книги из ГПНТБ / Формационный метод в прогнозе и изучении месторождений горнохимического сырья
..pdf1,0 (табл. 4, анализы 1 и 2). Область распространения таких вод окаймляет в основном Прикаспийскую синеклизу. Общая минера лизация этих вод 0,6—348 г/л. В них преобладают NaCl, MgS04, CaS04 (при низкой общей минерализации). В зоне развития ка лиево-магниевых сульфатных солей воды зоны гппергенеза не со держат СаСІг. Эти воды характеризуются содержаниями бора до 0,7% к сухому остатку, а брома — менее 0,1%.
Ниже, в соляной толще распространены воды с натрий-хлор- ным отношением менее 0,9—1,0. В прибортовой части Прикаспий ской синеклизы, Индер-Челкарской зоне и в восточной части Баш- кирско-Актюбинекого Предуралья, где широким развитием поль зуются доломиты, гипс-ангидриты, разнообразные хлоридные соли, а также калиево-магниевые и натриевые сульфатные соли, рас пространены воды, в солевом комплексе которых преобладают
NaCl |
и MgCl2 или |
одна из |
них (см. табл. 4, анализы 3, 4). СаС12 |
в них |
отсутствует |
или ее |
мало, SCaCl2: SMgCl2 для этих вод |
всегда менее 1. Общая минерализация их 6—492 г/л. Они содер жат бора до 0,8%, брома 0,1—3,5%. Маломинерализованные раз ности рассматриваемых вод приурочены к карбонатным и гипсангидрптовым породам, приближенным к зоне гипергенеза (см. табл. 4, анализ 4). Они обогащены Ca, S04 и являются, видимо, продуктами разбавления высокоминерализованных вод этого типа маломинерализованными и инфильтрационными водами атмосфер ного происхождения. Местами в ассельско-артинскпх отложениях аналогичные маломинерализованные воды формируются в процессе разбавления инфильтрационными водами подземных рассолов хло- ридно-натриево-кальциевого состава.
В тектонически более опущенных участках (Верхнекамская впадина и Бирская седловина) в пределах Жуковско-Могутовской гидрохимической аномалии (Козин, 1962) и предположительно в Прикаспийской синеклизе к западу и востоку от Индер-Челкар ской зоны в толще различных хлоридиых солей и гипс-ангидрито- вых и карбонатных пород распространены воды c2(Na + K) :2С1< <0,9—1,0 и 2СаС12: EMgCl2> 1 (см. табл. 4, анализы 5 и 6).
Минерализация их 0,5—333 г/л. Они отличаются от вышерассмот ренных вод резко пониженным содержанием В20 3 (рис. 5). Со держание брома достигает 0,6%■ Маломинерализованные разности этих вод тяготеют к гидрогеологически раскрытым участкам, при урочены к карбонатным породам и представляют собой продукты разбавления подземных рассолов маломинерализоваиными ин фильтрационными водами, в связи с чем в них повышается со держание сульфатных анионов, связанных с Са. С уменьшением общей минерализации вод наблюдается уменьшение суммы хло ридов щелочных земель и величины кальций-магниевого отно шения.
