Научная конференция ломоносовские чтения



жүктеу 3.58 Mb.
бет12/19
Дата26.08.2018
өлшемі3.58 Mb.
1   ...   8   9   10   11   12   13   14   15   ...   19
ГЛАВА 2
ВАЖНЕЙШИЕ РАЗРАБОТКИ В ТЕОРИИ ГИПЕРГЕНЕЗА ВО ВТОРОЙ ПОЛОВИНЕ XX ВЕКА

В последние десятилетия ХХ в. генетическая концепция гипергенеза пополнилась рядом новых разработок, которые оказались сосредоточенными на ее начальном этапе. Начало всегда является особенно важным, как непосредственно определяющее течение событий не только в ближайшем, но и в дальнейшем будущем. В данном случае оно соотносится с механизмами деструкции исходных (первичных) минералов и в соответствии с главенствующей в ХХ в. гидрохимической моделью гипергенного процесса - с взаимодействием природных водных растворов с первичными минералами, рудами и породами.

К определенным достижениям в этом плане, видимо, следует отнести результаты следующих исследований:

I. Становление коррозионной модели развития гипергенеза;

II. Вывод корректных уравнений реакций окисления минералов;

III. Выявление количественных причинно-следственных связей в "цепочке" факторов: геоморфология региона - динамика подземного стока - химизм и pH вод - зональность и тип гипергенной минерализации;

IV. Закон энергетической направленности гипергенных процессов;

V. Обоснование роли бактериального фактора в развитии гипергенеза.

Остановимся подробнее на первых трех пунктах приведенного перечня.

I. Становление коррозионной модели в теории гипергенеза произошло в 1970-е годы благодаря многочисленным экспериментальным работам и обобщениям, проводимым на кафедре минералогии МГУ (Л. К. Яхонтова, А. П. Грудев, Л. Г. Нестерович). Эти исследования осуществлялись в рамках классической гидрохимической модели, опирающейся на значение роли в гипергенезе взаимодействия природных растворов с подвергающимися выветриванию минералами, в условиях критического отношения к распространенным в те годы представлениям о первостепенном значении в образовании гипергенных минералов, якобы накапливающихся и протекающих в земной коре электрических токов (Яхонтова, Грудев, 1978, 1987).

Коррозионная модель процессов гипергенеза сложилась в условиях электрохимических исследований арсенидов, сульфоарсенидов и многих сульфидов. Эти исследования показали, что деструкция минералов осуществляется по законам коррозионных или анодно-катодных процессов, когда под воздействием окисляющей среды (электролита) погруженный в нее минерал-электрод, попадая в анодную позицию, подвергается анодному окислению, а катодный процесс развивается в среде, например на растворенном в ней кислороде: O2+2H2O+4 4(OH) или на другом минерале, играющем роль катода.

Катодно-анодная функция минерала связана с его кристалло-структурными особенностями, описываемыми, как известно, теорией зонного строения прежде всего полупроводников - малая ширина запрещенной зоны, облегчая выход электрона в зону проводимости кристалла, т.е. уменьшая "работу выхода", является залогом его анодной позиции в катодно-анодном взаимодействии. Минерал, погруженный в электролит, характеризуется специфическим электродным потенциалом (ЭП) и в таком взаимодействии занимает ту или иную позицию: в анодной окисляется с потерей электронов и является их донором, в катодной - становится устойчивым акцептором. Отсюда катодно-анодные отношения минералов в зоне окисления могут быть оценены как донорно-акцепторные.

В горизонтах цементации гипергенных зон рудных месторождений, где господствуют застойные воды, обедненные кислородом и другими окислителями, электрохимические донорно-акцепторные взаимодействия между минералами и средой практически сводятся к нулю. Об этом свидетельствуют опыты с вытеснением в электролите воздуха (гелием), когда среда теряла свой окислительный потенциал (ОП) и сравнивалась с ЭП использованного в опытах минерала В этих случаях на первое место выходят обменные реакции образования цементационных сульфидов и биоминеральные (биокосные) процессы с участием сульфатредуцирующих микроорганизмов (Яхонтова, Грудев, 1974).

