2. КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ И ЗОНА ОКИСЛЕНИЯ ЛАНДШАФТОВ ГОРНОРУДНЫХ ТЕРРИТОРИЙ
КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ ВОСТОЧНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ
Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН, Чита, Россия, iprec. *****@***ru
WEATHERING CRUSTS OF EAST TRANSBAIKALIA
F. I. Enikeev
Institute of Natural Resources, Ecology and Criology SB RAS, Chita, Russia, iprec. *****@***ru
The article deals with weathering crusts of relict surfaces discovered on different relief levels of East Transbaikalia. Initial stage of crust formation period is tied with the late cretaceous leveling surface development. Tectonics of early Cainozoe and the Baikal stage of neotectonic activation in middle and late Cainozoe later led to the formation of territories where denudation was replaced by orogeny and relief partition. In south and south-east areas of Zabaikalie Territory leveling surfaces with continued crust formation process in hypergenesis zone are preserved on flat areas, in the places of closed lacustrine basins and surrounding little hills.
В статье рассматриваются коры выветривания реликтовых поверхностей, выявленных на различных уровнях рельефа Восточного Забайкалья. Начальный этап эпохи корообразования увязывается со временем развития позднемеловой поверхности выравнивания. В дальнейшем шарьяжная тектоника в раннем кайнозое и байкальская фаза неотектонической активизации в среднем и позднем кайнозое привели к формированию территорий, на которых денудационная планация сменилось горообразованием и расчленением рельефа. На южных и юго-восточных пространствах Забайкальского края поверхности выравнивания с продолжающимся процессом корообразования в зоне гипергенеза сохранились на равнинных пространствах, в области замкнутых озерных котловин и окружающего мелкосопочника.
Введение
Поверхности выравнивания и генетически связанные с ними коры выветривания имеют широкое распространение в Восточном Забайкалье. Они встречаются на различных уровнях современного рельефа и являются важными объектами при решении целого ряда проблем, связанных с особенностями формирования рельефа, с новейшими структурами Забайкальского региона и отражают специфические особенности геоморфологического этапа развития рельефа. Изученность поверхностей выравнивания до сих пор оставляет желать лучшего. Вне горных сооружений коры выветривания залегают под разновозрастными отложениями различных генетических типов, что дает повод исследователям относить их к разным циклам выравнивания рельефа. В горных районах основная проблема заключается в том, что фрагменты древних уровней планации в большинстве своем лишены классических полнопрофильных кор выветривания. Сохранились зачастую только их корни в виде дезинтегрированных до состояния дресвы и щебня пород коренного ложа (структурный элювий). Поэтому возрастное расчленение поверхностей выравнивания зачастую ведется путем прослеживания их из сопредельных площадей [6]. И главное, коры выветривания фактически установлены несистемно (при проведении геологосъемочных и разведочных работ) и требуют целенаправленного и комплексного изучения.
Догеоморфологический этап
Догеоморфологические этапы рельефообразования фрагментарно устанавливаются по редким находкам литифицированных кор выветривания древних и древнейших этапов выравнивания рельефа, разделенных эпохами тектонической активизации. Если по ним детали строения древних поверхностей Земли не подлежат однозначному палеогеографическому восстановлению, то о возникновении суши на месте современного Байкало-Станового нагорья еще на самых ранних фазах развития территории свидетельствуют однозначно.
Названное и озвученное Э. Зюссом в трехтомном труде «Лик Земли» ( гг.) «древнее темя Земли» подтвердилось результатами геологических исследований, проведенных в конце прошлого века у южной границы распространения осадочных пород Сибирской платформы по долинам рек Сень, Мокрый Кумах-Улах и Сухой Кумах-Улах. Здесь под морскими и терригенными отложениями верхнего протерозоя на глубине от 15 до 544 м скважинами вскрыты коры выветривания мощностью 5-8,5 м, развитые на гранитах, и мощностью 25-29 м – на кварц-полевошпатовых сланцах раннего протерозоя. Севернее, в бассейнах рек Бол. Бульбухта, Туруктах и Бестяк, вдоль восточного подножья Лонгдорского массива описаны коры выветривания средней мощностью 10-12 м при максимальной 22-25 м. Развиты они по гранитам чуйско-кодарского комплекса, а также в кровле кварцитов, кварцито-гнейсов муйской серии нижнего протерозоя. Перекрыты отложениями якдакарской и пурпольской свит рифея [7]. Начало формирования древнейшей коры выветривания – 1840±50 млн. лет (возраст гранитов ничатского комплекса). Завершение корообразования по возрасту глауконита из окунской свиты произошло 1350±30 млн. лет назад [2].
Планетарная периодичность развития рельефа подтверждается отложениями морских и озерных трансгрессий по периферии как «древнего темени», так и южных территорий Забайкалья в рифее, палеозое и мезозое. Находки кор выветривания этих этапов крайне редки и не всегда привлекали внимание исследователей с целью верной их диагностики. Тем не менее, они попадают в поле зрения специалистов. В частности, нами выявлена кора выветривания в средней части долины реки Борзя на глубине 80 м. Здесь под 40-метровыми осадочными отложениями нижнего мела вскрыта литифицированная кора темно-серого цвета мощностью 1,0 м, развитая по глинистым сланцам устьборзинской свиты средне-верхнего девона.
Геоморфологический этап
Очевидно, что коры выветривания являются одним из важнейших аспектов становления современного рельефа. На территории Забайкальского края, главным образом при проведении геологических и гидрогеологических съемок различного масштаба, выявлено более 100 площадей, участков и точек развития кор выветривания. Еще большее количество линейных кор, приуроченных к зонам тектонических нарушений, выявлено при производстве буровых и горных работ. Последние для анализа закономерностей формирования рельефа имеют меньшую ценность, однако оказывают существенное влияние на высвобождение полезного компонента (золото, олово и др.). К ним приурочены месторождения строительных материалов (разнообразные глины, дресва и щебень).
Северное Забайкалье. Мел-палеогеновые коры выветривания, главным образом их корни, сохранились на уплощенных водораздельных пространствах хребтов Удокан и Кодар. Под рыхлыми отложениями межгорных, внутригорных впадин и под базальтами Удоканского плато коры выветривания представлены пестро окрашенными глинами и суглинками со щебнем и дресвой материнских пород. Мощность кор не превышает первые метры, а вдоль тектонически дробленных зон возрастает до 20-30 и более метров. Эпоха денудационного выравнивания, согласно данным по северным сопредельным территориям (Патомское нагорье), началась с мелового периода (апт-альбского ярусов), что и привело к формированию кор глубокого химического выветривания [3]. Достоверно установленный верхний возрастной предел корообразования на древних поверхностях, бронированных базальтами Удоканского плато, составляет 30-33 млн. лет.
Центральное Забайкалье. Коры выветривания довольно часто встречаются на уплощенных поверхностях низких водоразделов, реликтах поверхностей выравнивания и под неогеновыми отложениями межгорных впадин. Развиваясь на различных коренных породах, находятся в тесной зависимости от их состава и строения. Разобщенные в плане фрагменты кор вскрываются шурфами, канавами и скважинами.