В нижнепермских галогенных отложениях наибольшими содер
жаниями |
бора характеризуются воды, приуроченные в основном |
к области |
распространения калиево-магниевых сульфатных солей |
30
синеклизы и Предуралья. |
|
кунгурских отложений Прикаспийской |
По Л. В. Славяновой (1965 г.) |
Химический состав подземных вод |
|
|
=: |
|
|
|
- |
|
|
со |
|
|
|
|
|
1 о |
|
|
|
О |
|
|
|
и |
|
|
|
X |
|
|
|
I |
|
|
|
о |
|
|
|
и |
|
m |
|
|
|
|
|
+ |
|
|
|
Я |
|
|
|
и |
|
|
|
+ |
|
|
|
+ |
|
|
|
ад |
|
|
|
+ |
|
н |
*2. |
|
|
|
|
||
|
|
л |
|
|
|
U |
|
Е |
|
|
|
|
»4 |
|
|
3 |
|
U |
|
|
|
|
|
о |
|
1- |
|
С |
|
я |
|
|
о |
|
|
я |
я |
|
_ |
о |
о |
|
|
■е* |
s ' |
||
|
о, |
= |
|
ТО |
й» |
|
z j |
|
|
|
|
2 |
Д |
|
-а |
и |
|
* |
|
|
|
||
К |
|
|
|
ь |
|
я |
|
п |
|
|
|
о |
|
я |
|
|
Я |
|
|
|
|
я |
|
зг |
|
|
|
оешгвни gvf
г о |
|
с о |
•«т4 |
см |
г - |
ю |
0 3 |
U 0 |
ю |
|
с о |
LO |
0 3 |
|
|
с о |
о |
|
|
с о |
|
СМ |
|
|
о |
U 0 |
|
|
»—1 |
|
1—1 |
|
|
Т—1 |
|
|
|
|
СО |
, |
|
, |
|
|
|
|
|
|
|
|
1 |
1 |
|
СО |
1 |
1 |
о |
о " |
|
1 |
||
|
|
|
|
|
|
|
|
о |
h - |
СМ |
СМ |
0 0 |
|
|
|
CD |
|
|
О з |
0 3 |
ю |
CM |
|
с о |
|
|
с о |
,—4 |
U 0 |
о |
СО |
ю |
СМ |
О ) |
СМ |
Юо з
Юо
О |
г - |
I |
О1
2 ,9 |
СО |
СО |
|
СМ |
|
|
СО |
СМ
1 1 ю
о з
СМ |
(N |
LO |
с о |
іО |
О з |
1—< |
Г-н |
СО |
|
03 |
СО |
|
ч |
||
*■ |
||
О) |
Ку
- |
(М с о |
|
_ |
о з |
|
о |
|
|
|
|
|||
о " |
о |
о |
— |
ч |
|
|
|
1—1 |
~ |
i»j1 |
|
|
|
|
<13 |
||
|
|
|
|
с 3 |
|
|
|
|
о |
с |
|
|
|
|
ч |
||
|
|
|
|
||
С"- |
с о |
|
|
о |
|
0 0 |
0 3 |
0 0 |
|
|
|
0 3 |
о з |
с о |
|
3 |
|
|
|
|
и |
то |
|
|
|
|
то |
Li |
|
|
|
|
> 1 |
03 |
|
СО |
о з |
|
|
|
|
0 3 |
с о |
с о |
|
сз |
|
1—4 |
с о |
|
|
||
|
|
|
ч |
о |
|
|
|
|
о |
|
|
|
|
|
со |
сз |
|
СО |
с о |
|
и |
2 |
|
|
, |
с |
|||
|
|
|
|
||
о з |
t" - |
h - |
— |
то |
|
см |
*—1 |
1—* |
г |
Li |
|
|
|
|
d> |
|
|
|
|
|
то |
О . |
|
|
|
|
|
||
|
|
|
о |
С |
|
|
0 0 |
|
с |
3 |
|
|
|
|
|||
|
|
о |
|
|
|
ьО |
|
ю |
то |
то |
|
|
|
|
н |
= з |
|
|
|
|
о |
||
|
|
|
и |
то |
|
|
СО |
|
|
о |
|
|
0 0 |
|
|
н |
|
1 |
<м |
1 |
|
то. |
|
|
<м |
1 |
Z |
о |
|
|
|
|
\ о |
||
|
|
|
|
то . |
|
|
|
|
S |
|
|
с о |
с о |
СМ |
S |
* о |
|
X |
|||||
|
|||||
(М |
с о |
|
|
t=c |
|
|
с о |
|
03 |
||
|
|
то |
|||
|
|
|
|
с |
|
с о |
|
о |
53 |
то |
|
|
6 |
||||
с о |
|
||||
Г ". |
о |
см |
г |
то . |
|
см |
ю |
1 |
“г-* |
|
|
г - |
|
|
|
||
с о |
|
1 < |
|
|
|
г*- |
|
|
|
|
|
1—1 |
|
|
|
|
|
|
с о |
с о |
|
|
|
|
|
г—< |
|
|
|
|
|
