книги из ГПНТБ / Формационный метод в прогнозе и изучении месторождений горнохимического сырья

по каналу к поверхности, от глубины существенно не зависит, то количество атмосферных вод по мере приближения к поверх­ ности увеличивается прогрессивно. Уменьшение мощности верхних минеральных фаций по сравнению с нижними свидетельствует в пользу того, что переход от кислых растворов снова к нейтраль­ ным происходит значительно быстрее, чем первоначальное нараста­ ние агрессивности этих растворов. Уменьшение сероносности верхних зон. по сравнению с нижними является результатом быст­ рого перехода к резко окислительной обстановке, в которой сера, минуя стадию элементарного состояния, быстро переходит в состоя­ ние высшей валентности.

Процесс метасоматического сероотложения происходит парал­ лельно с сублимационно-реакционным, протекающим на соответст­ вующем интервале глубин. Кроме выполнения крупных первичных пор, сера и в этом случае откладывается также во вторичной по­ ристости, образующейся в процессе кислотного выщелачивания пород. Как и при метасомэтическом замещении, элементарному освободившемуся пространству соответствует элементарное коли­ чество высадившейся серы, а разрыв во времени между этими процессами бесконечно мал. Коренное отличие этого процесса от метасоматического замещения состоит в том, что сера здесь отла­ гается из газовой фазы и не связана непосредственно с раствором, производящим сернокислотное выщелачивание.

Так как процессы метасоматического замещения и отложение серы другими способами протекают параллельно, чистые метасоматические руды представляют довольно редкое явление. Обычны комбинированные импрегнационно-метасоматические руды.

Поскольку при таком своеобразном замещении пород самород­ ной серой для осаждения ее не требуется компонентов из окру­ жающих пород, ее соотношение с замещаемыми породами теоре­ тически может быть любым, вплоть до полного замещения.

Гидротермальные вулканогенные серные месторождения яв­ ляются инфильтрационными образованиями. По мере затухания поствулканической деятельности и разрушения верхней части вул­ канической постройки фронт инфильтрирующих атмосферных вод опускается, и сероотложение происходит на новом уровне, а от­ ложенные ранее руды попадают в зону гипергенеза. В случае но­ вого роста вулканической постройки и интенсификации газо-гидро- термальной деятельности уровень сероотложения второго этапа пе­ редвигается выше. Ранее отложенные руды могут быть переведены в раствор и переотложены на новом уровне.

Способность серы эволюционировать от состояния отрицательно заряженного иона через нейтральный к положительно заряженному обусловливает то обстоятельство, что возможность сероотложения ограничивается чрезвычайно жесткими физико-химическими ус­ ловиями. Действительно, необходимо строгое соотношение сер­ нистых газов и окислителя, а также определенные баро-темпера­ турные условия, чтобы процесс окисления серы остановился именно

40

на стадии ее нулевой валентности. Недостаток окислителя приво­ дит к широкому развитию сульфидизации или полному отсутствию осернения, беспрепятственно удалившегося в атмосферу, а избы­ ток — к формированию алунитизированных пород. Поэтому фор­ мирование сероносных вторичных кварцитов следует считать не обычным, а достаточно редким явлением. Гораздо чаще, даже в случае преобладания в составе вулканических газов сернистых соединений, формируются мощные толщи первично-безрудных опалитов и кварцитов.

Способность серы изменять свою валентность обусловливает также то, что в самом механизме сероотложения заложен про­ цесс химического разрушения руд. Еще до завершения поствулка­ нической деятельности, когда на глубине происходит сероотложение, верхние горизонты руд подвергаются интенсивному гиперге­ незу. Зона гипергенеза серных руд детально изучалась нами на одном из серных месторождений о. Итуруп (Курильские острова). Здесь определена морфология зоны гипергенеза и установлены за­ кономерности внутреннего строения, выявлены своеобразная верти­ кальная и горизонтальная зональности, а также зависимость мор­ фологии и внутреннего строения этой зоны от тектонических, ли­ тологических, гидрогеологических и других факторов.

Здесь установлены следующие зоны (сверху вниз): 1) стериль­

руд, подзона окисления и гидролиза серных руд); 4) вторичной опализации; 5) серных и серно-сульфидных руд; 6 ) вторичной сульфатизации.