Следует заметить, что биокосные взаимодействия полностью вписываются в рамки коррозионной модели развития начального этапа гипергенеза. Микроорганизмы в горизонтах просачивания вод служат, как правило, "катодным" партнером минералов, т.е. агрессивным окислителем, акцептирующим электроны окислительных реакций. Становление коррозионной модели развития зоны гипергенеза способствовало описанию протекающих в ней окислительно-восстановительных реакций не традиционными с балансом вещества и зарядов (валентностей) уравнениями, а ионно-электронными реакциями.

Новая концепция формирования гипергенной зоны стала методологической основой для углубленного исследования механизмов окисления минералов. Появилась реальная экспериментальная возможность проникнуть в сущность процессов, протекающих непосредственно в область электролита (раствора), примыкающего к исходной поверхности окисляющегося минерала, - в так называемый двойной электрический слой (ДЭС), где происходит концентрация первых анионных продуктов окисления и где совершается ряд специфических первых же реакций (диффузия, сорбция и десорбция, массообмен и др.), во многом определяющих течение собственно деструкционных механизмов.

Коррозионная модель формирования гипергенной зоны особо плодотворной оказалась при исследовании минералов, контактирующих друг с другом, - гальванических пар. Она позволила, по-существу, количественно оценить химизм деструктирующих процессов, кинетику и энергетику взаимодействий, специфику протекания окислительных реакций в условиях массивных и вкрапленных руд, рассмотреть проблему устойчивости минералов, наконец, определиться в отношении роли бактериального фактора в гипергенезе.

Знаменательно, что новая генетическая разработка существенно увеличила приток в генетические проблемы гипергенной минералогии современных достижений физической химии, учения о растворах, энергетической кристаллохимии, электрохимии и даже микробиологии. Не отрекаясь от классического канона о теснейшей связи результатов гипергенеза с гидрохимическими, тектоническими и климатическими факторами и, наоборот, опираясь на них, она внесла новые мировоззренческие представления в генетические проблемы гипергенной минералогии.

II. В последних десятилетиях века общепризнанной необходимостью стал поиск способов составления уравнений, отражающих наиболее вероятные реакции окисления минералов. Коррозионная модель формирования гипергенной зоны позволила подойти к решению такой задачи с опорой на количественные экспериментальные данные и современное состояние важнейших разделов физической химии неорганических систем-равновесий в водных растворах и кинетики протекающих реакций.

Как отмечалось, окисление отдельных минералов согласно гидрохимической модели развития гипергенеза долгое время описывалось реакциями, в которых господствовало главное правило химической стехиометрии левой и правой частей уравнений окисления типа MeS+2O2=FeSO4 или FeS2+3,5O2+H2O=FeSO4+H2SO4 (Смирнов, 1951). Лишь в результате исследований Р. Гаррелса (1960-е годы) в обиход вошли диаграммы Eh-pH и ставшие хорошо известными ионно-электронные уравнения, описывающие и коррозию металлов и окисление сульфидов. Так, окисление того же пирита могло быть записанным новой реакцией FeS2+3,25O2+1,5H2O=Fe3++2HSO4-+H++2, но вновь с произвольной трактовкой правой части. Возникла необходимость обоснованной записи уравнений окислительно-восстановительных реакций, отвечающей более реальной картине в отношении состояния вещества (Fe, S) в определяющих это состояние координатных Eh-pH условиях.