Шивиинская свита мощностью до 80,5 м является самым древним образованием кайнозоя Центрального Забайкалья. Район распространения свиты – левобережье р. Шилки, бассейн р. Куэнги. Слагает водораздельные пространства Шилкинского хребта и юго-восточный борт Шилкинской впадины в диапазоне абсолютных высот от 600 до 700 м. Представлена комплексом озерных, аллювиальных и пролювиально-делювиальных осадков, в формировании которых значительную роль играют продукты переотложения коры выветривания. Характерна значительная глинистость пород, очень разнообразная и пестрая окраска, следы интенсивного химического выветривания. Возраст пород шивиинской свиты, перекрывающих коры выветривания, обоснован представительными палинокомплексами. В спорово-пыльцевом комплексе древесные породы составляют 70-76% и представлены Taxaceae, Tsuga spp (два вида), Pandanaceae и др.; травы содержатся в количестве 5-7% и состоят из небольших количеств зерен Potamogetonaceae, Sparganiceae и др.; споры (17-23%) представленные в подавляющем объеме Polypodiaceae. По заключению палинолога (ЧГУ) «растительность подобного типа могла существовать в олигоцен-нижнемиоценовое время» [4]. Таким образом, верхний возрастной предел кор выветривания на водораздельных пространствах – доолигоценовый.
В пределах мезозойских впадин - Оловской, Зюльзинской, Куэнгинской в литологическом составе отложений так называемой чикойской свиты (N22) преобладают пестроцветные глины, суглинки, супеси часто с выветрелым обломочным материалом. Возраст отложений чикойской свиты определен как плиоценовый методом аналогии – из-за большого сходства с красно - и пестроцветами Западного Забайкалья, а также согласно стратиграфическому положению их в разрезе кайнозойских образований. На основании этих признаков выделяются нижнеплиоценовые коры выветривания.
Таким образом, поступательное завершение эпохи корообразования в Центральном Забайкалье прослеживается от эоцена до раннего плиоцена на разных элементах современного рельефа.
Юго-Западное Забайкалье. Коры выветривания закартированы многими исследователями в виде редких разрозненных небольших пятен в Читино-Ингодинской, Хилокской, Чикойской, Беклемишевской внутригорных впадинах и прогибах. На водораздельных поверхностях хребтов Яблонового, Малханского и Хэнтэй-Даурского сводового поднятия, сложенных кристаллическими породами палеозоя, коры встречаются не редко и, обычно, фиксируют древние денудационные поверхности уплощенных водоразделов, тектонических пьедесталов, а также днища грабеновых, овоидных структур и прослеживаются под основаниями тектонических уступов вдоль мощных тектонических зон. Характерным для них является развитие хрящевого сапролита мощностью до 5-7 м.
В пределах мезозойских впадин по результатам минерального анализа хемогенные коры, развитые на алевролитах, песчаниках и конгломератах доронинской свиты нижнего мела, относятся к группе монтмориллонит (до 10%)-каолинит (до 35%)-гидрослюдистых (до 65%) глин, местами с примесью окиси железа. Вскрытые мощности от 1,2 до 10-14 м. Повышенные мощности обусловлены неправомерным, по нашему мнению, включением многими исследователями в разрез кор горизонтов делювиального и пролювиального переотложения продуктов выветривания.
Выявленные коры выветривания относятся к мел-палеогеновой эпохе выравнивания, с финалом к началу миоцена [5].
Южное Забайкалье. Регион характеризуется широким распространением красноцветных кор выветривания. Следует иметь ввиду, что многие геологи к ним относили ожелезненные толщи, горизонты и слои заведомо не элювиальных генетических типов отложений. Процесс выпадения в осадок гидроокислов железа не имеет ничего общего с процессами гипергенеза. Ожелезненные интервалы встречаются в разрезах осадочных пород мезозоя (Березовское месторождение железа), кайнозоя, эо - и неоплейстоцена. В местах развития трещинно-жильных углекислых вод железистыми выделениями обогащаются и современные отложения.
На юге Забайкалья миоценовые озерные отложения во впадинах по левобережью р. Онон залегают на глинисто-щебнистых корах выветривания, отвечающих эпохе мел-палеогенового выравнивания. За пределами озерных котловин в пределах слабо расчлененного полого-холмистого рельефа на коренном субстрате наблюдаются красноцветные хемогенные глины существенно монтмориллонитового состава мощностью до 3 м. При этом в верхних интервалах глинистые минералы часто представлены гидрослюдой и каолинитом. На наш взгляд, образование пестроцветных и красноцветных кор выветривания в Приононье началось в период продолжающегося в миоцене и плиоцене развития полигенетической равнины, когда одновременно шло накопление озерных глин в плавно прогибающихся мульдах и выработка педиментов на уровне регионального базиса эрозии. Образование маломощных кор выветривания в зоне аэрации выровненных участков Онон-Аргунского междуречья продолжается и в настоящее время.
Юго-Восточное Забайкалье. Коры выветривания этого региона имеют значительное распространение при различной степени сохранности на разных элементах рельефа. В пределах положительных морфоструктур верхние горизонты их уничтожены экзогенными процессами и зафиксированы лишь зоны дезинтеграции и структурного элювия. Лучше они сохранились в отрицательных морфоструктурах под более молодыми образованиями. В целом, коры выветривания представлены глинами, тяжелыми суглинками, супесями монтмориллонитового или каолинитового состава с обломками (до 10-50%) сильно выветрелых подстилающих пород. Их состав и облик зависят от пород, подвергнутых процессам выветривания. Мощность площадных кор выветривания не превышает первые метры, возрастая до первых десятков метров вдоль мощных зон тектонического дробления. Приводимые в различных геологических отчетах мощности до 80 м обусловлены необоснованным привлечением к этому генетическому типу отложений делювиального и пролювиального сноса продуктов выветривания.
Нижняя возрастная граница коры выветривания не определена и, скорее всего, отвечает начальному этапу эпохе мел-палеогенового выравнивания. Верхний возрастной предел установлен по налеганию на них среднеплиоценовых, верхнеплиоценовых и плиоцен-нижнечетвертичных отложений, датированных по костным находкам, остаткам листовой флоры, моллюскам и спорово-пыльцевым спектрам [4].
Заключение
Сведения об отрезке истории с позднего мела до олигоцена очень проблематичны в связи с отсутствием или слабым представительством в редких местах осадочных отложений этого временного интервала. Тем не менее, прекращение осадконакопления, повсеместное выявление коры выветривания или ее фрагментов, присутствие древних поверхностей выравнивания на различных элементах современного рельефа, вплоть до осевых частей основных хребтов Забайкалья позволяют говорить о начале денудационного среза и планации рельефа в верхнем мелу. В дальнейшем неотектоническая активизация, возникшая на стыке Сибирской платформы и палеозойского фундамента Забайкалья, последовательно, начиная со среднего кайнозоя на северных пространствах, выводила крупные территории из области выравнивания. В результате дифференцированных движений блоков земной коры горный рельеф поступательно-направленно разрастался с севера на юг и с запада на восток. Здесь, вероятно, уместно говорить о зональном, а не цикличном характере денудационного выравнивания. Последовательное разрушение древней поверхности выравнивания привело к захоронению кор выветривания разновозрастными отложениями от олигоцена до эоплейстоцена, что ни в коей мере не свидетельствует о многоэтапности процессов планации рельефа. О единой донеогеновой поверхности выравнивания говорил [1]. Этот взгляд поддерживали Н. А Флоренсов и [8].
Циклы эпох выравнивания, орогенеза и последующего эрозионно-денудационного преобразования рельефа охватывают промежутки времени в десятки и даже сотни миллионов лет. Об этом свидетельствует каолиновая кора (6–9 м), обнажающаяся в цоколе высокой правобережной террасы р. Томь (Лагерный сад, гор. Томск). Развитые на пенеплезированных сланцах нижнего карбона томь-колыванской складчатой зоны они перекрываются плиоценовыми песками (5–10 м) и мощной толщей плейстоценовых лессовидных суглинков (40 м). Здесь эпоха выравнивания и корообразования продолжалась более 300 млн. лет.