1—4 |
|
|
|
о |
Ü |
|
и |
то |
|
о |
|
со |
{- |
= |
|
>> |
|
|
t-ч |
ч |
ио
<s: и
ю СО
СО
с о СМ
то
|
Ь - |
то |
1-0 |
то . |
|
X |
|
|
ю |
сз |
1—1 |
о |
|
Й |
|
о |
|
то |
СО |
|
|
5 |
о о |
го |
|
|
е> |
|
|
ч |
|
|
го |
с о |
|
то |
||
|
||
|
с о |
|
|
с - |
|
03 |
|
|
го |
|
|
о |
|
|
го |
|
|
то_ |
|
|
то |
|
|
о |
|
|
|
СМ |
|
|
Г-м |
|
|
с о |
|
|
го |
|
|
0 0 |
|
|
0 3 |
|
|
к |
|
|
го |
|
|
S |
|
|
из |
|
|
г- |
|
с о |
|
о |
с о |
СО |
оз*" |
о Г |
о з |
о з |
ос о
о - |
см |
|
см |
о з |
ю |
с о |
|
|
о з |
с о |
см |
^ t4 |
с - |
<м |
с о |
1—4 |
|
|
— |
|
1—< |
1 |
1 |
|
о |
|
СО |
см |
о |
СМ |
|
СО |
4 |
0 0 |
|
|
о |
|
о |
|
см |
юг- 1—4
к
то
то то
о
ч
о
f- то >1 >1
X
с о |
0 3 |
31
краевой части Прикаспийской синеклизы и Индер-Челкарской зоны. Эти воды отличаются низким содержанием или отсутствием
СаС12. |
Это |
подтверждает |
высказывание М. Г. Валяшко (1969) |
о том, |
что |
поиски бора |
следует сосредоточивать на галогенных |
толщах, в сложении которых принимают участие сульфаты калия и магния.
В чем же заключается причина низких концентраций бора в водах, обогащенных СаС12? При сопоставлении высокоборонос ных вод пермских отложений рассматриваемого региона с водами девонских отложений, которые отличаются пониженной боронос ностью и высоким содержанием СаС12, создается впечатление, что
|
|
осадителем |
бора |
является |
|||||
|
|
хлористый кальций. Инте |
|||||||
|
|
ресны данные расчета макси |
|||||||
|
|
мально |
возможного |
коли |
|||||
|
|
чества бора, который может |
|||||||
|
|
перейти из пород в поровые |
|||||||
|
|
растворы |
пермских |
отложе |
|||||
|
|
ний |
и терригениого |
девона |
|||||
|
|
Северного Прикаспия (Пить- |
|||||||
|
|
ева, 1969). По этим данным |
|||||||
|
|
низкое |
содержание |
бора |
|||||
|
|
в |
водах |
|
девона |
|
вполне |
||
|
|
объяснимо |
его |
пониженным |
|||||
|
|
содержанием во вмещающих |
|||||||
Рис. 5. Связь |
между содержаниями В20з |
породах. Термодинамические |
|||||||
условия |
для |
выщелачива |
|||||||
и СаСЬ в |
рассолах н отношением |
||||||||
2 СаСЬ/2 MgCb нижнепермских галогенных |
ния |
бора |
в |
терригенной |
|||||
отложений Юго-Восточного склона Русской |
толще девона |
более |
благо |
||||||
|
платформы. |
приятны, |
чем |
в вышележа |
|||||
|
|
щих образованиях. |
|
Низкая |
бороносность вод с высоким содержанием СаС12 нижнепермской галогенной толщи может объясняться пониженной бороиосностыо вмещающих пород, а не высаливающим влиянием Са вод.
