеновой коры выветривания на каменноугольных осадочных породах в Донбассе, юрской коры на ультрабазитах Северного Кав каза показывает, что в зависимости от состава выветри вавшихся пород, кислородного потенциала и кислотно сти—щелочности среды, степени застойности вод и т. д. шло образование глинистых, кремнистых, железистых (и марганцовистых) вторичных продуктов, остававшихся на месте или более или менее значительно перемещавщихся и дававших материал для ряда остаточных и оса дочных месторождений.
Гипергенное выветривание очень часто сочеталось с формированием застойных озерно-болотных или при устьевых— лагунных бассейнов, в которых происходило
12
осадочное минерало- и рудообразование, накладываете' еся на остаточные продукты коры. При этом подстилаю щие кору материнские породы подвергались гипергеннометасоматической инфильтрационной минерализации, что
особенно хорошо видно в Донбассе |
(ожелезнение выхо |
|
дящих под наносы |
пластов каменноугольных известня |
|
ков) и на р. Малке (хлоритизация |
или сидеритизация |
|
малоизмененных |
серпентинитов — соответственно под |
хлоритоносными или сидеритоносными болотно-лагунны ми образованиями).
Рифейское выветривание архейской железорудной толщи Алдана обусловило (за счет магнетита и сопро вождающих его силикатов и алюмосиликатов, сульфидов меди и железа) развитие многостадийной мартитизации и лимонитизации, хлоритизации, нонтронитизации, окварцевания, серицитизации (карбонатных и скаполитовых пород), появление местных скоплений вторичных суль фидов, гидрокарбонатов и самородной меди, а также агрегатов барита вдоль трещинок (в результате разло жения калиевых полевых шпатов). Мартитизированные железняки и хлоритизированные породы в виде об ломков входят здесь в состав базальных нижнекембрий ских карбонатных слоев.
Нормальная последовательность архейских осадочно метаморфических железорудных толщ в Южной Якутии (форстерито-хондродито-флогопито-магнетитовые с диоп сидом сланцы, кальцифиры и руды в стратиграфически нижнем горизонте и диопсидо-скаполито-магнетитовые руды и породы с кварцем и роговой обманкой в верхнем горизонте) местами нарушается не вполне согласным за леганием поверх нижнего горизонта линзообразных и гнездовидных тел силлиманитовых гнейсов и квар цитов, а также гнездовидными телами крупно- и мелко зернистых барито-гематито-кварцевых руд. Все эти об разования представляют архейскую (более 2 млрд, лет) метаморфизованную кору выветривания полевошпатовых (гранитовых и гнейсовых) пород. В других районах Ал дана кварцево-каолинито-барито-железистая кора сопро вождалась бокситовыми участками, давшими кианито- маргарито-корундовые метаморфические породы.
Подобные алданским, кварц-гематит-баритовые руды, подстилаемые силлиманитовыми кварцитами и силлима нито-корундовыми сланцами, имеются и в катархейской
13
\
парагнейсовой формации Намакваленда в Южной Афри ке; стратиграфически ниже широко распространены гра нитовидные (возраст 3 млрд, лет) метаморфизованные аркозовые породы, образовавшиеся от выветривания «докейских» гранитов. Первоначальные боксито-каоли- нитовые зоны древнейшей коры были здесь местами инфильтрационно пронизаны по трещинам крутыми выкли нивающимися с глубиною жилами каолинита, что ясно отражено в аналогичных соотношениях корундо-силлима- нитовых прерывистых пластов и секущих их жил силли манита.
Не менее 3,5—4,0 млрд, лет назад начались процессы гипергенного выветривания уже сформировавшихся гор ных пород, разложение первичных минералов и накопле ние вторичных минеральных продуктов, а также разделе ние и концентрация элементов (например, железа, алю миния, марганца, фосфора, редких земель, титана и др.), формирование осадочных и гипергенно-метасоматиче- ских месторождений, подвергшихся вместе с вмещающи ми породами повторному метаморфизму и частичному плавлению, которые сопровождались развитием мета- морфогенно-гидротермальной деятельности.