Эту задачу удалось решить с помощью несложного эксперимента, в первую очередь способного определить зависимость ЭП-pH сульфидного электрода в сернокислом электролите с постепенным увеличением pH и довести полученный график до представительного путем двух-трех повторов опыта. В координатах Еh-pH в таком графике могут быть три главных позиции отдельных его участков (рис.1): 1) участок А, отвечающий реакциям типа гидролизных, независимых от изменения ЭП и содержащих в продуктах реакции не электроны , а ионы H+; 2) Участок В, связанный с содержанием в продуктах реакции лишь электронов; 3) Участок С - наклонный, отражающий окислительно-восстановительный процесс, на котором правая часть уравнений содержит и H+ и . Это наиболее сложный вариант выбора типа реакции.

Согласно известному уравнению Нернста, отражающему зависимость ЭП от активности ионов, участвующих в потенциалопределяющих реакциях, (для реакции аА+bB dД+сС+n, в которой Д или С могут быть ионы H+), можно убедиться в том, что важнейшее частное от деления определяет отношение количества ионов H+ (pH) к числу (Eh) в продуктах окислительной реакции, позволяющее в правой части уравнения записывать не любое число H+ и , а только диктуемое экспериментом - наклоном графика ЭП-pH в рассматриваемом участке изменения pH. Наклон графика в виде tg угла наклона измеряется экспериментально и с учетом множителя 0,059(0,06) может быть: [-0,010] - H+ и 6; [-0,015] - H+ и 4; [-0,060] - H+ и (для того же пирита при pH<3); [-0,020] - 3H+ и 4 (для Bi2S3) и т.д. Благодаря описанным приемам количество ионов H+ и в продуктах реакции не может быть записано произвольно, а лишь с сохранением между ними экспериментального отношения.


Рис. 1.Возможное положение отдельных участков графиков ЭП-pH минерального электрода

в окисляющем растворе. Пояснение см. в тексте.



Рассмотрим некоторые примеры:

1. Реакция Fe2+ Fe3++ - наклон [O];

2. Окисление халькопирита - на графике ЭП-pH выявлено два участка: 1) в области pH<3 c наклоном [-0,020] и 2) в области с pH 3-8 c наклоном [O]. Выводятся два уравнения окисления сульфида:

[-0,020]CuFeS2+3,25O2+1,5H2O [CuHSO4]++[FeHSO4]++H++3 и

[O] CuFeS2+4H2O [CuSO4]0+[FeSO4]++.

Один из наиболее сложных вопросов в практике вывода уравнений окисления минералов связан с поиском данных о состоянии вещества в растворах в тех или иных условиях состояния среды. Для корректных результатов недостаточно пользоваться известными диаграммами Eh-pH, предлагаемыми М. Пурбэ (Pourbaix, 1963), Р. Гаррелсом и Ч. Крайстoм (1968), - необходим тщательный анализ литературы и экспериментально подтвержденных сведений. Проблема осложняется, когда окислению подвергаются контактирующие друг с другом минералы или находящиеся в контакте с микроорганизмами.

Корректные уравнения окисления минералов становятся прогнозом реального состояния продуцируемых процессом их деструкции растворов, миграции последних и характера их участия в гипергенной и техногенной минерализации, а также в экологических последствиях.

Описанный метод вывода уравнений окисления минералов полностью применим и к случаям исследования процессов окисления минералов в культуральных (бактериальных) средах, которые являются более агрессивными, ведущими процесс с максимально высоким выходом энергии (электронов) в среду, обеспечивающей жизнедеятельность микроорганизмов. Понятно, что в этих случаях графики ЭП-pH существенно изменяют свой вид, и в соответствии с чем, и выведенные для них уравнения реакций окисления минералов. Полученные при этом данные имеют прямое отношение к организации биотехнологической переработки минерального сырья, а разработанная и описанная методика служит основой ее совершенствования.

 Третья новейшая разработка, которую также хотелось отметить, являясь существенным вкладом в теорию гипергенеза, раскрывает прямую связь химизма и щелочности-кислотности природных вод с динамикой их просачивания и истечения во вмещающих породах и в конечном счете - с геоморфологическими особенностями региона. В силу обстоятельств эти новейшие исследования оказались в большей мере соотносящимися с развитием кор выветривания, но их значение остается не менее важным и для формирования минерализации окисленных руд.