Приуроченность более высокобороносных вод галогенных от ложений к краевой части бассейна, по-видимому, объясняется по вышенной концентрацией бора водовмещающих пород этой зоны и наличием седиментационных вод, отражающих влияние на солеродный бассейн высокобороносных вод со стороны прилегающей суши. О наличии седиментационных подземных вод свидетельствуют следующие данные. Среди рассолов с высокой концентрацией хло ридов щелочных земель и пониженным значением кальций-магние- вого отношения есть разности, содержащие брома до 3,5% к сухому остатку. Такое высокое содержание брома в подземных водах нельзя объяснить выщелачиванием карналлита или бишофита, в которых брома значительно меньше. Бром, ввиду изоморфного вхождения в состав хлоридных солей, избирательному выщела чиванию не подвержен. Эти подземные рассолы представляют
32
видоизмененную рапу. Подобная рапа могла образоваться при метаморфизующем влиянии вод зоны гипергенеза водосборных пло щадей на хлор-кальциевые рассолы солеродного бассейна и после дующего выпаривания смеси этих вод. Такая метаморфизация, видимо, является реально существующей в природе.
При. смешении хлор-кальциевых |
вод с любыми другими СаСЬ |
в системе оказывается неустойчивой |
(Балашов, 1961; Пельш, 1952 |
идр.). Такой путь формирования рассматриваемых рассолов мог иметь место потому, что они располагаются территориально ближе к зоне древнего влияния вод суши, к краю галогенного бассейна. Условия формирования галогенной толщи Индер-Челкарской зоны
изаключенных в ней вод, видимо, были такими же, как и в крае вой зоне Прикаспийской синеклизы. Происхождение развитых
здесь пластовых полигалитов почти все исследователи |
связывают |
с привносом в бассейн кальция водами суши. Наличие |
на большей |
части краевой зоны Прикаспийской синеклизы и Индер-Челкарской зоны вод, содержащих СаСЬ, свидетельствует о наложенных про цессах, в частности о возможном подтоке глубинных хлор-каль циевых рассолов в сформированную галогенную толщу. При взаи модействии их с калиево-магниевыми сульфатными солями значи тельная часть СаСЬ рассолов разлагается.
Не исключено, что и рассолы с высокой суммой хлоридов ще лочных земель и с 2С аС Ь: SM gCb> 1 являются малоизмененной остаточной рапой. Это согласуется с устанавливаемой прямой связью между содержаниями в них СаСЬ, MgCb, бора, брома, иода, в частности при сопоставлении вод каменноугольных и перм ских отложений района Жуковско-Могутовской гидрохимической аномалии. Так, в водах пермских и каменноугольных отложений Пилюгинской, Жуковской, Неклюдовской и Могутовской площа дей содержания этих компонентов изменяются соответственно в следующих пределах: MgCb 4,84—17,26 и 1,28—4,64%-экв; СаСЬ, 13,52—40,54 и 2,34—16,48% - экв; Вг 610—1482 и 92—375;
J12,2—42,3 и 5,4—18 мг/л; В 22,2—222,6 и 8,7—25,2 мг/л.
Осаждение бора кальцием происходит при образовании извест
няков, доломитов, гипсов и ангидритов, создается изоморфная примесь и акцессорная борная минерализация этих пород. По
следние, по данным опробования на содержание бора |
твердых |
фаз — продуктов сгущения морской воды (Лепешков, |
Шпикель- |
ман, 1939; Галаховская, 1967), содержат рассеянного бора больше, чем все другие галогенные породы. Соосаждение бора с карбона тами и сульфатами (пропорционально его содержанию в исходном растворе) наблюдается в соляных озерах, питающихся речными водами с высокими содержаниями CaSCb. Оно возможно и при взаимодействии хлор-кальциевых вод с другими типами вод и с сульфатными солями, когда происходит осаждение гипса. Обра зование повышенных концентраций кальциевых и стронциевых минералов бора происходит при взаимодействии бороносных растворов, находившихся ранее в разных термодинамических
3 Заказ № 724 |
33 |
условиях, при отсутствии карбонатов или гипсов среди новообразо вании.
На основании сказанного можно сделать следующие выводы.