Первичная поверхность выравнивания в Западной Европе имеет название «постгерцинский пенеплен». Она же прослеживается в Западной Сибири, по осевым частям горных сооружений Тянь-Шаня, Алтая, Саян, Хамар-Дабана и до Забайкалья. В юго-западной части Забайкальского края реликтовые водораздельные поверхности местами бронированы лавами четвертичного, кайнозойского, мелового и юрского времени. Наиболее древний вулканический аппарат с небольшими потоками лав триасового возраста (220 млн. лет, лаборатория ЧГУ) отмечается на фрагменте поверхности выравнивания правого водораздела реки Блудная, в районе пос. Энгорок. Таким образом, можно говорить о двух крупных циклах выравнивания рельефа в Забайкалье: «постгерцинский» и «постмезозойский».
Литература
1. Воскресенский Сибири. – М.:Изд-во МГУ, 1962. – 156 с.
2. , , Мурина Забайкалья. – Л.: ВСЕГЕИ, 1984. – 466 с.
3. , Ревердатто золотоносный район // Геология кайнозойских отложений и типы золотоносных россыпей Ленского района / Труды ЦНИГРИ, вып. 88. – М.: Недра, 1972. – 145 с.
4. Карасев Забайкалья. – Чита: ФГУГП «Читагеолсъемка», 2002. – 127 с.
5. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. – М.: Наука, 1974. – 359 с.
6. , , Рыбаков коры выветривания и осадочные формации Западного Прибайкалья.– Новосибирск: Наука. – 160 с.
7. К вопросу о взаимоотношениях рифея и дорифея Патомского нагорья // Стратиграфия докембрия региона Средней Сибири. – Л., 1983. – С. 56-59.
8. , Олюнин и геологическое строение // Предбайкалье и Забайкалье. – М.: Наука, 1965. – С. 23-40.
ГИПЕРГЕННЫЙ ЭТАП ФОРМИРОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ И РУД СТРАТИФОРМНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ МЕДИ
Читинский государственный университет, Чита, Россия
HYPERGENE STAGE OF MINERALS AND ORES FORMATION OF COPPER
STRATIFORMING DEPOSITS
A. I. Trubachyov
Chita State University, Chita, Russia
The article deals with the hypergen stage of minerals and ore formation of stratiform copper deposit. The hypergen stage of mineral formation is special genetic step, indicative of appearance of new mineral system instead of sulfide one. The parameters of secondary ore location depend on many factors.
Гипергенез – важнейший этап в развитии всех месторождений полезных ископаемых, в том числе и стратиформных месторождений меди.
Медистые песчаники и сланцы в земной коре формировались в течение почти всей ее геологической истории, по крайней мере, начиная с протерозоя и до кайнозоя. И у всех их представителей конечным этапом их развития является гипергенный, в основном кайнозойский, в течение которого образуются зоны окисления и вторичного сульфидного обогащения со своими минералами, их парагенезисами, типами руд – минеральными, геолого-промышленными и геолого-технологическими.
Общий список минералов в этих зонах весьма внушителен: самородные – медь, золото, серебро; сульфиды – анилит, борнит, джирит, джарлеит, дигенит, зигенит, идаит, ковеллин, марказит, мельниковит, пирит, промпродукты, спионкопит, халькозин, халькопирит, ярроуит; окислы и гидроокислы – асболан, беккерелит, гетит, гидрогетит, делафоссит, куприт, гематит, кюрит, лимонит, лампадит, лепидокрокит, магнетит, мартит, молибдит, опал, псиломелан-вад, тенорит; карбонаты – азурит, аурихальцит, малахит, розазит, смитсонит, сферрокобальтит, церуссит; сульфаты – антлерит, биверит, брошантит, гипс, миропольскит, халькантит, удоканит, ярозит; силикаты – диоптаз, вермикулит, галлуазит, казолит, медмонтит, монтмориллонит, нонтронит, хризоколла, уранофан; хлориды – антофагассит, атакамит, болеит, боталлактит, нантокит; молибдаты – вульфенит, кехлинит, повеллит, чиллагит; фосфаты – дигидрит, либетенит, псевдомалахит, элит; арсенаты – аннабергит, ховуаксит, эритрин. Скорее всего это неполный установленный список минералов в зонах окисления медных стратиформных месторождений.
Гипергенные минералы в пределах указанных месторождений находятся в цементе рудовмещающих пород, в пустотах, трещинах, полостях, занорышах, развитых среди рудоносных горизонтов. Формы выделения минералов весьма разнообразны: кристаллы разных сингоний; вкрапления и зерна различной конфигурации, корочки, натеки, налеты, присыпки; сферолиты, секреции, игольчатые, радиально-лучистые, параллельно-шестоватые агрегаты; колломорфные, землистые, порошковатые, сажистые массы; пленки, дендриты, прожилки, просечки, оторочки, каемки, псевдоморфозы и др. Размеры отдельных индивидов – от тысячных долей мм до долей см; агрегатов – от сотых долей см до нескольких см.
Многими исследователями (В. Эммонс, , , , и др.) установлено, что зоны окисления и вторичного сульфидного обогащения формируются в течение нескольких стадий – на большинстве месторождений их как правило не менее двух, в других устанавливается до трех-четырех стадий, во время которых многие минералы фиксируются несколькими генерациями.
Минералы каждой стадии группируются в парагенетические ассоциации. Анализ имеющихся материалов по большинству меденосных зон, провинций и месторождений медистых песчаников и сланцев показал, что в их зонах окисления и вторичного обогащения преобладают следующие парагенезисы: 1. халькозин-ковеллин-малахит-азурит; 2. халькопирит-борнит-ковеллин; 3. тенорит-куприт-малахит-гидроокислы железа-хризоколла; 4. ковеллин-анилит-борнит-халькозин-дигенит-малахит-азурит-лимонит-куприт; 5. халькозин-ковеллин-борнит-малахит-азурит-тенорит-медь самородная-хризоколла-куприт; 6. брошантит-халькантит-антлерит-гипс-ярозит; 7. халькозин-ковеллин-брошантит-медь самородная-куприт-малахит-азурит-лампадит; 8. нантокит-атакамит-антофагассит-боталлакит-элит-дигидрит-хризоколла-малахит-азурит-лимонит; 9. биверит-атакамит-малахит-церуссит-антлерит-нонтронит; 10. халькозин-ковеллин-борнит-пирит-тенорит-делафоссит-малахит-азурит-медь самородная-лимонит-хризоколла; 11. повеллит-молибдит-вульфенит-кехлинит-чиллагит и др.
Решающую роль в формировании и закономерностей размещения зон окисления и вторичного сульфидного обогащения и их продуктов (минералов, парагенезисов, типов руд) оказали: а) вещественный состав первичных руд и их структурно-текстурные особенности; б) литолого-петрографический состав рудовмещающих пород; в) структурно-тектоническая позиция месторождений; г) климатические условия (аридный, гумидный, ледниковый и др.); д) гипсометрия и рельеф местности в пределах месторождений; е) гидрогеологические особенности месторождения, особенно уровень грунтовых вод и их состав; ж) процессы окисления, восстановления, выщелачивания; з) жизнедеятельность анаэробных сульфатредуцирующих бактерий; и) электрохимические процессы; к) эрозионные процессы.
В результате всех этих сложных и взаимосвязанных процессов в этап гипергенеза на месте первичных сульфидов формируются: окислы и гидроокислы, галоиды, сульфаты, арсенаты, карбонаты, молибдаты, вторичные сульфиды, фосфаты, силикаты (список см. выше), а также минеральные и геолого-технологические типы руд.
Из минеральных типов руд наиболее развиты – карбонатные, сульфатные, окисные, силикатные, сульфатно-карбонатные, сульфатно-окисно-карбонатные, сульфидно-карбонатные, сульфидно-окисно-сульфатные, силикатно-хлоридные и др.