Таблица 31

Связь состояния растворов и корообразования с геоморфологией

региона по данным Ю. Ю. Бугельского (1979)


Характер растворов

Вершина (очень сильный водообмен)

Пологий склон (средний водообмен)

Плато (слабый водообмен)

К*

 

30

15

0,5

Mg

мг/л

7-8

40-80

80-150

SiO2

мг/л

10-15

100-130

80-100

HCO3

мг/л

до 100

до 300

до 600

pH

 

6,5

7-8

8-9

 

Рельеф


 



Тип профиля выветривания

Резко сокращенный профиль (дезинтеграция)

Полный профиль (с горизонтом нонтронитизации)

Недоразвитый профилъ (с желез-ной шляпой)

*Коэффициент подземного стока, л/сек/км2.

 

В табл. 31, показано, как тесно увязаны водообмен (коэффициент подземного стока К), химический состав (содержание в водах Mg, SiO2 и HCO3-) и величина pH просачивающихся через толщу пород (в данном случае змеевиков) растворов с рельефом местности и сколь различны результирующие типы и профили коры выветривания, отвечающие привершинной части, пологим склонам и плато рельефа местности.

Следует отметить, что эта ювелирная работа выполнена на Кубе Ю. Ю. Бульским - руководителем экзогенного отдела ИГЕМа АНРФ, сотрудники которого (В. М. Новиков, А. Д. Слукин, Н. Б. Сергеев) продолжают детальнейшие исследования минерализации кор выветривания и ее связей с динамикой и химизмом природных вод, климатической и тектонической обстановкой. Отрадно отметить, что в последние годы подобные тонкие исследования были распространены и на окисленные руды (Сергеев, 1995; Сергеев и др., 1996).


ГЛАВА 4
ЭНЕРГЕТИЧЕСКАЯ НАПРАВЛЕННОСТЬ ПРОЦЕССОВ ГИПЕРГЕНЕЗА

Отмеченная самоорганизующаяся сущность минерализации зоны гипергенеза (Ивашов, 1995; Плюснин, Гунин, 1998), которая выражается в закономерной последовательности кристаллизации гипергенных минералов в зонах окисления рудных месторождений и в профилировании кор выветривания, теперь может быть дополнена и осмыслена энергетическими элементами этой самоорганизации, благодаря которым гипергенез может рассматриваться как процесс с закономерной энергетической направленностью.

Образование гипергенных минералов - это сложный многостадийный процесс, в ходе которого прежде всего совершается деградация (окисление) структур исходных (первичных) минералов, сопровождаемая изменением электронной плотности их структурного поля, в первую очередь изменением эффективных параметров последнего - координационных полиэдров и зарядов атомов, слагающих структуру, т.е. изменением характера химических связей и их энергетического состояния, что позволяет оценивать весь процесс деградации некоторыми энергетическими характеристиками. Естественно, каждый гипергенный минерал, формирующийся в дальнейшем в обстановке нового состояния растворов и их конституентов, должен обладать этими характеристиками в ином качестве.




Рис. 3. Поведение усредненных эффективных зарядов атомов в профиле магнезиально-железистой коры выветривания. В "кислородных" графиках для горизонтов конечного гидролиза (IV) отмечены "энергетические уровни" существенно гидрогётитовой, гётитовой и гематитовой альтернативных ассоциаций

Первые публикации (Яхонтова и др., 1995, 1997) показали возможность использования в виде критериев энергетики гипергенеза эффективных зарядов атомов, слагающих структуру, как исходных минералов, так и новообразованных - гипергенных.