1.В толще нижнепермскнх галогенных отложений Прикаспия
иПредуралья различаются воды с 2(Na + K) : SCI>0,9, характе
ризующие зону более или менее интенсивного водообмена, и воды с величиной этого отношения менее 0,9 (зоны затрудненного водо
обмена). |
Воды |
с повышенной |
величиной |
SCaCl2: BMgCl2 приуро |
||
чены |
к |
центру |
соленосного бассейна, с |
пониженной— к |
краевой |
|
зоне |
(к зоне древнего интенсивного влияния вод суши на галогенез). |
|||||
2. |
Большей |
бороносностыо |
характеризуются воды |
зоны за |
трудненного водообмена с пониженной величиной кальций-магнне- вого отношения и воды зоны интенсивного водообмена. Понижен ные концентрации бора в водах, обогащенных СаС12, объясняются низким его содержанием во вмещающей толще, а не высаливающим влиянием кальция вод. Для вод с ВСаС12: SMgCl2> 1 выявляется прямая пропорциональность между содержаниями бора и СаС12.
3. Более высокие концентрации бора в подземных водах гало генных отложений связаны с повышенной бороносностыо седиментационных вод и водовмещающих пород, обусловленной древним влиянием на солеродный бассейн стока высокобороносных вод со стороны прилегающей суши.
4. На начальном этапе захоронения вод в осадок они дополни тельно обогащаются бором за счет органического вещества осадка. Преобразование любых иловых вод в хлор-кальциевый тип сопро вождается одновременно разложением . органики, выносом бора из поровых растворов и твердой фазы.
Находки акцессорных боратов в разрезе Эльтонской структуры
Боропроявления в труднокоррелируемых галогенных форма циях, особенно в условиях соляных куполов, представляют боль шой интерес в качестве критериев для установления стратигра фических уровней вмещающих слоев, а также для возможности сопоставления сводных разрезов по различным структурам опре деленных регионов.
При поисково-разведочном бурении на Эльтонском месторож дении калийных солей в толще галогенных пород солянокуполы-юго массива встречены акцессорные бораты.
Ранее здесь был вскрыт рапной горизонт, развитый на соля ном зеркале. Обогащение бором водотоков на соляном зеркале, видимо, связано с гидрометаморфическим действием хлор-натрие- вых рассолов, встречающих и частично выщелачивающих на пути своего движения первичную борную минерализацию.
В юго-восточном крыле Эльтонской структуры в основании сильвинитового слоя верхнего продуктивного пласта встречен ха рактерный бороносный прослой.
34
По заключению В. В. Кольцовой, прослой сложен серой, крип то-микрозернистой ангидритовой породой, содержащей обильные, неправильной формы включения оранжево-красного или буроватого карналлита (рис. 6 ). Размер включений колеблется от долей мил
лиметра до 0,5—0,7 см.
В массе ангидрита присутствуют бораты от тонкорассеянной микроскопической вкрапленности до скоплений (0,2—1 см). Они представлены кремовато-белыми, реже белыми неправильными,
округлыми |
или |
|
почковид |
|
|
|
|||||
ными |
образованиями бора- |
|
|
|
|||||||
цит-хильгардитового соста |
|
|
|
||||||||
ва. Отмечаются желваки, |
|
|
|
||||||||
сложенные |
только |
хильгар- |
|
|
|
||||||
дитом. |
|
|
|
ангидритовые |
|
|
|
||||
Подобные |
|
|
|
||||||||
породы с карналлитом, бо |
|
|
|
||||||||
рацитом |
|
и |
хильгардитом |
|
|
|
|||||
описаны |
|
В. В. Лобано |
|
|
|
||||||
вой, |
|
Я- |
Я- |
Яржемским |
и |
|
|
|
|||
В. В. Кольцовой в солеиос- |
|
|
|
||||||||
ных разрезах некоторых дру |
|
|
|
||||||||
гих |
солянокупольных струк |
|
|
|
|||||||
тур |
Прикаспия. |
|
иной |
тип |
|
|
|
||||
Существенно |
|
|
|
|
|||||||
боропроявления |
отмечен |
иа |
|
|
|
||||||
противоположном — северо- |
|
|
|
||||||||
восточном крыле структуры. |
<?см |
|
|
||||||||
Здесь |
в |
|
непосредственной |
|
|
||||||
|
|
|
|
||||||||
близости |
|
от |
гипсоангидри |
|
|
|
|||||
довой |
толщи |
кепрока пере |
Рис. 6. Борсодержащая порода |
|
|||||||
сечен |
верхний |
продуктив |
бх — борацпт-хильгардптовые |
акцессорные |
скопле |
||||||
ный |
пласт, |
выходящий |
на |
ния в карналлнтсодержащей |
ангидритовой |
породе. |
|||||
соляное |
зеркало |
под |
уг- |
|
|
|
лом 70°. В кровле отмеченного пласта обычно располагается карпаллитовый или карналлит-кизеритовый слой, подстилающийся сильвинитовым слоем. В случае карналлит-кизеритового состава в верхнем слое иногда отмечается весьма незначительная примесь окиси бора.