Из геолого-промышленных (геолого-технологических) типов руд следует отметить следующие: сульфидные, смешанные и окисленные с различным соотношением минералов. В сульфидных рудах доля окисленной меди колеблется в пределах 0-30%, в смешанных – 10-70% и окисленных – от 50 до 100%. Для каждого из этих типов руд разработаны свои схемы обогащения с широким диапазоном технологических показателей (выход концентратов, промпродуктов, извлечение металлов, потери в хвостах и др.).
Таким образом, гипергенный этап развития месторождений медистых песчаников и сланцев, хотя и является завершающим в их длительной геологической истории, оказывает существенное (а иногда и решающее) влияние на формирование вещественного состава руд, минеральных и геолого-технологических типов руд, выбор и обоснование технологических схем обогащения и в конечном итоге на все экономические, экологические показатели горнорудных предприятий и регионов.
радиоактивные аномалии в районе Каменско-Черновского
пегматитового поля
Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН, Чита, Россия, *****@***ru
Radioactive anomalies in area of KAMENSKO-CHERNOVSKOE PEGMATITIC field
R. A. Filenko
The Institute of Natural Resources, Ecology and Criology SB RAS, Chita, Russia, *****@***ru
Radioactive anomalies in territory of Kamensko-Chernovscoe pegmatitic field are considered. Minerals which are revealed cause raised radiation. Radioactive minerals are presented by complex oxides of the titan, tantalum and niobium, by silicates of zirconium, by phosphates of uranium and the rare grounds.
Ландшафтно-геохимические исследования на площади Каменско-Черновского пегматитового поля сопровождались опробованием пегматитовых жил, а также почв и растений, особенно на участках, где проявлена редкометальная, в том числе, танталониобиевая минерализация. Последняя представлена рядом поликраз-эвксенита (Y, Ce, Ca, U,Th) (Ti, Nb, Ta)2O6. В состав этих минералов изоморфно входят уран и торий, вследствие чего возникли локальные радиоактивные аномалии, которые легко выявлялись при пешеходной гамма-съемке.
Для измерений мощности экспозиционной дозы использовался сцинтилляционный геологоразведочный прибор СРП-68-01. Точность показаний прибора была проверена в ЗабНИИ .
Участки повышенного гамма-фона подвергались тщательному изучению с отбором проб горных пород, почв и растений. Уровень гамма-излучения закономерно повышается от вмещающих пород к центральным частям пегматитовых жил (таблица).
Таблица
Результаты замеров гамма-фона пегматитовых жил Каменско-Черновского поля
Объект измерений | Показания СРП, мкР/ч | ||
| min | max | |
вмещающие породы | 14 | 10 | 21 |
апографический пегматит (мелкоблоковая зона) | 24 | 18 | 38 |
блоковая зона | 38 | 22 | 68 |
кварцевое ядро | 45 | 16 | 120 |
Среди пегматитов Каменско-Черновского поля выделяются шлировые или камерные, линзовидные в гранитах, а также согласные и секущие в верхнепротерозойской метаморфической толще [5]. Пегматиты генетически связаны с гранит-аплитами и миароловыми лейкократовыми гранитами яблонового комплекса. В пегматитовых жилах отмечаются аплитовая, апографическая, графическая и блоковая зоны. Часто преобладает одна или две зоны с отсутствием или подчиненным развитием других. Кварцевое ядро проявляется не постоянно и имеет слабое развитие.
Мощная локальная аномалия обнаружена на водоразделе рр. Черновка и Каменка в выходе останца апографического пегматита, залегающего согласно на амфиболовых гнейсах. В центральной части пегматита находится мелкоблоковая зона, иногда переходящая в кварцевое ядро. В одной из частей пегматита обнаженной при выветривании кварц представлен дымчатой и морионовой разновидностью с вкраплениями микроклина, мусковита и биотита. Здесь же была обнаружена камера с ограненными индивидами дымчатого кварца, микроклин-пертита и бледно-голубого берилла. Измерения показали высокую гамма-активность, достигающую 120 мкР/ч, в нескольких участках размерами 20×30 см. При внимательном изучении отобранных образцов даже не вооруженным глазом видны тонкие, удлиненные по оси с кристаллы поликраз-эвксенита.
Кварцевые ядра с прозрачным и молочно-белым кварцем имеют меньшую мощность и при измерении радиоактивности не показывали ее аномальных значений. Наблюдалось даже снижение уровня радиации ниже фонового.
Севернее останца, на участке № 2 Каменско-Черновского месторождения мусковита развиты блоковые пегматиты с мусковитом и мощным кварцевым ядром, залегающие в амфиболитах. Выявлено, что здесь прозрачный кварц плавно переходит в морион, а на границе с блоковой зоной развиты камеры, выполненные кристаллами кварца с большим количеством газово-жидких включений. Иногда встречаются единичные кристаллы бледно-зеленого берилла. Здесь найден также и гелиодор. Аномалии на этом хорошо вскрытом шурфами участке не выявлены. Максимальное значение гамма-активности (33 мкР/ч) зафиксировано на границе апографической и мощной блоковой зоны, где проявлена альбитизация, с которой ассоциируют гранат, ганит и очень редко поликраз-эвксенит.
На противоположном склоне пади Каменка расположен участок № 1 вышеупомянутого месторождения мусковита. В стенке карьера по мусковитовому сферолиту гамма-излучение колебалось в пределах 35-40 мкР/ч. В правом борту этого же карьера обнаружен аномальный участок размером 50×30 см с радиоактивностью 70-90 мкР/ч. Здесь на контакте с блоковой зоной развиты переслаивающиеся полосы существенно биотитового и альбитового состава. При детальном изучении отобранных образцов обнаружены ореолы гематитизации размером 0,5-1 см, в центре которых находятся пустотки со следами выщелачивания радиоактивного минерала. В одном из пегматитов Каменско-Черновского месторождения мусковита в ассоциации с ортоклазом, альбитом, мусковитом гранатом, и магнетитом найден вторичный (гипергенный) метаторбернит Cu(UO2)2[PO4]2 · 8H2O [3].
С 1956 года известна аномалия, расположенная на восточном фланге Каменско-Черновского пегматитового поля в районе слияния пади Малый Красотун с долиной р. Кадалинка. На этом участке развиты метаморфизованные песчаники верхнепротерозойского возраста, прорывающиеся жилами пегматитов.
Одна из жил имеет протяженность примерно 150 м, мощность около 0,4 м, в раздувах достигает 1 м, падение – юго-восток под углом 20-25°. Она сложена среднезернистым пегматитом, в отдельных участках замещенным сахаровидным альбитом. Минеральный состав: микроклин, иногда переходящий в амазонит, кварц, альбит, магнетит, гранат, циртолит.
Повышенная радиоактивность пегматитов связана с наличием циртолита (Zr, U, Th) SiO2 · H2O – метамиктного циркона, содержащего торий и уран. Рентгеноструктурный анализ, выполненный в ИЗК СО РАН подтвердил наличие полуметамиктного циркона, близкого к циртолиту. Кристаллы призматические, размер их 2-6 мм по оси с, часты двойники по (100). Цвет розовый иногда с белыми или зелеными участками, реже темно-зеленый, голубой и светло-коричневый. С поверхности иногда покрывается серовато-коричневой корочкой. Не вооруженным глазом по дымчатому кварцу вокруг вкрапленников циртолита хорошо заметны ореолы трещиноватости в виде своеобразного пучка радиально расходящихся трещин, достигающих иногда длины более 1 см [4]. Видны также ореолы покраснения (гематитизации) по полевым шпатам, являющиеся косвенным признаком радиоактивных минералов, под воздействием которых закисное железо окружающих минералов переходит в окисное [1]. При гамма-съемке максимальное значение составило 120 мкР/ч при среднем значении по жилам 80 мкР/ч и минимальном 16 мкР/ч на вмещающих метаморфических породах. Материнские граниты яблонового комплекса в среднем показывают 28 мкР/ч.