В горизонтальном направлении по мере удаления от серноруд­ ных залежей по направлению движения грунтовых вод выделены следующие зоны: 1 ) полного выноса полезных компонентов; 2 ) вто­ ричной опализации; 3) периферийная зона вторичного серного обогащения; 4) вторичного серно-сульфидного обогащения; 5) от­ ложения лимонита. Сульфидная составляющая сульфидно-серных руд, наиболее распространенных на вулканогенных серных место­ рождениях, представленная пиритом и марказитом, окисляется по известной схеме С. С. Смирнова (1955 г.) с образованием в конеч­ ном счете гидрата окиси железа и серной кислоты:

4FeS2 + l5 0 2+14H 20 = 4 F e (0 H )3+ 8 H 2S04.

Гидрат окиси железа в присутствии серной кислоты некото­ рое время удерживается в растворе, .выносится из рудных зале­ жей и затем частично отлагается по их периферии в виде лимонитовой корки, а частично выносится за пределы месторождения по­ верхностными водотоками. Серная кислота в основном выносится в виде поверхностных водотоков с ультракислыми водами (pH до 1 ). Возможно, значительная часть ее инфильтрирует вниз по трещиноватости и другим каналам, реагируя с окружающими

41

породами. Если последние представлены опалитами и кварцитами, то роль серной кислоты заключается здесь в растворении и переотложении части кремнезема в виде молочно-белого силикагеля. Если окружение представлено слабоизмененньши породами, серная кис­ лота реагирует с ними, образуя сульфаты. Если гидротермальная деятельность на месторождении не прекращена, серная кислота, инфильтрируя далее, входит в область деятельности гидротерм. Так как стадия кислотного выщелачивания привела к образованию серных руд, серная кислота встретит здесь фронт растворов ней­ тральной и позднещелочной стадий (Д. С. Коржинский, 1954 г.). Взаимодействие их приводит к осаждению большого количества вторичных сульфатов, главным образом гипса, по трещинам и пустотам.

Серная составляющая руд подвергается в поверхностной зоне окислению до серной кислоты и гидролизу. В последнем случае образуются серная кислота и сероводород:

2S-f2H20 = H 2S + S (ОН)2, 3S (ОН)2— H2S04+ 2 S + 2 H 20.

Так как вулканы представляют собой площади с аномальным тепловым потоком, то на участках серной минерализации возможно местами повышение температуры до 100° и более (В. И. Белоусов, 1967 г.). Повышением температуры сопровождается также окисле­ ние серы (Алексенко, 1967). Эти обстоятельства могут создать условия для возникновения реакций, протекающих при повышен­ ных температурах.

3S+3H 20 = 2 H 2S+ S 0 2+ H20 + 2 9 760 кал/моль, 3S-j-2H20 = 2 H 2S+S02-)-258064 кал/моль, 2S+4H 20 = 3 H 2S+ H2S04+33080 кал/моль.

Образующийся в результате этих реакций сероводород подни­ мается по трещинам к поверхности и, окисляясь здесь кислородом воздуха, формирует верхнюю, зону вторичного серного обогаще­ ния. На периферии окисляющихся сернорудных залежей при вза­ имодействии гидрата окиси железа и сероводорода происходит сов­ местное осаждение самородной серы и дисульфидов железа, фор­ мируя зону вторичного серно-сульфидного обогащения:

2Fe (ОН)з+ 3H2S= 2FeS2+ S-j-6H20 .

Гипергенез руд вулканогенного серного месторождения представ­ лен на рис. 7.

Зоны вторичного серного и серно-сульфидного обогащения не­ устойчивы: отложившаяся минерализация здесь снова подвергается окислению и гидролизу. Пространственно зона вторичного обога­ щения руд занимает положение непосредственно над залежами или вблизи от залежей, подвергающихся гипергенезу, и продви­

42

гается вслед за фронтом окисления и гидролиза руд. Серная кис­ лота, возникающая при окислении и гидролизе серы, аналогична образующейся при окислении сульфидов.

Над сернорудными залежами (и по их периферии), попадаю­ щими по мере разрушения вулканических построек в гипергенные условия, образуются мощные толщи высокопористых опалитов и кварцитов. Процесс химического окисления и гидролиза вулкано­ генных серных руд ускоряется деятельностью сероокисляющих микроорганизмов, которые при разрушении серных руд часто иг­ рают весьма важную роль (Иванов, 1964).

Рис. 7. Схема направленности химических процессов в зоне гнпергенеза.

На основании изложенного можно сделать следующие выводы.