В этом пересечении первый слой представлен бороносной по родой, сложенной в основном ангидритом, гипсом, галитом. Бо раты образуют как тонкорассеянную вкрапленность в галит-ангид- рит-гипсовой породе, так и довольно крупные скопления (гнезда). Гнезда выполнены улекситом и гидроборацитом. В качестве незна чительной примеси присутствует галит и сульфиды кальция. Боратовые скопления снежно-белого цвета, сравнительно рыхлые, с шелковистым блеском с поверхности и матовые, крепкие внутри.
Гидроборацит в гнездовидных |
агрегатах тонкоигольчатый |
и волокнистый. Улекснт имеет |
спутанноволокнистое строение. |
3* |
35 |
Описанное проявление, очевидно, обязано своим происхождением вторичным замещениям и превращениям в зоне гипергенеза (Яржемский, 1968).
Таким образом, кроме возможного корреляционного значения, акцессорные бораты могут явиться одним из критериев глубины гипергенных изменений калийных залежей. Этот фактор следует учитывать при прослеживании и оконтуривании слоев в условиях солянокупольных структур.
Ш. Цикличность образования и миграции серы в зоне гипергенеза вулканогенных месторождений
Главным источником вулканической самородной серы являются серосодержащие вулканические эксгаляции, выделение которых происходит в результате процессов, протекающих в магме по мере ее подъема. С. Мацуо (1965) для дацитовой магмы приводит следующие вероятные реакции образования серосодержащих разов:
F eS + S i02+ H 20 ^ F e S i0 3+ H 2S,
F eS+Si02+3H 20 ^ FeSlOa+ s 6 2+ 3H 2.
После своего образования (по мере движения к поверхности) состав магматических газов претерпевает изменения, вследствие чего фумарольные газы приобретают существенно иной состав. Этот состав, кроме состава магматических газов, зависит от вре мени, прошедшего с начала выделения газов (ранние эманации обогащены менее растворимыми газами), степени смешения га зов и реакций их с кислородом воздуха, а также реакций с окру жающими породами. Преобладающей составной частью вулкани ческих газов является водяной пар, составляющий около 90% общей суммы (Уайт, Уорринг, 1965). Велико содержание в них также воздуха, количество которого обычно преобладает над ко личеством активных газов, что объясняется интенсивным загряз нением газов, просачивающихся через пористые породы. Сернистые соединения представлены в вулканических газах сероводородом, сернистым газом и серным ангидритом. Д. Уайт и Г. Уорринг, ос новываясь на данных о составе газов большого количества вулка нов, указывают, что содержание H2S редко превышает 20% от суммы вулканических газов; в отдельных случаях их доля может доходить до 70%, увеличиваясь с повышением температуры.
Сернистый газ является преобладающим среди окисленных га зов серы. Содержание его, по данным Д. Уайта и Г. Уорринга, составляет от первых процентов до 2 0 %, иногда 75% от общего количества активных газов, и уменьшается с понижением темпера туры. В фумарольных конденсатах установлены значительные содержания S O 3, что дает основание ожидать заметную долю сер ного ангидрита в составе вулканических газов (Набоко, 1958).