Таким образом, анализ распределения радиоаномалий показал, что торий - ураноносные пегматиты залегают большей частью в апикальных частях или в экзоконтакте материнского массива гранитов яблонового комплекса. Скопления радиоактивных минералов имеют узколокальный характер и представлены танталониобатами, силикатами циркония, фосфатами урана и редких земель. Как правило, в пределах пегматитовых полей, где пегматитовые тела исчисляются нередко сотнями, гнездообразные скопления урановых минералов встречаются только в отдельных жилах. Среднее содержание урана в жиле обычно низкое, распределение его крайне прихотливое [2].
Литература
1. ,Савельева по определению урановых минералов. – М.: Госгеолтехиздат, 1956. – 259 с.
2. , Пухальский месторождений урана. Под ред. . – М.: Госгеолтехиздат, 1957. – 219 с
3. , Юргенсон данные о минералах Каменско-Черновского месторождения мусковита // Природные ресурсы Забайкалья и проблемы геосферных исследований: Материалы научной конференции / Забайкал. гос. гум.-пед. ун-т. – Чита, 2006. – С. 120-121.
4. Филенко минералы в пегматитах Каменско-Черновского поля // VII межрегиональная научно-практическая конференция студентов, аспирантов и преподавателей образовательных учреждений среднего и высшего профессионального образования (в рамках празднования 90-летия Забайкальского горного колледжа), Чита, 2007. – С. 45.
5. Юргенсон и поделочные камни Забайкалья. – Новосибирск: Наука, 2001. – 390 с.
ВТОРИЧНОЕ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЕ В ЗОНЕ ГИПЕРГЕНЕЗА ВОЛЬФРАМОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ АГИНСКОГО РУДНОГО УЗЛА (ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН, Чита, Россия, *****@***ru
SECONDARY MINEROGENESIS IN THE HYPERGENEZ ZONE OF AGYNSKY ORE KNOT TUNGSTEN DEPOSITS (EAST TRANSBAIKALIA)
L. P. Chechel
Institute of Natural Resources, Ecology and Cryology SB RAS, Chita, Russia, *****@***ru
Feature of the second minerogenesis are studied within the limits of the tungsten deposits hypergenez zone. The basic method of research is the thermodynamics modelling. Development of two geochemical types of weathering is shown.
Развитие горнопромышленного производства способствует, как известно, загрязнению окружающей среды и уничтожению естественных ландшафтов прилегающих территорий. Изучение процессов формирования состава подземных и поверхностных вод, закономерностей вторичного минералообразования в этих условиях позволяют решать некоторые важные экологические проблемы.
В работе представлены результаты исследований гидрогеохимии вольфрамовых месторождений Агинского рудного поля – жильного и штокверкового оловянно-вольфрамового Спокойнинского и скарнового золото-вольфрамово-висмутового Уронайского. Первое разрабатывалось открытым способом, начиная с 1940 года вплоть до начала текущего столетия, обогащение руды проводилось на месте. На Уронайскоом месторождении промышленная добыча руд не велась.
В районах месторождений в разные сроки было отобрано свыше 400 водных проб, в которых общепринятыми методами проводилось определение pH, основных макрокомпонентов, фтора, фосфора, окисляемости, кремнекислоты [6]. Для определения концентраций тяжелых металлов использованы атомно-абсорбционный и эмиссионно-спектральный методы с предварительным концентрированием [1, 4].
Целью настоящего исследования является определение вторичных минеральных форм, развитие которых наиболее вероятно в пределах зоны гипергенеза названных вольфрамовых месторождений. Основным методом исследования являются термодинамические расчеты, выполненные с помощью программы равновесного физико-химического численного моделирования геохимических процессов в системе вода-порода, разработанной в составе программного комплекса HYDROGEO [3].
Месторождения находятся в лесостепной ландшафтной зоне с низкогорным рельефом - относительные превышения над долинами рек составляют здесь 250-300 м. В районе развита многолетняя мерзлота островного типа. Количество осадков распределяется неравномерно и не превышает 280 мм в год. Замедленный водообмен и засушливый климат района определяют режим испарительной концентрации, ведущий к накоплению солей в водах. В результате в зоне гипергенеза месторождений формируются воды преимущественно SO4-HCO3-Mg-Ca (Спокойнинское) и HCO3-Mg-Ca (Уронайское) состава с повышенной минерализацией, величина которой изменяется в широких пределах (51,1-698,6 мг/л - Спокойнинское, 47,3-884,4 мг/л – Уронайское месторождения) и имеет четко выраженный поясно-зональный характер распределения. С ростом солености подземных вод отмечается увеличение значений pH, которые колеблются в основном в околонейтральной – слабощелочной области (6,03-8,19 – Спокойнинское; 3,7-9,1 – Уронайское меторождения). Кислые и слабокислые воды в районе Уронайского месторождения развиты в приводораздельных частях Уронайского хребта в пределах выходов интрузий, вмещающих сульфидное оруденение.
Неблагоприятные условия среды миграции (околонейтральная и слабощелочная реакция вод) и незначительное присутствие сульфидов в рудах Спокойнинского месторождения обусловили низкие концентрации в водах зоны гипергенеза меди (0,0007-0,004 мг/л), цинка (0,0005-0,05 мг/л), свинца (0,0005-0,006 мг/л) и других, мигрирующих в форме катионов, металлов. На порядок выше максимальные содержания меди и свинца в водах Уронайского месторождения, что объясняется сульфидным составом руд, но и в этом случае щелочная карбонатная среда препятствует их водной миграции, способствуя выведению металлов из растворов в виде карбонатов. Одновременно с этим, концентрации вольфрама и молибдена, мигрирующих в виде анионов, достигают аномальных значений – в водах Спокойнинского месторождения соответственно 0,054 и 0,3 мг/л, Уронайского – 0,42 и 0,11 мг/л [5, 7].
Как известно, система вода-порода является равновесно-неравновесной, т. е. она неравновесна преимущественно с первичными (эндогенными) минералами, но всегда равновесна с теми или иными вторичными (образованными водой) минералами. Система вода-порода в своем развитии проходит ряд этапов, на каждом из которых формируется свой набор вторичных минералов, тесно ассоциирующий с определенным геохимическим типом воды [8]. Моделирование природных систем путем расчета равновесного состояния один из широко применяемых в мире методов исследования.
При построении термодинамической модели были учтены основные макро и микро-ионы, а также соответствующие им ассоциаты (комплексные ионы). В список минералов вошли наиболее распространенные в зоне окисления вторичные алюмосиликаты, карбонаты, сульфаты, оксиды, гидроксиды, фосфаты, цеолиты, галогениды и другие, из числа имеющихся в базе. В выборку включены 12 точек опробования на Спокойнинском месторождении и 4 точки – на Уронайском (падь Улан-Цара). Это поверхностные и подземные воды приводораздельных и придолинных частей склонов, формирующиеся как в естественных, так и в техногенных условиях.
Для оценки степени насыщения раствора относительно каждого из минералов использован параметр насыщенности: L = lnK – lnP, где K – термодинамическая константа равновесия реакции осаждения минерала из раствора, а P – произведение активности участвующих в этой реакции веществ, вычисленное с учётом правила реагирования. В этом случае отрицательные значения L свидетельствуют о недонасыщении, положительные о пересыщении, а близкие к нулю – о равновесии раствора и соответствующего минерала [3]. Полученные значения степени насыщения исследуемых вод относительно вторичных минералов условно разбиты на две группы - значения параметра L вод равные и выше нуля отнесены к группе равновесных, от нуля до -5 – к группе близких к равновесию.
Результаты проведенного моделирования показали, что воды зоны гипергенеза Уронайского и Спокойнинского месторождений практически повсеместно равновесны с гиббситом и гипергенными алюмосиликатами – каолинитом, монтмориллонитом, бейделлитом, иллитом, а также цеолитами – вайракитом и ломонтитом (таблица). Только в приводораздельной части Уронайского хребта воды не насыщены по каолиниту, минералам группы монтмориллонита и цеолитам. Здесь развиты околонейтральные ультрапресные и пресные воды.
Таблица
Результаты термодинамического моделирования (HG 32)
Место отбора пробы | Равновесные L ≥ 0 | Близкие к равновесию 0 > L > -5 |
Спокойнинское месторождение | ||
Приводораздельная часть – химический состав вод - Cl-SO4-HCO3 - Na-Mg-Ca и SO4-HCO3 - Mg-Na; минерализация - 240 мг/л | - каолинит, монтмориллонит, - алунит; - гиббсит; - вайракит, ломонтит | - кварц, тридимит; - доломит, церуссит; - гипс; - флюорит |
Придолинная часть - pH 7,8; химический состав вод-SO4-HCO3 - Na-Mg-Ca; минерализация – 370 мг/л | - монтмориллонит, каолинит, - доломит; - алунит, - гиббсит; - вайракит, ломонтит | - кварц, тридимит; - кальцит, церуссит - гипс; - гётит; - флюорит |
Шламохранилище – pH 7,0-8,2; химический состав вод - SO4-Cl-HCO3 - Na-Ca-Mg и HCO3 - SO4- Na-Ca; минера-лизация - 430 мг/л | - каолинит, монтмориллонит, - алунит; - гиббсит - вайракит, ломонтит | - тридимит; - кальцит, доломит, церуссит; - гипс; - флюорит |
Карьеры – pH - 6,9-7,8; химический состав вод - SO4-HCO3 - Ca-Mg-Na и SO4 - Mg – Ca; минерализация – 630 мг/л | - каолинит, монтмориллонит, - гиббсит; - вайракит, ломонтит | -кварц, тридимит; - кальцит доломит, церуссит; -алунит, гипс; - флюорит |
Уронайское месторождение | ||
Приводораздельная часть – pH - 7,4; химический состав вод - HCO3-Ca; минерализация – 241 мг/л | - иллит; - гематит; - алунит; - гётит, лепидокрокит, гиббсит; - штренгит, варисцит | - каолинит; - сидерит, кальцит, доломит, |
Придолинная часть – pH – 8,1-8,3; химический состав вод - HCO3-Mg-Ca; минерализация – 492 мг/л | - каолинит, монтмориллонит, - доломит; - алунит; - гематит; - гётит; лепидокрокит, гиббсит; - штренгит, варисцит; - вайракит, ломонтит | - кварц, тридимит; - сидерит, кальцит, церуссит, - магнезит; - гипс; - флюорит, |
Таким образом, проведенные исследования показали, что в районах изученных месторождений преимущественно развиты два геохимических типа выветривания – сиалитный, при котором в составе вторичной фазы преобладают алюмосиликатные минералы и карбонатообразования, способствующего накоплению в зоне гипергенеза карбонатных минералов. Формирование вторичных минералов контролируется преимущественно временем взаимодействия воды с горной породой и минеральным составом руд.
Литература
1. , , Кондратенко -абсорбционное определение тяжелых металлов в природных водах с их предварительным концентрированием соосаждением с висмутом в виде диэтилдитиокарбаматов // Геохимия техногенеза. – Иркутск: СибГЕОХИ, 1985. Т. 2. – С. 114-117.
2. Бетехтин минералогии. Изд-е второе, исправл-е. – М.: Гос. научно-техническое издат-во литературы по геологии и охране недр, 1965. – 558 с.
3. Букаты программного обеспечения для решения гидрогеологических задач // Известия ТПУ. 2002. Т. 305. Вып. 8. – С. 348-365.
4. , , Погребняк -спектральное определение вольфрама, молибдена и олова в природных водах // Журн. аналит. химии. 1980, № 6. – С. .
5. , , Усманов элементы в гидрогеохимических ореолах некоторых типов месторождений Забайкалья / Проблемы поисковой и экологической геохимии Сибири: Материалы научной конференции, посвященной 100-летию профессора Томского политехнического университета . – Томск: Изд-во ТПУ, 2003. – С.156-159.
6. Лурье химия промышленных сточных вод. – М.: Химия, 1984. – 448 с.
7. , ,Баландис формирования макро - и микрокомпонентного состава природных вод Уронайского рудного узла (Восточное Забайкалье) / Материалы Всероссийского совещания по подземным водам востока России. Иркутск: Издательство ИрГТУ. – 2003. – С. 36-38.
8. Шварцев зоны гипергенеза. – 2-е изд., исправл. и доп. – М.: «Недра», 1998. – 336 с.
9. , Зверева минералогии гипергенеза: Учеб. Пособие. Владивосток: Дальнаука, 2000. – 336 с.
БРОШАНТИТ УДОКАНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ МЕДИСТЫХ ПЕСЧАНИКОВ
1,2, 1, 3
1Институт природных ресурсов, экологии и криологии СО РАН, Чита, Россия, inrec. *****@***ru
2Забайкальский государственный гуманитарно-педагогический университет, Чита, Россия, *****@***ru
3Дальневосточный институт химии ДВО РАН, Владивосток, Россия
BROCHANTITES OF THE UDOKAN DEPOSITS OF COPPERY SANDSTONES
G. A. Yurgenson1,2 , N. B. Shametova1 , E. B. Merkulov3
1The institute of Natural Resources, Ecology and Criology SB RAS, Chita, Russia, *****@***ru
2ZabSGPU, Chita, Russia, *****@***ru
3Far earstern institute of chemistries FEB RAS, Vladivostok, Russia
Brochantites of late generations of the Udokan copper deposites were studied by methods of X-ray-structural analysis and infra-spectroscopy, new chemical analysises, having confirmed an excess of water and presence of water in two forms: hydroxyl and crystallization. The last form presents only in brochantites of the Udokan deposits, residing in conditions of perennial congelation. The revealed particularities of antlerites are connected with their formation in zone of cryomineral-genesis. Explorations have shown, that the mineral is similar to minerals of other deposits. Chemical composition: CuO-72.22; SO3-16.05; H2O-11.73%. The empirical formula: Cu8(SO4)2(OH)12∙H2O. Monoclinic, a=13.10; b=9.84; c=6.02Å; β =103.47˚; V=755Å3. IR spectrum is given. The peaks in the interval frequencies sm-1 prove presence of hydroxyl water at a mineral. The thermal analysis has shown, that three endothermic effects at temperature accompany decomposition of the brochantites at warming: 250-480, 700-800, ºС.
Брошантит относится к относительно редко встречающимся минералам зоны окисления месторождений, в рудах которых присутствует медь. Тем не менее, в ряде месторождений, находящихся в аридных условиях, как с жарким (Айнак, Афганистан, Джезказган, Казахстан, Кальмакыр, Узбекистан, Чиквикимата, Чили и др.), так и с холодным (Удоканское, Норильское, Бурпалинское и др.) климатом его можно считать относительно распространенным минералом.
На Удоканском месторождении меди он является важным промышленным компонентом окисленных руд и поэтому изучение его имеет большое промышленное значение. Это месторождение по запасам руд является уникальным [11]. Оно находится в центральной части Кодаро-Удоканской зоны северо–восточного Забайкалья, представлено мощной толщей медистых песчаников и входит в состав ритмично построенного сакуканского мегаритма Намингинской брахисинклинали нижнепротерозойского возраста [2, 11].
Рудоносные горные породы Удоканского месторождения состоят из метаморфизованных полимиктовых песчаников, алевролитов с кварцево–слюдистым (кварцитовидные песчаники) и карбонатным (известковистые песчаники) цементом. Они включают прослои железистых песчаников [17], метаморфизованных аргиллитов (слюдистых микросланцев), конгломератобрекчий и песчанистых известняков [1, 6, 13, 18]. Залегание этих горных пород ритмичное – размытые верхние части ритмов служат основанием для вышележащих.
Первичные рудные минералы представлены борнитом, халькопиритом, белым халькозином, пиритом, магнетитом [9, 10]. На месторождении преимущественно развиты борнит – халькозиновые и пирит – халькопиритовые первичные руды.
На месторождении проявлена древняя кора выветривания и соответствующая ей зона окисления, а также – современная, формирующаяся в условиях многолетнемерзлых пород. Для древней зоны окисления характерен типичный комплекс гипергенных минералов. Из минералов рудных парагенезисов наиболее распространены малахит, брошантит, антлерит [8], азурит, гипс, ковеллин, голубой гипергенный халькозин, гидрогетит, гетит, гематит, гидрогематит, куприт, тенорит. Гипергенные силикаты и алюмосиликаты представлены 7-ангстремным хлоритом, гидрослюдами, каолинитом, монтмориллоидами, включая хризоколлу, частью в результате старения и упорядочения перешедшую в диоптаз-хризоколловые микроагрегаты.
В современной зоне окисления, формирующейся в условиях многолетней мерзлоты, развиты преимущественно основные сульфаты меди, нередко содержащие кристаллизационную воду [12, 14, 15, 16], такие как гидроантлерит и гидроброшантит, удоканит. Наряду с гипсом в них установлен бассанит и β-полугидрат сульфата кальция [13, 18]. Ярозит представлен карфосидеритом – гидроксониевым крайним членом ряда [15], среди других сульфатов известны: халькантит, мелантерит, халькокианит и др.
По степени окисления выделяются сульфидные, смешанные и окисленные руды. Основной компонент в них – медь, попутные – золото, серебро, сера, магнетит. Среди промышленных руд преобладают халькозин-борнитовые, меньшее значение имеют брошантит-антлерит-малахитовые, менее развиты пирит-халькопиритовые руды.
В окисленной борнит-халькозиновой руде, развитой по аркозовому песчанику с мусковитовым цементом, находится послойная жила существенно халькозин-брошантитового состава мощностью 0.2-0.6 см. Жила содержит полости, поверхность которых выстлана кристаллами брошантита величиной до 1мм по оси с, содержащими в качестве примесей доброшантитовый малахит тонкорадиально-лучистого строения. Общее содержание брошантита в руде составляет примерно 1.5-3%.
Брошантит представляет собой кристаллы изумрудно-зеленого цвета, сросшиеся в друзы. Кристаллы в форме иголочек, табличек. При небольшом давлении крошатся, но форма призмы сохраняется. Излом неровный до раковистого. В шлифе четко видна совершенная спайность по {100}. СNg = 6°. Черта бледно-зеленая. Твердость по Моосу 3.5-4.0. Плотность 3.966 (табл. 1). Блеск стеклянный, на плоскостях спайности несколько перламутровый. Прозрачный до просвечивающего.
Таблица 1
Свойства брошантита Удоканского месторождения [15]
Образец | Минерал | Ng | Nm | Np | Плотность, г/см3 | Примечание |
293-0-4 | Брошантит | 1.802 | 1.772 | 1.728 | 3.966 | Ранний, догетитовый, докриогенный |
То же | 1.795 | 1.767 | 1.722 | 3.819 | Поздний, криогенный | |
287-0-1 | То же | 1.796 | 1.767 | 1.724 | 3.84 | Поздний, криогенный |
1 | То же | 1.800 | 1.771 | 1.728 | 4.09 | Доериогенный. По[4]. |
Химический состав приведен в табл. 2. Количественное определение воды проводилось методом Пенфильда, меди и серы – из раствора кислотного разложения. Медь определялась методом атомной абсорбции на приборе фирмы «Перкин Элмер 403», анализ серы проводился осаждением хлоридом бария. По химическому составу брошантит Удоканского месторождения немного богаче CuO, чем брошантиты других месторождений.
Таблица 2
Особенности химического состава брошантитов Удоканского месторождения
Образец | Компоненты, мас., % | Формула | Примечание | |||||
SO3 | CuO | FeO | H2O | Прочие | Сумма | |||
293-0-4 | 17.3 | 68.90 | 0.15 | 13.26 | - | 99.61 | Cu16(SO4)4(OH)24 | Докриогенный |
186/2у | 16.05 | 72.22 | - | 11.73 | - | 100.05 | Cu8(SO4)2(OH)12∙ H2O | Криогенный* |
Ан-1 | 17.07 | 69.11 | - | 13.81 | - | 99.99 | Cu16(SO4)4(OH)24 | Брошантит по [4] |
Ан-2 | 18.32 | 70.26 | Следы | 11.03 | - | 99.61 | Cu16(SO4)4(OH)24 | То же |
17.80 | 64.87 | 0.13 | 16.70 | - | 99.50 | Cu15(SO4)4(OH)22∙6.6H2O | Криогенный | |
287-0-1 | 17.93 | 66.23 | 0.18 | 16.40 | - | 100.74 | Cu15(SO4)4(OH)22∙5.24H2O | То же** |
Примечание: *- химический анализ брошантита Удоканского месторождения выполнен Матвеевой Л. Н., Институт геохимии СО РАН, ** - ЗабНИИ, расчетный фактор SO3=1.
ИК–спектры, исследуемых образцов (рис. 1), хорошо сопоставимы с ИК–спектром брошантита, приведенного [3].
Рис.1. ИК – спектр пробы 186/2у*.
IR – spectrum of the sample 186/2у*.
Пробы брошантита (204/2у и 13/2у) характеризуются появлением дополнительных полос поглощения (табл. 3), которые свидетельствуют о содержании молекулярной (кристаллизационной) воды наряду с гидроксильной водой. Такой тип воды характеризуется, по данным , определенным положением полос поглощения в ИК – спектрах минералов: валентные колебания ( см-1) и деформационные колебания ( см-1) [3].
Таблица 3
Частоты ИК - полос поглощения брошантита
Брошантит, [3] | 204/2у** | 406/2у-1** | 13/2у** | 186/2у* | 186/2у** |
425 465 475 485 530 600 630 640 645 690 700 740 785 865 880 950 1000 1090 1130 1140 1400 1430 | 486 509 597 627 644 732 779 872 943 986 1089 1394 1500 1537 1632 1680 1734 3267 3384 3566 3588 3844 | 485 598 637 734 779 874 943 1089 1114 3266 3383 3568 3586 | 484 509 598 627 734 780 874 944 984 1114 1513 1734 3266 3382 3565 3588 3844 | 486 509 600 629 733 872 943 986 1090 1115 3266 3381 3563 3586 | 485 509 597 626 732 778 871 984 1116 1391 1521 3265 3382 3565 3587 3759 |
Примечание: * - прибор ИК-Фурье спектрофотометр фирмы SHIMADZU с диапазоном волновых чисел см-1, в вазелине на подложке CsI; ** - прибор ИК – Фурье спектрофотометр фирмы «PERKIN ELMER» модель «Spectrum One» с диапазоном волновых чисел см-1, в таблетках KBr.
Пики в этой области не значительны, что говорит о небольшом содержании кристаллизационной воды. Большое количество полос поглощения со значениями волновых чисел в интервале см-1 и см-1 доказывает наличие гидроксильных групп (ОН)-.
Рентгеновские данные. Анализ рентгенограмм исследуемых образцов показал присутствие в них характерных линий брошантита: d/n=6.35; 3.89; 2.51Å (рис. 2), резких отличий от рентгенограммы брошантита, предложенной не выявлено [7]. Минерал моноклинной сингонии, пространственная группа Р21/а; параметры элементарной ячейки: a=13.09-13.10; b=9.84; c=6.02Å; β=103.33-103.47º; V=753.34-755Å3.
Рис. 2. Дифрактограмма брошантита, проба186/2у.
Внизу указаны штриховым способом литературные данные.
Термогравиметрический анализ (прибор ZSCH) проводился в платиновом тигле с крышкой, имеющей калиброванное отверстие, обеспечивающее давление паров разложения в 1 атмосферу, и аналогичным тиглем в качестве образца сравнения. Исследование проводилось при скорости нагрева 10˚С в потоке сухого аргона.
По данным термограмма брошантита имеет следующую структуру. Первый интенсивный эндотермический эффект наблюдается при температуре 380-500ºС (выделение конституционной воды, образование тенорита и долерофанита), второй эндотермический эффект принадлежит интервалу 750-800ºС (десульфатизация долерофанита), третий эндотермический эффект: ºС (диссоциация тенорита) [5].
Во многом аналогичная картина наблюдается и в случае термогравиметрического анализа образца брошантита 186/2у (рис. 3). Потеря веса на первой стадии разложения складывается из ряда ступеней, что свидетельствует о сложном характере дегидратации. Небольшая потеря массы (десятые доли %) начинается практически сразу после нагревания, но заметней становится выше 254ºС.
Рис. 3. Изменение веса и тепловые эффекты при нагревании брошантита, проба 186/2у.
Основная потеря массы на первой ступени разложения, сопровождаемая эндоэффектами при 387ºС и 438ºС (выделение конституционной воды, образование долерофанита и тенорита), наблюдается при температуре 380-465ºС. Общая потеря массы на этой стадии от начала нагревания составляет 14.3%, что на 2.6% больше, чем количество воды в образце, из данных химического анализа (табл. 2). Это расхождение обусловлено, с одной стороны, сорбцией воды образцом из воздуха при его хранении, которая выделяется в основном до 254ºС. С другой стороны, происходит пирогидролиз и частичная десульфатизация минерала уже на первой ступени – из рис. 3 видно, что сразу после окончания выделения воды разложение минерала продолжается, хотя и с небольшой скоростью. То есть процессы выделения воды и десульфатизации частично перекрываются. Далее при температуре 489.4ºС возникает небольшой экзотермический эффект, который свидетельствует о том, что в процессе дегидратации минерала происходит полное разрушение его кристаллической решетки с образованием промежуточных продуктов, таких как, долерофанит и тенорит [5]. Он обуславливается преобладанием экзотермических реакций кристаллизации новых компонентов над эндотермической реакцией разложения брошантита в конце первой стадии.
Вторая стадия, на которой происходит десульфатизация долерофанита с образованием тенорита, протекает в температурном интервале 465-720ºС. Плавный передний фронт эндоэффекта с максимумом при 717ºС и резким прекращением свидетельствует об одностадийности процесса. Несколько меньшая потеря (15.05%) по сравнению с данными анализа (16.05%) подтверждает сделанный выше вывод о возможности пирогидролиза и частичной десульфатизации на первой стадии разложения. Несколько меньшая масса остатка 70.62% CuO против 72.22% по данным анализа (табл. 2) свидетельствует о частичном перекрывании стадий десульфатизации и выделения кислорода. Аналогично протекает и третья стадия, заканчивающаяся при 905ºС, на которой происходит разложение тенорита с выделением кислорода (7.09%) и образованием куприта, что подтверждается данными рентгеноструктурного анализа полученного остатка (рис. 4). Из-за присутствия кислорода в воздухе разложение тенорита обычно происходит при значительно более высоких температурах (ºС), чем в атмосфере сухого аргона.
Рис. 4. Дифрактограмма продукта нагревания до 1000˚С брошантита (куприт), проба 186/2у.
Приведенные данные свидетельствуют о том, что среди брошантитов Удоканского месторождения действительно выделяются две их разновидности, различающиеся по содержанию и формам воды. Одна из групп не содержит кристаллизационной воды, и образовалась, вероятно, в условиях докриогенной коры выветривания, а брошантиты другой группы, с кристаллизационной водой, являются продуктом криоминералогенеза.
Литератуа
1. , , основные особенности геологического строения Удоканского месторождения медистых песчаников и направление его дальнейшей разведки // Изв. Вузов. Сер. геол. и разв. – 1958. №5. – С. 67-83.
2. , , и др. Медистые отложения Олекмо-Витимской горной страны. – Л.: Недра, 1966. – С. 386.
3. Болдырев спектры минералов. М.: Недра, 1976. – С. 200.
4. Дэна Дж. Д., Дэна Ч. и др. Система минералогии. Т.II. Полутом 1. М.: ИЛ, 1953. – С. 640-641.
5. , и др. Термический анализ минералов и горных пород. М.: Недра, 1974. – С. 203-209.
6. , , Володин песчаники Удокана. – М., Наука, 1983. – С. 248.
7. Михеев определитель минералов. М.: Госгеолтехиздат, 1957. – С. 524.
8. , , Певзнер состав, типы и разновидности руд Удокана // Добыча и обработка редких, цветных и благородных металлов. – М.: Недра, 1965. – С. 77-91.
9. , , Юргенсон геологии и вопросы генезиса Удоканского месторождения медистых песчаников // Геология некоторых месторождений Забайкалья. – Чита, 1968. – С. 70-90.
10. , , Криволуцкая руды Удокана. – Новосибирск: Наука, 1987. – С.102.
11. , , Салихов и руды Удоканского месторождения меди. // Геология и геофизика, 2000. Т.41, №5. – С. 733-745.
12. , Юргенсон данные об антлеритах Удоканского месторождения // Минералогия и геохимия ландшафта горнорудных территорий. Современное минералоoбразование: Труды I Всерос. симпозиума с междунар. участием «Минералогия и геохимия ландшафта горнорудных территорий» и VII Чтений памяти акад. «Современное минералообразование» 7-10 ноября 2006г. Россия, Чита, 2006. – С. 59-66.
13. Юргенсон и петрография рудовмещающей толщи Удоканского месторождения и связь с нею медного оруденения. – Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. – Казань,1968. – С.32.
14. О необычных брошантитах Удоканского месторождения // ЗВМО, 1973. Вып.1. – С.103-106.
15. Юргенсон минералогии и формирования зоны окисления в условиях многолетнемерзлых пород // Проблемы рудообразования, поисков и оценки минерального сырья // Матер. Всесоюзн. конф., посвящ. 100-летию акад. . – Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1996. – С. 127-160.
16. Юргенсон окисления в многолетнемерзлых породах // ЗВМО, 1977.№5. – С. 15-27.
17. ,Абрамов состав железистых песчаников и источники обломочного материала мединосных отложений удоканской серии // ЗВМО, 2000. Вып.2. – С. 44-53.
18. , , Об особенностях минералогии зоны окисления Удоканского месторождения меди // Вестн. науч. инф. Заб. Фил. Геогр. о-ва СССР. – Чита, 1968.-№9. – С. 3-10.