Институт минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов АН СССР
А. П. СОЛОВОВ
МОРФОЛОГИЯ И ПАРАМЕТРЫ ГИПЕРГЕННЫХ ОРЕОЛОВ РАССЕЯНИЯ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
ВСОВРЕМЕННОМ АЛЛЮВИИ
ИДРЕВНИХ КОРАХ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Геохимические поиски рудных месторождений наибо лее эффективно осуществляются методами литохимиче ских (металлометрических) съемок, путем выявления гипергенных (вторичных) ореолов рассеяния оруденения. В открытых складчатых, активно денудируемых (горных) районах вторичные ореолы рассеяния рудных месторож дений развиваются в современном элювио-делювии. В за крытых пенепленизированных районах, в которых рудо вмещающие породы складчатого фундамента перекрыты чехлом молодых осадков, палеогеографическими анало гами современных ореолов являются погребенные оста-
14
точные ореолы рассеяния месторождений в древней коре выветривания. Геохимические поиски в закрытых рай онах, ориентированные на выявление с поверхности на ложенных вторичных ореолов рассеяния, на существую щем уровне методики и техники недостаточно эффек тивны.
Формирование гипергенных остаточных ореолов рас сеяния определяется местными геоморфологическими и ландшафтно-геохимическими условиями, характеристи кой вещественного состава, формой и условиями залега ния рудных тел. В современном элювио-делювии в широ ком диапазоне геологических условий преобладающее значение имеет механическое рассеяние устойчивых первичных и вторичных рудных минералов. По верти кальному разрезу элювио-делювия остаточные ореолы рассеяния в горных районах расширяются к дневной по верхности, претерпевая деформации, обусловленные гра витационными процессами.
Погребенные ореолы месторождений в древней коре выветривания формировались при существенном участии солевого рассеяния рудных элементов, обязанного дли тельному континентальному развитию в условиях замед ленной денудации. В полном профиле древней коры вы ветривания силикатных пород в верхнем каолиновом горизонте остаточные ореолы ослаблены, приобретая гри бовидную, часто асимметричную форму, определяющую ся условиями залегания рудных тел и направлением па леостока. В породах чехла погребенные ореолы чаще не прослеживаются.
На глубине вторичные остаточные ореолы рассеяния обоих типов сужаются, примыкая на границе зоны гипергенеза к рудным телам и их первичным ореолам. Важней шими параметрами, характеризующими вторичные оста точные ореолы месторождений, являются свойственные химическим элементам коэффициенты рассеяния и коли- ' чество металла в ореоле.
Местные значения коэффициентов рассеяния (а в м) объективно характеризуют сравнительную геохимиче скую подвижность различных химических элементов в данных условиях ландшафтов. Для элементов, совместно проявленных в ореолах, многочисленные определения по зволяют установить убывающие значения о: W > РЬ > > Be, Mo > Bi, Си > Ва. Для одного элемента в раз-
15
личных ландшафтах и для разных элементов а изменяется в 2—4 раза. Изучение величин коэффициентов рассеяния следует продолжить, практикуемое сопоставление мигра ционной способности элементов по ширине ореолов яв ляется ошибочным. Количество металла в ореоле (М в жг%, q в тоннах для слоя 1 м) позволяет оценивать про цессы выноса и аккумуляции элементов по вертикально му разрезу зоны гипергенеза. В соответствующих геоло гических условиях параметр q позволяет оценить геоло гические (прогнозные) запасы металла в рудных телах, что особенно важно при поисках погребенных месторож дений.
На 30% территории СССР геохимические поиски мо гут проводиться путем выявления вторичных ореолов рассеяния месторождений в современном элювио-делю- вии. На 13% территории допустимо ставить вопрос о по исках рудных месторождений по их погребенным оста точным ореолам. В настоящее время эти глубинные гео химические поиски целесообразны в определившихся рудных районах с чехлом перекрывающих рыхлых отло жений до 100—150 м\ при отсутствии древней коры вы ветривания проведение их менее эффективно. Природные условия осложняют интерпретацию геохимических ано малий, и только тщательный анализ процессов гиперген ной миграции элементов обеспечивает развитие теорети ческих основ и практики геохимических поисков.
Всесоюзный научно-исследовательский институт минерального сырья Госгеолкомитета СССР
В. Н. ЩЕРБИНА
КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ ГАЛОГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Галогенные отложения возникают в зоне гипергенеза
вспецифической физико-химической обстановке сильно осолоненных и солеродных поверхностных водоемов. В их составе в качестве породообразующих компонентов при сутствуют разнообразные минералы, между которыми при формировании галогенных отложений и их переходе
вископаемое состояние устанавливается определенное
равновесие. При последующем возвращении ископаемых галогенных отложений в зону гипергенеза это равновесие нарушается вследствие различного отношения их породо образующих компонентов к воздействию агентов вывет
16
ривания и в первую очередь к воздействию инфильтрационных подземных вод атмосферного происхождения. Кора выветривания, образующаяся при зтом в верхней ча сти галогенных отложений (соприкасающейся с инфильтрационными подземными водами атмосферного проис хождения), характеризуется большим разнообразием геохимических, минералогических и петрографических особенностей. Они определяются составом исходных га логенных отложений и глубиной их залегания, а также составом, характером и продолжительностью воздействия инфильтрационных подземных вод. Разработанной клас сификации и систематики кор выветривания 'галогенных отложений пока не существует.
Геохимическая сущность гипергенных изменений га логенных отложений заключается в растворении и выно се инфильтрационными подземными водами всех водно растворимых компонентов. В итоге галогенные отложе ния превращаются в несоленосные и негипсоносные пес чано-глинисто-мергелистые и карбонатные отложения.
Процессы преобразования галогенных отложений в негалогенные очень сложны и многообразны; для них ха рактерна последовательность развития (стадийность), обусловливающая формирование в вертикальном раз резе определенного профиля коры выветривания.
Необходимо различать профили коры выветривания, развивающиеся на следующих типах галогенных отло жений (развитых в пределах СССР): 1) глинисто (мер гелисто)-гипсовых; 2) глинисто (мергелисто)-галито-гла-
уберитовых; 3) карбонатно(мергелисто)-ангидритовых; 4)д<арбонатно (мергелисто) -ангидрито-галитовых; 5) кар бонатно (мергелисто)-ангидрито-галито-калийных бессульфатного типа; 6) карбонатно (мергелисто)-ангидри то-галито-калийных сульфатного типа.
Определения, применямые в настоящее время для обозначения коры выветривания галогенных отложений, или являются слишком общими (надсолевая толща, по кровная толща, зона выщелачивания, кепрок), или ха рактеризуют собою только один из горизонтов профиля коры выветривания галогенных отложений (глинисто мергелистая, глинисто-гипсовая, гипсовая, гипсо-ангидри товая, сильвинитовая, каинитовая, шенитовая, глазеритовая и тому подобные «шляпы»).
Основными геохимическими направлениями, форми-
2. Зак. 1633 |
17 |
рующими коры выветривания галогенных отложений, являются:
1. Растворение и полный вынос растворяемых солей без заполнения занимаемого ими пространства, что при водит к накоплению нерастворимого в воде остатка, об разованию пустот различной формы и размера, проседа нию пород и часто к возникновению брекчий.
2. Замещение менее устойчивых в зоне гипергенеза минеральных видов более устойчивыми сопровождается удалением в растворенном виде либо всего замещаемого минерального вида, либо некоторой его части, иногда происходит с образованием псевдоморфоз и всегда ста дийно. Наиболее типичны следующие процессы:
а) силицификация: окремнение карбонатных пород, боратов, образование аутигенного кварца;
б) карбонатизация: замещение доломита кальцитом (дедоломитизация, кальцитизация), гипса и ангидрита —
доломитом |
и |
кальцитом |
(десульфатизация), боратов |
||||||||
(ашарита) |
— кальцитом и реже доломитом и т. д.; |
|
|||||||||
в) |
гидратация простых солей: превращение ангидрита |
||||||||||
в гипс, тенардита — в |
мирабилит, |
кизерита — в |
эпсо- |
||||||||
мит и т. д.; |
|
|
|
|
сопровождающаяся их |
||||||
г) |
гидратация сложных солей, |
||||||||||
разложением и образованием новых |
(более простых) со |
||||||||||
лей или новых солей и раствора, например: |
глауберит -> |
||||||||||
гипс -г мирабилит (или раствор |
сульфата Na); лангбей- |
||||||||||
нит |
шёнит + |
эпсомит |
(или |
раствор |
сульфата |
Mg); |
|||||
полигалит -> гипс -f- раствор |
сульфатов |
Mg и К; глазе- |
|||||||||
рит -►мирабилит + раствор |
сульфата |
К; |
карналлит |
||||||||
сильвин + раствор хлорида |
Mg; |
каинит -> шёнит + ра |
|||||||||
створ хлорида Mg и т. д.; |
|
|
|
1) |
замещение гали |
||||||
д) |
сложные процессы замещения: |
та карбонатами, сильвина и галита — ангидритом и кар бонатами; 2) полигалитизация ангидрита, сильвина, ка инита, глазерита, лангбейнита, калиборита; 3) последо вательные превращения боратов (ашаритизация и улекситизация калиборита, колеманитизация ашарита и улексита и т. д.);
е) сложные процессы новообразования минералов в результате взаимодействия подземных вод различного состава (слабоминерализованных инфильтрационных и рассольных) или рассольных вод и солевых минералов.
АН БССР
С е к ц и я /
ГЕОХИМИЯ ЛИТОГЕНЕЗА И РУДООБРАЗОВАНИЯ
И. М. БЕСПАЛОВ
КГЕОХИМИИ МЕДИ, СВИНЦА И ЦИНКА
ВПЕРМСКИХ ОТЛОЖЕНИЯХ ДОНЕЦКОГО БАССЕЙНА
ВДонбассе медная минерализация приурочена к серым горизонтам песчаников и алевролитов картамыш-
ской свиты, свинцово-цинковая — к пластам доломитизированных известняков в низах никитовской свиты. Источ ником Си, РЬ и Zn была гумидная зона гор, расположен ная на месте современного Приазовского кристалличе ского массива, где выявлены многочисленные рудные проявления гидротермального и контактово-метасомати- ческого происхождения, сопровождаемые сульфидами Си, Pb, Zn.
Перенос Си, Pb, Zn осуществлялся в основном в виде растворов. Об этом свидетельствуют активное химиче ское выветривание в области сноса, относительно низкие значения pH (меньше 7,5) водотоков гумидной зоны, приуроченность оруденения к прибрежным фациям, гори зонтальная дифференциация (зональность) этих элемен тов в осадках и отсутствие в последних их терригенных минералов. Так как растворы Си, Pb, Zn образовались за счет окисления исходных сульфидных минералов, то, по-видимому, начальной формой их миграции были суль фатные соли. Растворы Си, Pb, Zn при взаимодействии с карбонатами лагунного бассейна первоначально вы падали в осадок в прибрежных условиях в виде основ ных карбонатных солей.
В раннем диагенезе в поверхностном слое осадка и его толще карбонаты Си, Pb, Zn при взаимодействии с H2S и свободной S переходят в более устойчивую суль фидную форму. Свободная S — продукт нескольких про цессов окисления H2S. Последний образовался из суль
19