1.В отложении вулканической самородной серы главная роль принадлежит сернистому газу, составляющему обычно большую часть серосодержащих газов вулканических эксгаляций.

2.Окисление сероводорода приводит к образованию сублима­ ционно-реакционных серных залежей на поверхности. Сернистый газ является главной составной частью сероносных гидротермаль­ ных растворов, отлагающих самородную серу в ходе гидротермаль­ ного метаморфизма окружающих пород. Самородная сера заме­ щает окружающие породы.

3.Сероносность минеральных фаций метасоматической ко­ лонки формации вторичных кварцитов находится в прямой зави­ симости от кислотности среды формирования этих фаций. Кроме осевой фации (серные опалиты и кварциты) интерес представ­ ляют алунитовая и опал-гидрослюдистая фации, располагающиеся

вразрезе ниже осевой. Верхние из этих фаций, как правило, со­ держат незначительное осернение.

43

Ч а с т ь в т о р а я

ФОРМАЦИОННЫЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ ФОСФАТНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

I.Накопление фосфора в коре выветривания Урала

Вкорах выветривания локализуются вторичные накопления фосфатов, возникшие в континентальных условиях в результате химических процессов. Этот тип фосфатных накоплений в клас­ сификации Б. М. Гиммельфарба (1965) относится к группе кон­ тинентальных хемогениых фосфоритов.

Наиболее полные сведения по месторождениям этого типа за­ рубежных стран приведены Е. В. Орловой (1951), а зарубежных

нова (1961), М. П. Фивега (1927) и др. рассмотрены вопросы, свя­ занные с изучением континентальных хемогенных фосфоритов или описаны отдельные месторождения и их группы.

Фосфориты коры выветривания известны за рубежом (Север­ ная и Южная Америка, Африка, Восточная Азия, Западная Ев­ ропа, Австралия, а также острова Тихого и Индийского океанов) и в СССР (Сибирь, Алтае-Саянская область, Прибайкалье, Евро­ пейская часть, Казахстан, Урал).

Запасы таких фосфоритов значительные. За рубежом в отдель­ ных районах они достигают десятков и сотен миллионов тонн при содержаниях P2Os в рудах от 20 до 40% (Северная Америка, Восток США, Африка, остров Науру в Тихом и остров Рож­ дества в Индийском океанах). Для Флориды (США) приводятся, по-вндимому, завышенные запасы (1,5 млрд, т с содержанием Р20 5 в 20-30% ).

Месторождения рассматриваемого типа в ряде стран являются важным источником фосфора (Орлова, 1951; Занин, 1969; Сазыкин и Скоков, 1969 и др). Крупным районом разработки такого типа месторождении является штат Теннесси (США). Здесь еже­ годная добыча фосфоритов составляет более 2 млн. т. Интенсивно эксплуатируются месторождения фосфоритов на островах Науру,

45

Океан, Рождества и Макатеа в Тихом и Индийском океанах. От­ сюда ежегодно экспортируется более 3 млн. т фосфоритов. Разра­ батывались фосфориты кор выветривания Африки, Западной Ев­ ропы (Франция, Бельгия, ФРГ), Австралии.

Образование вторичных фосфоритов происходит на различных стадиях химического, в том числе латеритного выветривания. Вы­ ветриванию и изменению состава подвергаются также сформиро­ ванные фосфатные скопления. В результате выветривания форми­ руются кальциевые, алюмокальцневые и алюмофосфаты.

Руды континентальных хемогенных месторождении фосфоритов образуются в результате выветривания фосфатосодержащих пород, имеющих различный возраст (от докембрийского до кайнозойского включительно). Фосфориты этой группы в Алтае-Саянской области образовались в результате выветривания пород докембрия и кем­ брия, Теннесси (США)-—ордовика, западного склона Урала — карбона и перми, Франции — юры и мела, Флориды (США) — мио­ цена (Гиммельфарб, 1965; Занин, 1969; Красильникова, 1968; Ор­ лова, 1951 и др.). Большинство известных месторождении образо­ вано в течение мезозойского и кайнозойского времени.

Коры выветривания на Урале. Урал является регионом со срав­ нительно широким развитием процессов порообразования в мезокайнозое. Вопросы, касающиеся мезо-кайнозойских кор выветри­ вания Урала, рассматриваются в работах Г. В. Вахрушева (1949),

По данным этих исследователей, на Урале, в связи с тектоно-кли-

(преимущественно влажного), иногда засушливого климата. Ши­ роким развитием пользовались каолиновое, а иногда латеритное выветривание. В последующую палеогеновую эпоху порообразова­ ние происходило в условиях умеренно-теплого и влажного кли­ мата. Образовалась кора выветривания каолиново-гидрослюди­ стого состава. Формирование кор выветривания продолжалось также в миоценовую и плиоцен-четвертичную эпохи. В это время преобладающее значение имело физическое выветривание, пере­ нос и переотложение имевшихся продуктов.

В связи с проявлением киммерийского и альпийского тектогенеза процессы порообразования прерывались эпохами размыва и захоронения кор. Неотектонические движения (особенно в конце неогена и начале антропогена) обусловили интенсивный размыв кор выветривания. Древние коры выветривания на Урале поль­ зуются сравнительно широким распространением. Они встречаются

46

в виде отдельных пятен, групп п полос на западном и восточном склонах Урала и в Предуралье. Сохранность кор выветривания обусловлена приуроченностью их к карстовым и эрозионно-карсто­ вым депрессиям. Н. В. Родионов (1963) отмечает, что на Южном Урале широкое развитие имеют древние формы карста и погре­ бенный карст. И. И. Гинзбург (1952) считает, что в мезозое осо­ бенно интенсивными были карстовые процессы в районах Среднего и Южного Урала. На широкое проявление карстовых процессов на Среднем Урале указывает также А. Г. Чикишев (1964).

В соответствии с классификацией Л. А. Гузовского (1969) на Урале коры выветривания представлены в основном остаточными (элювиальными), перемещенными (элювий-делювий) и частично инфнльтрационными типами. Они залегают на разнообразных по составу породах палеозоя и докембрия. При этом коры выветри­ вания локализуются непосредственно на поверхности или пере­ крыты другими более молодыми образованиями. А. П. Сигов (1969]) считает, что в пределах Центрально-Уральского и Башкир­ ского поднятий у подножий хребтов и в верховьях рек древние коры выветривания нередко погребены под неогеновыми и четвер­ тичными пролювиально-делювиальными отложениями.

Верхняя граница кор выветривания совпадает с древними по­ верхностями выравнивания, нижняя — неровная. От нее в толщу коренных пород могут отходить многочисленные «языки» (ответвле­ ния). В случае сохранности сплошного покрова выделяются пло­ щадные коры. Если среди свежих пород остались «языки», то такие коры выветривания относятся к линейным, среди которых на­ блюдаются линейно-трещинные, линейно-контактовые и контакто­ во-карстовые. Часто развиты коры выветривания смешанного типа. Мощность кор выветривания изменяется от нескольких метров до нескольких десятков метров, достигая в зонах тектонических на­ рушений 10 0 — 200 м.

ВУральском регионе с процессами выветривания мезозойского

иреже палеогенного возраста связано образование (Гинзбург, 1947; Кротов, 1941; Сигов, 19692 и др.) различных полезных иско­

в мезозойских и палеогеновых корах выветривания. Намечается связь выявленных месторождений и проявлений фосфоритов с ли­ нейными корами выветривания, которая обусловлена выходами на дневную поверхность первичных фосфатоносных карбонатных по­ род с последующей сохранностью продуктов выветривания в кар­ стовых формах рельефа, возникших в результате выщелачивания карбонатных пород этих толщ. Вопрос о месте локализации переотложенных фосфоритов в неогене и четвертичном времени требует дальнейшего изучения.

Месторождения и проявления фосфоритов. Известные место­ рождения и проявления фосфоритов, локализующиеся в корах вы­ ветривания, в основном сконцентрированы на западном склоне

47

Южного и частично Среднего урала и в Предуралье, а иногда на восточном склоне Среднего Урала. Эти фосфориты исследовались преимущественно на западном склоне Южного Урала и в Пред­ уралье. Результаты исследований приведены в работах Г. И. Во-

(1967) и И. В. Хворовой (1961). Описание одного из фосфоритовых месторождений коры выветривания на восточном склоне Среднего Урала дано А. И. Смирновым (1924) и М. П. Фивегом (1926, 1927, 1933).

Континентальные хемогенные фосфориты располагаются в пре­ делах определенных геоморфологических зон. Отдельные разобщен­ ные фосфатопроявления (Чусовское, Ярославское, Улькупдинское, Тратау, Киинское, Домбарское) локализуются на территории дену­ дационной равнины Предуралья и приподнятой денудационной рав­ нины Уфимского плато. Некоторые расположены в области остаточ­

Гореловское фосфатопроявление установлено на территории оста­ точных гор восточного склона Среднего Урала и Антоново-Лппов- ское месторождение — в зоне пенеплена восточного склона Урала. Оми приурочены к корам выветривания мезозойских и палеогено­ вых поверхностей выравнивания, которые осложнены эрозией в связи с новейшими тектоническими движениями. Поэтому фосфо­

вершинах и пологих склонах холмов и низкогорных гряд. Иногда они встречаются и на равнинных участках (зона пенеплена Урала). Фосфоритоносиые коры выветривания наблюдаются в виде отдель­ ных пятен или групп в пределах абсолютных отметок 320—450 м. Площади развития их задернованы.

Важным поисковым признаком является то, что известные в на­ стоящее время эпигенетические месторождения и проявления фос­ форитов коры выветривания приурочены в основном к участкам выходов на дневную поверхность пород карбона и перми. Фосфо­ ритоносные коры распространены преимущественно на карбонат­ ных породах или в зонах контакта их с терригенными отложе­ ниями. Иногда они встречаются также в контакте карбонатных и интрузивных образований или на площади развития последних. Фосфоритоносные коры в основном сохранились в углублениях карстового и эрозионно-карстового типов. Эти углубления распо­ лагаются прерывисто и разобщенно, местами прослеживаясь в виде линейно вытянутых полос, протягивающихся согласно простира­ нию складок и наличию в разрезе растворимых карбонатных по­ род. Фосфоритоносный карст развит на крыльях и в замковых

48

частях складок на участках сильной трещиноватости и в районах разломов. Здесь наблюдается повышенная фосфатность пород ма­ теринского субстрата, карбонатных и редко терригенных комп­ лексов. На Аитоново-Липовском месторождении, расположенном на изверженных породах и в зоне их контакта с карбонатными по­ родами, имело место частичное переотложение материала коры выветривания, сопровождавшееся миграцией фосфора с инфильтрационными водами.

Коры выветривания месторождений и проявлений обычно сло­ жены фосфатсодержащим глинистым и песчаио-глинистым материа­ лом с включениями каменистых фосфоритов, обломками и глыбами известняков, доломитов, сланцев, песчаников и других пород. Породы, слагающие обломки, имеют различную степень выщело­ ченное™ и разложения. Обломочный материал распределен неравномерно. Нижняя граница кор выветривания неровная, с вы­ ступами коренных пород и западинами в них. Наблюдается как сравнительно резкий контакт глинисто-щебенистой массы и подсти­ лающих коренных пород, так и постепенные взаимопереходы от глин через дресву, щебенку к трещиноватым и затем относительно массивным исходным породам.

Фосфатсодержащая глинистая и песчано-глинистая масса обычно имеет красновато-бурый, желтовато-коричневый и коричне­ вато-бурый цвет. Она в различной степени обогащена гидроокис­ лами железа. Ожелезнению подвергнут и обломочный материал. В ряде мест в корах выветривания встречаются гнезда и мелкие линзы бурых железняков. Обычно наблюдается омарганцевание гли­ нистого и обломочного материала — черные разводы. Встречаются стяжения окислов марганца. Имеются также натечные кремни.

Фосфоритоносные коры залегают непосредственно под почвен­ ным слоем или перекрыты рыхлыми четвертичными образованиями мощностью до нескольких метров. Иногда рудные тела перекрыты бесфосфатными плотными, жирными, частично каолиноподобными глинами белой, серой и пестрой окраски неогенового возраста (Симское месторождение). Мощность этих глин достигает 35 м. Мощ­ ность собственно фосфоритоносных кор выветривания изменяется от первых метров до 78 м. Коры выветривания обладают неравно­ мерной фосфатизацией. Месторождения состоят из одной или не­ скольких рудных залежей. Форма и размеры их разнообразны.

Крупная залежь установлена на Ашинском месторождении. Она имеет неровный контур и сложный рельеф ложа из-за наличия в известняках многочисленных углублений и трещин. Общая про­ тяженность ее 1600 м, ширина 50—350 м. Вблизи располагается рудное тело, меньшее по размерам. В районе Ашинского место­ рождения на Амииовском участке известны небольшие залежи. Фосфориты Ашинского месторождения часто залегают непосред­ ственно у дневной поверхности. Местами они перекрыты щебнисто­ дресвяными отложениями четвертичного возраста мощностью

1—5 м, реже 9 м.