Ниже такой анализ проведен на основе дополнительных данных. На рис. 3, 4 представлены графики изменения эффективных зарядов атомов (Q), образующих структуры реперных минералов в гипергенных классических профилях магнезиально-железистой площадной коры выветривания и зоны окисления сульфидных месторождений с существенно пиритовой минерализацией. В таблицах 34, 35 показаны величины эффективных зарядов минералов, использованных для построения графиков. В первом примере естественно фиксировались заряды Si, Fe, Mg и кислорода, во втором - Fe, S и кислорода. Как обычно, эффективные заряды атомов рассчитывались на основе возможностей остовно-электронного структурного анализа минералов, позволяющего достаточно корректно выполнить эти расчеты (Зуев, 1990).

Построенные графики отчетливо показывают, что с формированием профиля Mg-Fe-ой коры выветривания снизу вверх от горизонта начального гидролиза и выщелачивания серпентинита через горизонт нонтронитизации до зоны конечного гидролиза формирование гипергенных минералов профиля происходит в условиях увеличения эффективных зарядов Si и Mg (Fe) соответственно от +1,9 и +1,65 до +2,2 и +2,3, т.е. с окислением главнейших конституентов серпентинита. Аналогичная картина была выявлена и в случае формирования окисленных горизонтов исходной пиритовой минерализации, когда развитие зоны окисления протекало в направлении от исходного пиритового горизонта (Fe +0,68 и S -0,34) через купоросно-ярозитовую (Fe до +2,3 и S до +3,3) зону до гидроксидно-железистой (Fe до +2,4) "железной шляпы" месторождения.





Рис 4. Эволюция эффектив-ных зарядов атомов Fe (x), S ( [] ) и O (о) в структурах минералов при окислении пирита: с - ссомольнокит, м - мелантерит, - батлерит, я - ярозит, гид - гидрогётит, гёт - гётит, фер - ферригидрит.

 

Как бы не были упрощены приведенные примеры, результаты их анализа свидетельствуют о том, что изломы графиков, отвечающих переходам компонентов минеральных структур к состояниям с более высокими эффективными зарядами, приходятся на границы этапов минерализации, обычно выделяемых при парагенетическом анализе профилей кор выветривания и зон окисления.

Анализ состояния эффективных зарядов атомов в структурах минералов позволяет раскрыть энергетическую тенденцию в развитии гипергенеза, которая заключается в монотонной суммарной потере атомами электронов при переходе к новообразующимся минералам в горизонтах гипергенного профиля, т.е. в развитии процесса окисления. Усредненные эффективные заряды атомов, близких по своей структурной позиции, на стадии гипергенеза (к примеру, Fe и Mg) можно рассматривать количественным энергетическим показателем эволюции вещества в профиле.

Использование эффективных зарядов атомов при рассмотрении энергетики гипергенеза дает прямую возможность количественно проследить осуществление постулата второго начала термодинамики, согласно которому, по Л. Больцману, "природа в своих процессах стремится перейти от менее вероятного к более вероятному состоянию", от структур с относительно низкими эффективными зарядами атомов к более устойчивым "высокозарядным" структурам, к системам с более "кислотными" свойствами, обладающими во взаимодействиях (особенно в биокосных) заметно уменьшенной "энтропийной сорбцией", тормозящей процесс взаимодействия.

Таблица 34

Эффективные заряды атомов гипергенных минералов, маркирующих профиль

площадной Mg-Fe-ой коры выветривания


Горизонты

Минералы,

Эффективные заряды (Q)

профиля

маркирующие горизонты профиля

катионов (Fe, Mg)

кремния

кислорода

(усредненные)



Конечный гидролиз

Гидрогётит

Гётит


Гематит

Опал


+2,36

+2,35


+2,25

-


-

-

-



+2,20

-1,10

-1,34


-1,50

-1,10


 

Гидролиз


Нонтрони-тизация

Нонтронит

Гётит


Опал

+2,36

+2,35


-

+2,12

-

+2,20



-1,10

-1,34


-1,10

 

Монтморилло-нитизация

Феррисапонит с (Fe3+Mg1,5)

Опал


<+1,90>

-


+2,15

+2,20


-1,10

-1,10


Выщелачивание и начальный гидролиз

Керолит

Серпентин

Брусит

Вермикулит



Магнезит

+1,66

+1,70


+1,66

+1,70


+1,70

+2,10

+2,10


-

<+1,80>

-


-1,15

-1,15


-1,20

-1,15


-0,90

Исходный серпентин

Серпентин

Оливенит


Энстатит

+1,70

+1,67


+1,67

+2,10

+1,80


+1,90

-1,15

-1,28


-1,22

С помощью эффективных зарядов атомов в структурах минералов можно также определять еще одну энергетическую характеристику продуктов гипергенного минералообразования - их ионность fi (или окисленность структуры), которая, как известно, непосредственно связана с энергией связей кристаллической решетки соединений (Бацанов, Бокий, 1958). Чем выше fi, тем устойчивее минеральная структура.

Таблица 35

Эффективные заряды атомов минералов


Минералы

Эффективные заряды атомов

 

 

Fe

S

кислорода (суммарный заряд)

fi

Оксиды - гидроксиды

Гидрогётит FeO OH H2O

Гётит FeO OH



+2,36

+2,35


-

-


-1,10

-1,35


0,55

0,67


Основные сульфаты

Ярозит KFe3[SO4]2(OH)6

БатлеритFeSO4OH.2H2O



+2,30

+2,45


+3,15

+3,30


-1,15

-1,00


0,58

0,50


Сульфаты (купоросы)

Ссомольнокит FeSO4 H2O

Сидеротил FeSO4 5H2O

Мелантерит FeSO4 7H2O


+1,75

+1,80


+1,81

+1,85

+1,75


+1,72

-0,82

-0,68


-0,66

0,41

0,34


0,33

Сульфиды

Пирит FeS2

+0,68

-0,34

-

-

 

Исследование связи эффективных зарядов атомов структур с их стабильностью (окисленностью) позволили предложить в качестве такой оценки ионность структур (fi) по конституентному кислороду (Зуев, 1990; Яхонтова и др., 1991д, 1995). Для расчета fi применяется отношение усредненного для данной структуры Q кислорода (< Q> ) к его предельному ионному значению (-2), т.е. валентности.

Так, ионность структуры гематита оценивается величиной 0,77. (-1,54/2), где -1,54 - усредненный эффективный заряд кислорода в структуре Fe2O3. Для берналита Fe(OH)3 fi=0,57, для гидрогётита 0,55, а для гётита FeO OH - 0,66, что фиксирует увеличение окисленности структур от гидрогётита к гематиту. Данное обстоятельство контролирует редкую встречаемость в окисленных рудах берналита и быстрый его переход в гётит. В ряду, характерном для кор выветривания, - гиббсит Al(OH)3 - бемит AlOOH - диаспор HAlO2 величина fi соответственно увеличивается 0,56-0,63-0,66, отвечая последовательному росту окисленности и, следовательно, устойчивости структур минералов.

Наконец, эффективные заряды атомов могут быть использованы при рассмотрении вопросов, касающихся так называемых "альтернативных парагенезисов" или "альтернативных" минералов, близких по составу, но различающихся по окисленности структур.

В окисленных рудах и корах выветривания альтернативными минералами прежде всего являются представители гидроксидов Fe (берналит, ферригидрит, гётит, гидрогётит, гематит) и Al (гиббсит, бемит и диаспор), а также опал с fi=0,55, каолинит (0,55), галлуазит (0,50) и смектиты (0,52-0,54). Гётит (0,66) не является парагенным с гидрогётитом (0,55).

Стабильность альтернативных кислородсодержащих фаз в определенном парагенезисе, помимо величины рН растворов, концентрационных и кинетических параметров реакций, - определяется контролирующей ролью состояния кислорода, которое фиксируется в достаточной мере степенью ионности (усредненным эффективным зарядом кислорода) формирующейся структуры. Представляется, что для парагенных фаз ионность отличается существенно меньше, чем для непарагенных так, гиббситу более свойственные ассоциации с каолинитом, опалом, гидрогётитом, а смектиту - с каолинитом, опалом, но не с галлуазитом.

В заключение подчеркнем, что новый методический подход к исследованию энергетической эволюции гипергенного профиля позволяет 1) определить процесс минералообразования на всех его этапах прежде всего как окислительно-восстановительный, осуществляющийся по принципу "окисленности структур"; 2) выявить некоторую "регулирующую" роль кислорода в формировании минералов; 3) оценить альтернативные варианты гипергенных минералов и их ассоциаций, в первую очередь образующихся на конечных стадиях гипергенеза.

Энергетическую направленность (самоорганизацию) процессов гипергенного минералообразования наиболее отчетливо позволяет выявить анализ величин энергоплотностей гипергенных минералов (Еv, кДж/см3), определяемых отнесением энергий атомизации соединений (Еа, кДж/моль) к единице их объема (1см3).

Энергия атомизации структур (Еа), согласно современным представлениям (Урусов, 1975), определяемая работой разрыва химических связей соединения с образованием свободных составляющих его структуру атомов, является главной энергетической характеристикой минералов, пришедшей на смену весьма популярному понятию энергии кристаллической решетки.

Энергия атомизации оценивается суммой стандартной энтальпии соединения (- Нfо кДж/моль) и энергией (энтальпией образования составляющих соединение атомов (- Нато, кДж/моль). Энтальпии образования атомов для всех элементов известны как экспериментальные справочные величины (Свойства ..., 1983). Для случаев со сложными соединениями они дополнены расчетными данными (Зуев, 1988).

Как показали исследования (Зуев, 1995; Яхонтова и др., 1999), в решении генетических проблем минералогии намного результативнее пользоваться энергией атомизации Еа, отнесенной к единице объема минерала - его объемной энергией атомизации или энергоплотностью Еv, кДж/см3, которая оценивает энергетическое состояние каждого минерального кубика (см3) земной коры. Последняя в результате такой оценки с поверхности может быть представлена в виде оригинальной мозаики, составленной из минералов различных плотностей объемом в 1см3. Плотностные мозаики "гипергенных" участков земной поверхности (коры выветривания, зоны окисления) должны существенно различаться по энергоплотностям слагающих их минералов и достаточно четко выделяться среди эндогенных образований.

Оценка энергетики процессов гипергенеза с помощью Еv представляется более удобной и эффективной по сравнению с использованием удельной энергии атомизации Еm (кДж/г) минералов, которая определяется отношением Еа к единице его массы (1г):Еm=Ea/M, где М - молекулярный вес минерала. Между удельной (Еm) и объемной (Еv) энергиями атомизации существует важная для расчетов зависимость Еv=Em , где - плотность минерала (Мамыров, 1989).

Ниже приведен пример стандартного расчета энергоплотности кварца SiO2:

- Hof=912 кДж/моль

- Hoат(Si)=452 кДж/моль

- Hoат(O)=249 кДж/моль

Ea(SiO2)=912+452+2 . 249=1862 кДж/моль

M (SiO2)=28,09+2 . 16=60,1 г/моль



Еv=Em. =30,1.2,65=80 кДж/см3.

Самые первые исследования профилей окисленных зон ряда рудных месторождений с расчетами Еv гипергенных минералов (Зуев, 1995) показали, что в рядах последовательно сменяющих друг друга образований в окисленных рудах наблюдается последовательный же рост их энергоплотности. Примером может быть классический ряд окисления пирита: FeS2 (47) - FeSO4 (60) - Fe2(SO4)3 (66) - KFe3(SO4)2(OH)6 (71) - FeOOH (82), в котором от сульфида к конечному гётиту происходит нарастание энергоплотности промежуточных фаз.

С целью дополнительного рассмотрения выявленной закономерности анализировались ряды последовательно сменяющих друг друга минералов в окисленных рудах золото-серебряных и серебро-полиметаллических месторождений северо-востока России (Дукат, Арылах, Гольцовое, Доронинское и др.). Тщательно обработанный полевой материал, характеризующий зоны окисления этих месторождений для расчетов, был представлен С. С. Двуреченской (ЦНИГРИ).

На основе расчетов энергоплотностей минералов, маркирующих процесс окисления руд, составлена сводная табл. 36. Дополнительные данные содержит табл. 37, в которой помещены величины энергоплотностей типичных минералов в профилях магнезиально-железистой и глиноземистой (бокситоносной) кор выветривания.

Таблица 36



Характер изменения энергоплотностей минералов в профилях зоны гипергенеза

сульфидных месторождений с существенно железной, медной и свинцовой минерализацией


Fe

Ev, кДж/см3

Cu

Ev, кДж/см3

Pb

Ev, кДж/см3

Гидроксиды Fe

90

Гидроксиды Fe

90

Гидроксиды Fe

90

Ярозит

70

Основные сульфаты (батлерит)

65


Pb-ярозит

Бедантит


Биверит

67

64

63



Fe-купоросы

(мелантерит)



65

Cu-купоросы

(халькантит)



65

Англезит

Церуссит


50

60


Fe-сульфиды

(пирит, пирротин)



50

Сульфиды

(халькопирит)



30-40

Сульфиды

(галенит)



18

 

Таблица 37



Характер изменения энергоплотностей в гипергенных профилях кор выветривания


Горизонты профиля

Ev, кДж/см3

Железо-магнезиальная кора выветривания

Конечный гидролиз

90-95

Промежуточные горизонты (нонтронитизация)

Серпентинизированный базит



80

70


Бокситоносная кора выветривания

Конечный гидролиз

95

Промежуточные горизонты (смектиты, каолинит)

75

Кварц-слюда-полевошпатовая порода

65

Материал представленных таблиц свидетельствует о том, что во всех случаях гипергенное минералообразование протекает с последовательным ростом энергоплотностей сменяющих друг друга минералов от исходных до конечных продуктов выветривания (окисления) руд и пород.

Если в предложенном аспекте проанализировать эндогенные процессы, то наряду с их (по трактовке А. Е. Ферсмана) более глубоким ("низким") положением в разрезе земной коры, они характеризуются обратной энергетической тенденцией минералообразования: от более энерговысоких структур к более низким. Примеров тому можно привести великое множество, начиная с известной "вилки Боуэна" - оливин и пироксены (90 кДж/см3) - основные плагиоклазы и биотит (80-77) - кислые плагиоклазы и мусковит (77-80) - кварц (80) и кончая рудной гидротермальной минерализацией, отражающей в разных вариантах аналогичную закономерность. Например:

1) кварц (80) - мусковит (82) - касситерит (64) - арсенопирит (41) - висмутин (22) - Bi самородный (10).

2) пирит (47) - халькопирит (35) - сфалерит (25).

3) пентландит (44) - пирротин (гекс). (43) - халькопирит (35).

Четко выраженную энергетическую направленность минералообразования в гипергенезе, когда более поздние гипергенные продукты формируются в виде структур с все более насыщенными энергией связями, можно трактовать в качестве основного энергетического закона развития гипергенных систем. Высокая энергоплотность вещества поверхностных зон земной коры в общепланетарном масштабе может быть рассмотрена в виде своеобразного защитного энергетического экрана ("щита") нашей планеты, который "консервирует" первичную материю, сохраняя ее первозданность



Достарыңызбен бөлісу:
1   ...   8   9   10   11   12   13   14   15   ...   19


©kzref.org 2017
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет