Научная конференция ломоносовские чтения



жүктеу 3.58 Mb.
бет1/19
Дата26.08.2018
өлшемі3.58 Mb.
  1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   19

Основы минералогии гипергенеза


Авторы: Яхонтова Л. К., Зверева В. П.

Яхонтова Л. К., Зверева В. П. Основы минералогии гипергенеза: Учеб. пособие. Владивосток: Дальнаука, 2000. 331 с. ISBN 5-7442-1235-3.


Ответственный редактор д. г.-м. н. С. А. Щека
Рецензент д. г.-м. н., проф. Г. А. Сидоренко (ВИМС, Москва)

Более 800 минералов окисленных руд систематизированы на основе современных представлений об их составе и строении. Рассмотрены вопросы, касающиеся энергетической направленности гипергенных процессов, устойчивости минералов, типов и механизмов их взаимодействий, а также новых подходов и методов в решении генетических проблем гипергенеза. Впервые в обобщенном виде представлены данные о роли микроорганизмов в развитии гипергенных процессов и об определяющем значении гипергенеза в становлении и эволюции биосферы. Изложен ряд методологических концепций и понятий, способствующих защите минералогии от чуждых геологической науке знаний. Отдельный раздел работы посвящен минералогическому исследованию окисленных руд и экологических последствий техногенеза на оловянных месторождениях Дальнего Востока.


   Издание является учебным пособием для преподавателей, аспирантов и студентов старших курсов геологических и экологических вузов, а также для минералогов, геохимиков, экологов и геологов широкого профиля.


СОДЕРЖАНИЕ

Предисловие

Глава 1. Минералы окисленных руд

1.1. Оксиды и гидроксиды
1.2. Сульфаты
1.3. Арсенаты
1.4. Фосфаты
1.5. Карбонаты
1.6. Ванадаты
1.7. Силикаты
1.8. Молибдаты
1.9. Вольфраматы
1.10. Хроматы
1.11. Теллуриты и теллураты
1.12. Селениты и селенаты
1.13. Антимонаты, сульфиты, арсениты
1.14. Галогениды
1.15. Сульфиды и их аналоги
1.16. Самородные элементы и интерметаллические соединения

Глава 2. Важнейшие разработки в теории гипергенеза во второй половине XX века

Глава 3. Эффективные заряды как структурный параметр и новый генетический критерий минералов в гиперегенезе

Глава 4. Энергетическая направленность процессов гипергенеза

Глава 5. Вопросы взаимодействия и устойчивости минералов в гипергенезе
5.1. Проблема взаимодействия
5.2. Вопросы устойчивости минералов в гипергенезе

Глава 6. Биосферный фактор в гипергенезе
6.1. Минералогические проблемы биосферы
6.2. Зона окисления сульфидных месторождений как биокосная система
6.2.1. Микроорганизмы, распространенные в сульфидных рудах
6.2.2. Участие бактерий в процессе деструкции сульфидов
6.3. К теории биокосных (биоминеральных) взаимодействий в экосистемах с минеральным субстратом
6.4. Значение кристаллоструктурных характеристик минералов в биокосном взаимодействии
6.4.1. Арсенопирит
6.4.2. Некоторые силикаты и кварц
6.4.3. Смектиты
6.4.4. Каолинит
6.5. К понятию биоминерала и биоминералогии
6.6. Минералогические аспекты зарождения и эволюции биосферы

Глава 7. Специфика зоны гипергенеза оловорудных месторождений Дальнего Востока
7.1. Геологическое строение района, стадии первичного минералообразования и минеральные ассоциации
7.2. Морфология зоны гипергенеза
7.3. Минералогия зоны гипергенеза
7.4. Техногенные минеральные образования зоны гипергенеза
7.5. Стадийность образования минералов и зональность профиля окисленных руд

Глава 8. Экологические последствия гипергенных (техногенных) процессов

Некоторые методические рекомендации к исследованию минералов окисленных руд

Литература



ГЛАВА 1
МИНЕРАЛЫ ОКИСЛЕННЫХ РУД
Предлагаемое справочное пособие содержит около 800 минеральных видов, характерных для состава окисленных руд преимущественно сульфидных месторождений. В нем по разным причинам отсутствуют минералы радиоактивных элементов и органические соединения.

Специальная таблица (табл. 2), в которой показано распределение находок новых гипергенных минералов во времени начиная с 1975 г., свидетельствует о том, что хотя за последние 10 лет было обнаружено около 100 таких образований, по сравнению с предыдущим десятилетием (1975-1986 гг.) их общее количество сократилось вдвое, а собственно отечественная их доля уменьшилась в 4 раза.

Таблица 2

Распределение гипергенных минералов по классам в 1975, 1986 и 1998 гг.


Классы

Количество минералов

(с точностью до десятков)



минералов

1975

1986

1998

Сульфаты

100

120

140

Арсенаты

70

105

115

Оксиды-гидроксиды

60

100

115

Галогениды

45

60

75

Фосфаты

40

45

65

Карбонаты

30

40

45

Сульфиды и их аналоги

30

40

45

Ванадаты

20

35

40

Силикаты

20

30

40

W-, Mo-, Cr-аты

20

25

35

Теллураты и теллуриты

10

30

30

Самородные элементы и интерметаллиды

10

20

20

Селенаты и селениты

6

8

8

Антимонаты, сульфиты, арсениты

6

5

5

Всего

470

660

770

 

Причины такого положения связаны с происшедшими в последние годы существенными изменениями в государственном устройстве страны и ее экономике, потерей многих территорий с сосредоточенными в них богатейшими рудными месторождениями, наконец, с изменением в организации и проведении геологических работ, приведшим к разрыву прежних научно-производственных связей.

Из анализа таблицы следует, что гипергенные минералы принадлежат практически всем известным минеральным классам при постоянно преимущественной концентрации их в классах солей и кислородсодержащих кислот и оксидов-гидроксидов, определяющих главные типы гипергенной минерализации.

Наиболее характерными для окисленных руд являются оксидные минералы, венчающие поздние стадии их формирования, а также сульфаты и арсенаты, обязанные сульфидному и арсенидному типам широко распространенного первичного оруденения. Высокое содержание в окисленных рудах силикатов, ванадатов, карбонатов и фосфатов служит свидетельством их глубокой проработки в гипергенезе с закреплением элементов вмещающих оруденение пород (V, P, C, Si) в составе новообразований. Минералы, содержащие галоидные элементы - хлориды, фториды, йодиды и бромиды, - служат показателем высокой сухости среды их формирования.

Обращает на себя внимание сравнительно малое количество минералов с анионообразующими элементами в низкоразрядном состоянии (арсениты, антимониты, селениты, теллуриты). Находки таких минералов, как и содержащих в составе разновалентные элементы, весьма малочисленны. Образованные в специфических обстановках, они должны привлекать внимание как показатели низкопотенциальных условий минералообразования. Следует также отметить трудности учета их положения в том или ином минеральном классе: при нередком отсутствии структурных данных они могут "перекидываться" из одного класса в другой, например, из "солей" в оксиды и наоборот, маскируя истинные результаты их учета. Достоверность количественных данных также снижается и в случае сульфидов, которые иногда могут быть не только собственно гипергенными, но и низкотемпературными гидротермальными образованиями (например, сульфиды Cu). Здесь подчас не хватает надежных генетических сведений.

В соответствии с принятой в минералогии кристаллохимической классификацией учтенные в пособии минералы в первую очередь распределены по наиболее крупным классификационным подразделениям -классам, наиболее многочисленными среди которых оказались сульфаты, арсенаты и оксиды-гидроксиды (по 120-140 минералов в классе). За ними по распространенности следуют фосфаты, галоидные соединения, карбонаты и силикаты, содержащие каждый по 50-70 минеральных видов. Представители каждого класса в пособии объединены в отдельные таблицы. К сожалению, при недостаточной структурной изученности гипергенных минералов их дальнейшую систематизацию пришлось вести более упрощенно, чем хотелось бы, - с выделением в классах минеральных групп на основе их общего химизма, характера катионов, наличия добавочных анионов и типов воды в составе.

Недостаточность химического и кристаллоструктурного изучения минералов гипергенеза связана в тем, что около 1/5 их известны в виде одной-двух находок, к тому же в весьма малых количествах и, как правило, в плохо индивидуализированном и в большинстве случаев рентгеноаморфном состоянии. Тем не менее мы попытались показать огромный массив минералов окисленных руд в виде возможной системы, а отдельных ее представителей охарактеризовать со стороны главных особенностей химического состава, диагностических признаков, известных парагенетических связей и главнейших месторождений, позволяющих данное пособие рассматривать как основу для эффективного исследования минерального состава окисленных руд. Дополнительную помощь при этом может оказать прилагаемый алфавитный указатель минералов.


    1. ОКСИДЫ И ГИДРОКСИДЫ

Выше отмечалась большая роль минералов этого класса в составе окисленных руд. Наиболее распространенные из них показаны в табл. 3-8. В списке оксидов-гидроксидов, содержащем около 130 минеральных видов, высшие концентрации в условиях зоны гипергенеза характерны лишь для Si, Fe и Mn. На окисленных месторождениях известны мощные горизонты окремнения, участки развития лимонитовых руд, накопления гидроксидов Mn. За последнее десятилетие открыто 15 новых минералов - преимущественно соединений Fe, Ni, Co и Mn.

Ощутимые концентрации оксидов Si - кварца, халцедона или опала - свойственны возвышенным в рельефе контактным участкам окисления руд с перекрывающими их маломощными породами, местам развития ярозита, а также горизонтам гипсовых сыпучек, что особенно характерно для полиметаллических и медно-колчеданных месторождений, зоны гипергенеза которых формировались в аридных климатических условиях (Росляков, 1970; Шадлун, 1948). Развитие опала нередко происходит и в низах зоны гипергенеза колчеданных месторождений, в условиях значительного накопления растворов серной кислоты и воздействия их на вмещающие силикатные породы (Майкаин в Ц. Казахстане).

Своеобразный процесс в зоне гипергенеза - опализация гипергенных силикатных минералов (галлуазита, хризоколлы, монтмориллонита), проявляющаяся в верхах окисленных руд и корах выветривания вмещающих пород. Её развитие обусловлено более молодыми изменениями зон гипергенеза, связанное с климатическими особенностями (Витовская, 1962; Чухров, 1950).

Парагенетические соотношения гипергенного кварца характеризуют его как поздний минерал зоны гипергенеза, свидетельствующий о практическом отсутствии в гипергенных растворах металлических ионов и о смене щелочной стадии развития зоны гипергенеза, которая миграция кремнезема, на кислую. Последняя служит эффективным барьером, фиксирующим кварц (Голованов, 1965; Перельман, 1979). В различных месторождениях Казахстана кварц, как правило, образуется позднее халцедона, являясь продуктом его перекристаллизации (Чухров, 1950).

Оксиды и гидроксиды Fe являются обычными минералами зоны гипергенеза магнетит-гематитовых, медно-никелевых (пирротин-халькопирит-пентландитовых), пирит-пирротиновых, медно-колчеданных, вольфрамитовых, пирит-арсенопиритовых, сульфидно-касситеритовых, сидеритовых месторождений. Здесь они образуют не только отдельные гнезда различных размеров, корки, примазки, но и мощные скопления, обычно венчающие разрез окисленных руд и называемые железными "шляпами".

Гидроксиды железа в зоне гипергенеза окисленных рудных месторождений (табл. 3) обычно образуют смеси друг с другом и прочими гипергенными минералами (сульфатами, фосфатами, карбонатами, кварцем, силикатами), которые принято называть лимонитом. Определение минеральной природы лимонита требует комплексного использования методов изучения, так как в большинстве случаев минералы в составе лимонита (в том числе и гидроксиды Fe) тонкодисперсны. Примеси других минералов сильно затрудняют диагностирование собственно гидроксидов железа. Внешний вид лимонита и его физические признаки изменчивы. Это могут быть натечно-почковидные агрегаты типа "стеклянной головы", рыхлые или комковатые скопления, плотные массы, корочки игольчатого и радиально-лучистого строения, чешуйчатые агрегаты, образования типа "железных роз" и др. Окраска лимонита меняется в зависимости от состава: от бурой до вишневой, буро-красноватой, буро-желтой. Так же переменна твердость.

Оксиды и гидроксиды железа, известные в зоне гипергенеза рудных месторождений, принадлежат к четырем рядам минералов:

-фазы - магнетит, гематит, гидрогематит, ферригидрит, гётит и гидрогётит;

-фазы - акаганеит;

-фазы - маггемит, лепидокрокит, гидролепидокрокит;

-фазы - ферроксигит.

Преобладающий элемент структуры оксидов-гидроксидов Fe - октаэдр Fe и его одиночные и двойные цепочки. Минералы из группы -фаз являются более устойчивыми и распространенными. Прочие фазы, как правило, обладают менее упорядоченными, дефектными структурами с большим числом незаполненных октаэдров. В известной сводной работе (Гиперенные окислы..., 1975) подведены итоги структурной и генетической изученности оксидно-гидроксидных соединений железа на природном и синтезированном материале.



Магнетит в зоне гипергенеза рудных месторождений - большая редкость. Отдельные его находки в виде кристаллических корочек известны в месторождении Туранглы (Средняя Азия), где магнетит образовался при окислении пирит-магнетитовой руды.

Гематит и гидрогематит нередко развиваются по магнетиту в виде псевдоморфоз (мартит), различаются рентгенографически - у образцов гидрогематита рентгеновская порошкограмма более размытого, но все же "гематитового" вида. Содержание Н2О в гидрогематите достигает 8-10%. В процессе мартитизации магнетита в некоторых случаях образуется маггемит - мало устойчивая магнитная -фаза Fe2O3, обычно переходящая в гётит или гидрогётит.

Сравнительно недавно исследованный ферригидрит обычно возникает в условиях быстрого окисления иона Fe2+ в почти нейтральной среде с участием железобактерий или путем гидролиза иона Fe3+ в растворе с рН около 8-9. Путем естественного старения ферригидрит переходит в гематит, чему способствуют содержащиеся в растворе органические кислоты, а при пониженной концентрации кислорода - в гётит-гидрогётит. Чаще ретгеноаморфен или гематитоподобен. В соответствии с ИКС исследованием в структуре ферригидрита имеются OH-группы, аналогичные гидроксидам акаганеита.



Гётит - иначе онегит, или игольчатая руда из-за призматического и игольчатого габитуса кристаллов. Игольчатая форма кристаллов характерна для гётита, кристаллизующегося из раствора. Шире распространена гидроформа гётита - гидрогётит, формирующийся в виде компактных (при прямом замещении первичных минералов), стекловидных, волокнистых и охристых агрегатов (при отложении из растворов). Образование гётита происходит в широком диапазоне значений рН растворов при окислении ионов Fe2+, чему благоприятствует присутствие в среде ионов SO42-, SiO44+, PO43-, AsO43-, W и Mo. Процесс протекает медленнее в сернокислом растворе, когда минерал окристаллизован обычно лучше. Аморфизации гётита способствуют содержащиеся в растворе ионы Ca, Mg, Al, Pb и Cu. Гётит также образуется путем гидролизной реакции типа Fe3++2H2O FeO . OH+3H+ (аналогично при гидролизе ионов [FeOH]2+, [Fe(OH)2]+ и др.). Обычна трансформация ферригидрита в гётит. "Рождающийся" таким образом гётит характеризуется сдвойникованными кристаллами.

Лепидокрокит (рубиновая слюдка) в ряде случаев может быть диагностирован по пластинчатым кристаллам и рубиново-красной окраске. В окисленных рудах (в составе лимонита) очень редок, так как малоустойчив и обычно быстро переходит в гётит, мелкие сферолиты которого зарождаются в кристалликах лепидокрокита. Образование минерала происходит в щелочной среде и связано с медленным окислением Fe2+ через промежуточный, чаще аморфный продукт - протолепидокрокит с Fe2+ и Fe3+ в составе. Отмечается в некоторых железорудных месторождениях, например в Бакальском на Урале.