Расчеты С. Мацуо для кислой магмы показывают, что измене
36
ние соотношения содержаний магматических газов наиболее резко происходит в области низких давлений (от 10 до 1 кгс/см2). Здесь
резко |
преобладают |
Н20 и |
S02, причем повышение содержания |
|
Н20 |
находится в обратной |
зависимости от температуры, а |
S02 — |
|
в прямой (Мацуо, |
1965). Содержание водорода в области |
низких |
давлений с повышением температуры увеличивается, а сероводо рода — испытывает незначительные колебания. В области высоких давлений (10 кгс/см2) содержания H2S, S 0 2 и Н20 испытывают незначительные изменения при повышении температуры, практи чески оставаясь постоянными, в то время как содержание водо рода при этом увеличивается. По С. Мацуо, даже в областях вы соких давлений (1000 кгс/см2) и температур (1500° К) среди сер нистых соединений преобладает S 02.
Расчеты С. Мацуо показывают, что при постоянной темпера туре падение давления наибольшее влияние оказывает на содер жание сернистого газа (в сторону его повышения); при падении давления с 1000 до 1 кгс/см2 при постоянной температуре содер жание S02 повышается в 1000 раз, тогда как содержание H2S, Н2 и Н20 испытывают незначительные изменения, оставаясь прак тически на одном уровне. Аналогичную зависимость от падения давления обнаруживает самородная сера. Преобладание серни стого газа над сероводородом (особенно в высокотемпературных фумаролах) отмечает С. И. Набоко (1959).
Таким образом, в отложении вулканической самородной серы главная роль принадлежит сернистому газу. Основными реакциями отложения вулканической самородной серы являются следующие: 1 ) окисления H2S кислородом воздуха; 2) взаимодействия вулка нических газов между собой; 3) саморазложения сернистой кис лоты; 4) взаимодействия серной кислоты и сероводорода. По пер вым двум реакциям происходит отложение серы из газовой фазы. Третья и четвертая реакции характеризуют гидротермальное сероотложение, которому способствует значительно лучшая раство римость сернистого газа по сравнению с сероводородом.
Процесс вулканогенного сероотложения в общем виде можно представить следующим образом. В определенный этап вулкани-' ческой деятельности, после возникновения вулкано-тектонических нарушений, газовые эманации устремляются по ним, как по вы водным каналам, к поверхности, встречая на своем пути фронт инфильтрирующих атмосферных вод (Мархинин, 1967).
Часть газов, движущаяся непосредственно по приоткрытым зо нам вулкано-тектонических нарушений, а также по вулканическим
жерлам, достигает поверхности. |
Элементарная сера, входящая |
в их состав, здесь десублимируется: |
|
5 г а з |
S -ти, |
а сероводород окисляется кислородом воздуха:
2HoS+ 0 2= 2 S + 2 H 20
37
или взаимодействует с сернистым газом:
2H2S+ S02= 3 S + 2 H 20.
В результате этих реакций происходит образование сублима ционно-реакционных руд на поверхности (Набоко, 1958, 1959).
При попадании (по выходе из выводного канала) вулканиче ских газов в поверхностные водоемы, кроме приведенных реакций, происходит образование сернистой кислоты и последующее ее превращение в серную кислоту, самородную серу и воду:
S02H-H20 -> H 2S03, 3H2S03 — 2H2SO„+ S+ H20 .
Выделение самородной серы возможно здесь и при окислении сероводорода серной кислотой:
H2S+ H2S04= 2 H 20 + 3 S + S02.
При отложении самородной серы на поверхности подводящие каналы остаются практически безрудными. Сера здесь начинает отлагаться при некотором затухании газовыделения, по мере опу скания фронта окисления. В этом случае вулканические газы успевают отложить серу, не дойдя до поверхности, и образуют оруденелые зоны разломов, содержащие секущие сериорудные тела нередко значительных размеров.
Значительная часть серосодержащих вулканических газов дви жется в стороны от подводящих каналов по мелкой трещинова тости, а также по проницаемым слоям стратотолщ вулканических построек. Как указывает С. И. Набоко (1958), интенсивное из менение пород начинается с появлением жидкой фазы, так как вулканические газы, кроме фтора, мало активны. Этим можно объяснить, что в нижних частях разреза, в условиях недостатка растворителя, породы претерпевают незначительное изменение. По лезная минерализация здесь представлена дисульфидами железа и весьма незначительным количеством самородной серы, отложен ной, по-видимому, сублимационным путем.
По мере приближения к поверхности происходит образование потока гидротермального раствора, наращивающего свою агрес сивность вследствие растворения во встречном потоке атмосферных вод все большего количества вулканических газов и дифференциа ции раствора в процессе движения (Д. С. Коржинский, 1954 г.). Гидротермальное изменение окружающих пород происходит в ре зультате взаимодействия последних с серной кислотой, образую щейся в результате растворения SO3, распада сернистой кислоты вслед за растворением S02, а также окисления сероводорода. Преобладание в составе вулканических газов окисленных соеди нений серы дает основание предполагать, что в гидротермальном сероотложении главнейшую роль играют реакция растворения S02 и последующий распад сернистой кислоты. Первые порции само
38
родной серы откладываются в трещинах, порах и других готовых свободных пространствах. Происходит интенсивное сернокислотное выщелачивание окружающих пород с образованием вторичной по ристости. При исчерпывании свободного пространства сероотложение происходит только в случае появления нового пространства: образующаяся (в результате распада сернистой кислоты) серная кислота, выщелачивая окружающие породы, постепенно освобож дает пространство, в которое высаживается самородная сера. Элементарному, бесконечно малому освобожденному пространству соответствует элементарное количество отложенной серы; разрыв между этими процессами во времени исчезающе мал. Процесс близок к метасоматическому, так как сероотложеиие происходит из того же раствора, который производит кислотное выщелачива ние пород, следовательно, сероотложеиие происходит практически одновременно с освобождением свободного пространства. Самород ная сера непосредственно не участвует в реакциях раствор—по рода, чем описанный процесс сероотложения существенно отли чается от установившегося понятия о метасоматозе.
Гидротермальное сероотложеиие сопровождается глубоким гид ротермальным метаморфизмом окружающих пород. Основная масса серного оруденения сосредоточена в опалитах и кварцитах, образующихся под воздействием наиболее кислых сернистых растворов при значениях pH от 4 до 1 (Набоко, 1958). Несколько меньшая, но значительная часть самородной серы отлагается в алунитовой фации, формирующейся при значениях pH 5. Слабо кислые сернистые растворы (pH 6 ), преобразующие окружающие породы в опал-каолинитовые и опал-гидрослюдистые, отлагают незначительную часть самородной серы (Набоко, 1958). Основная масса полезной минерализации представлена дисульфидами же леза; самородная сера встречается почти исключительно в жильной
форме. Пропилитовая фация может |
содержать метасоматическое |
|
осреднение в ничтожном количестве |
(Аверьянов и др., 1963). |
|
Таким |
образом, метасоматическое осернение концентрируется |
|
в фации |
наибольшего гидротермального изменения, занимающей |
в симметричной вертикальной метасоматической колонке осевое положение. Ниже минеральные фации располагаются в порядке убывания степени гидротермального изменения вследствие пониже ния агрессивности растворов с глубиной, а выше—'Вследствие постепенной нейтрализации гидротермального раствора, после до стижения максимума, который и фиксируется фациями опалитов и кварцитов.
На вулканогенных серных месторождениях минеральные фации, располагающиеся выше осевой (алунитовые опалиты и кварциты, опал-каолинитовые породы и др.), имеют значительно меньшие мощности по сравнению с аналогичными фациями нижней части метасоматической колонки и значительно менее сероносны. Это объясняется тем, что если количество сернистых газов, проходящих
39