Акаганеит чрезвычайно редок. По форме игольчатых кристаллов иногда принимается за гётит. Образуется из рудничных вод, содержащих Cl или F при рН около 4-6. Служит промежуточной фазой между Fe2+ в растворе и гётитом, также образуется в результате медленного гидролиза иона Fe3+ в хлорсодержащем растворе. Установлен в сульфидно-касситеритовых месторождениях Приморья (Довгалевское, Смирновское).

Швертманнит, содержащий анион SO42- и близкий по структуре к акаганеиту, найден в виде ярко-оранжевой охры (осадок из кислых вод) сульфидсодержащих месторождений Финляндии (Пюхасалми), США и Австралии.

Ферроксигит - очень редкий малоустойчивый минерал, обычно ассоциирующийся с гётитом. Характерны желто-бурые землистые агрегаты. Образуется при окислении закисного железа в близнейтральных или слабощелочных растворах. Имеет специфическую дебаеграмму. Со временем превращается в гётит.

Здесь отмечен также сребродольскит, известный как техногенный оксид Fe и Ca, образующийся при горении угольных терриконов (Челябинская область). Минерал выделяется в виде черных плотных агрегатов в массе обожженного анкерита. Растворим в НСl, характерны хрупкость, магнитность, коричневая черта, металловидный блеск, тв. 5,5.

 Таблица 3

Оксиды и гидроксиды Si, Fe, Cr, Mn


Si

Кварц

Халцедон


Опал

SiO2

SiO2

SiO2.nH2O


Fe, Cr

Магнетит

Гематит (триг.)

Маггемит (куб.)

Гидрогематит

Ферригидрит

Берналит (ромб.)

Гётит (ромб.)

Акаганеит (тетр.)

Лепидокрокит (ромб.)

Ферроксигит (гекс.)

Гидролепидокрокит

Гидрогётит

Швертманнит

Сребродольскит

Гримальдит


Fe3O4

Fe2O3

Fe2O3

Fe2O3.nH2O

HFe5O8.4H2O или Fe4O5(OH)2.2,5H2O

Fe(OH)3



-FeOOH

-FeOOH

-FeOOH

-FeOOH

-FeOOH.nH2O

-FeOOH.nH2O

FeO(OH)0,8-0,6[SO4]0,1-0,3 .nH2O

Ca2Fe2O5

CrO.OH



Mn

Пиролюзит (тетр.)

Рамсделлит (ромб.)

Нсутит

Ахтенскит



MnO2

MnO2

(Mn+4,Mn2+)(O,OH)2

Mnm4+Mnn2+O2m(OH)2n



Вернадит (гекс.)

MnO2.nH2O

Гроутит (ромб.)

Манганит (мон.)



-Mn3+OOH

-Mn3+OOH

Голландит

Криптомелан

Коронадит

Литиофорит

Янгунит


Ba(Mn4+,Mn3+)8(O,OH)16

K2(Mn4+,Mn3+)8(O,OH)16

Pb(Mn4+,Mn3+)8(O,OH)16

(Al, Li)(Mn4+,Mn3+)8(O,OH)16

Mn2+Mn5 4+O8 (OH)16


Тодорокит

(K,Ca,Mn2+) (Mn4+,Mn2+,Mg)6O12.3H2O

Псиломелан

Рансьеит


Вудраффит

(Ba,Mn2+)3Mn84+O16(OH)6.nH2O

(Ca,Mn2+)Mn44+O9.3H2O

(Zn,Mn2+)Mn54+O12.4H2O


Бернессит

Халькофанит

Цезаролит

Цзиншуйит



(Mn3+,Na,Ca)Mn74+(O,OH)14.3H2O

ZnMn34+O7.3H2O

PbMn34+O7.H2O

MgMn34+O7.H2O



Асболан

Mn 4+O2-x(OH)x(Co,Ni,Ca)y(OH)2y+x.nH2O



Достарыңызбен бөлісу:
  1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   19


©kzref.org 2019
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет