Минералы зоны окисления в сульфидных месторождениях

Размещено на http://www.allbest.ru/

Башкирский Государственный Университет

географический факультет

кафедра геологии и геоморфологии

Курсовая работа

Минералы зоны окисления в сульфидных месторождениях

студента 2 курса группы 1,5

Гайниахметова Д.Ф.

Научный руководитель

Ларионов Н.Н.

Уфа-2014

Содержание

Введение

1. Минеральный состав сульфидных руд

2. Геохимия минералов в зоне окисления

2.1 Факторы и условия образования сульфидных руд

3. Зона окисления

3.1 Железная шляпа

3.2 Зона вторичного обогащения

4. Месторождение Коунрад

Введение

Актуальность выбранной мною темы заключается в том, что верхняя окисленная часть сульфидных месторождений состоит из малахита, азурита, минералов кремнезема (кварц, халцедон, опал), свинца (церуссит) и других сульфатов (англезит, ярозит, гипс). Редкими и ценными компонентами в ней являются золото и серебро, освобождающиеся и накапливающиеся при разрушении сульфидных минералов. Глубина распространения железной шляпы, которая представляет собой образование, в поверхностных частях рудных (главным образом сульфидных) месторождений меди, свинца, цинка и др. металлов в результате химического выветривания и окисления первичных минералов рудного тела собой колеблется от нескольких метров до нескольких десятков метров. Она может представлять промышленный интерес, даже если образуется на бедных первичных месторождениях. А так же служит важным признаком при оценке залегающих под ними первичных руд. Является хорошим поисковым признаком сульфидных месторождений.

Целью курсовой работы является подробное изучение условий образования минералов в зоне окисления сульфидных месторождениий, представляющие собой промышленный интерес.

Чтобы достичь цель мне нужно решить следующие задачи- изучить:

Минеральный состав зон окисления сульфидных месторождений

Минеральный состав первичных сульфидных руд

Факторы и условия образования сульфидных руд

При выполнении работы были задействованы интернет- ресурсы и опубликованная литература, приведенная в конце, а так же труды Сергея Сергеевича Смирнова.

1. Минеральный состав сульфидных руд

минерал окисление сульфидный месторождение

В зонах выветривания сульфидных руд наблюдаются интенсивные процессы химического разложения минералов. Характерным является то, что сульфиды при окислении сначала переходят в соли серной кислоты:

FeS(пирротин)> FeSO4(железный купорос), PbS(галенит)> PbSO4(англезит) и др. Далее происходит перенос металлов. Разные типы сульфидных месторождений будут содержать в зоне окисления различный набор минералов. В первую очередь разлагаются те минералы, которые содержат в своем составе элементы в низших степенях валентности (Fe 2+- мелантерит(Fe[SO4]*7H22O), халькантит (CuSO4•5H2O), госларит(Zn[SO4]·7Н2О), Fe3+- ярозит; S2+ в сульфидах). Состав накапливающихся в коре выветривания минералов в первую очередь зависит от исходного(материнского) состава пород и руд. При этом химически стойкие минералы не разрушаются, а механически накапливаются в коре выветривания. К устойчивым минералам относятся: кварц (SiO2), магнетит(Fe3O4), гематит(Fe2O3), корунд(SiO2), шпинель (MgAl2O4), хромшпинелиды((Mg, Fe)(Cr,Al,Fe,Ti)2О4.), ильменит(FeTiO3), рутил (ТіО2), касситерит(SnO2), апатит(Са5[PO4]3(F, Cl, ОН)), монацит((Ce, La, Nd) [PO4]), шеелит(CaWO4), циркон(ZrSiO4), топаз(SiO4), турмалин (Na(Li,Al)3Al6[(OH)4|(BO3)Si6O18]), дистен (Al2O(SiO4)), андалузит(Al2SiO5), киноварь(HgS), самородное золото, платиноиды, алмаз и др. А главные минералы меди в окисленных рудах: малахит(CuCO3·Cu(ОН)2) (57,4% Cu), азурит(Cu3(СО3)2(ОН)2) (55,5% Cu), хризоколла((Cu, Al) 2H2Si2O5(OH)4.nH2O) (36,1% Cu), брошантит(Cu4[ SO4](OH)6) (56,2% Cu), куприт(Cu2O) (88,8% Cu).

Ход химических превращений тел полезных ископаемых в зоне окисления наиболее подробно разобран для сульфидных руд С. Смирновым в 1936 г. Основы химизма этого процесса сводятся к следующему. Большинство сульфидных соединений металлов неустойчивы в зоне окисления. Здесь, под влиянием воды с растворенными в ней кислородом и углекислотой, а также обычно находящихся в ней в зоне окисления сульфидных месторождений, сульфиды переходят в сульфаты. Экспериментальные исследования по разложению сульфидов меди, свинца, серебра, железа и цинка в процессе их окисления показали, что вначале при определенном значении Eh раствора в него переходят атомы серы и металла, а затем уже осуществляется преобразование последних в сульфаты при постепенном снижении Eh и повышении рН раствора.

В связи с различной степенью растворимости сульфатных соединений разных металлов легкорастворимая часть их может быть вынесена циркулирующими водами и рассеяна или переотложена с образованием вторичных окислов рассеяния, а труднорастворимая может сохраниться на месте. При этом в обоих случаях сульфатные соединения, являясь неустойчивыми, окисляются далее, и конечными продуктами измененных руд являются окислы, гидроокислы, карбонаты, в меньшей степени фосфаты, арсенаты и арсениаты, ванадаты, антимонаты и антимониаты, молибдаты, хроматы, вольфраматы, уранаты, самородные элементы.

Химизм процесса изменения приповерхностных частей сульфидных месторождений может быть представлен на примере окисления пирита, которое идет по схеме

2 FeS2 + 7 O2 + 2 H2O = 2 FeSO4 + 2 H2SO4.

Образовавшийся сульфат закиси железа является неустойчивым и, окисляясь далее, переходит в сульфат окиси

12FeSO4 + 3O2 + 6H2O = 4Fe2(S04)3 + 4Fe(OH)3

4 FeSO4 + O2 + 2 H2SO4 = 2 Fe2(S04)3 + 2 H2O.

Сульфат окиси железа в нейтральных или слабокислых растворах также неустойчив и, гидролизуясь, в конечном итоге переходит в гидроокись железа.

Fe2 (S04)3 + 6 H2O 2 Fe (OH)3 + 3 H2SO4.

Гидроокись железа представляет собой легко коагулирующий гидрозоль. Выпадающий гель дает начало разнообразным гипергенным минералам железа, среди которых наиболее распространенными являются гидрогематит, гётит и лимонит.

Таким образом, цепь химических преобразований сульфида железа в зоне окисления сводится к следующему:

FeS2 FeSO4 Fe2 (SOJ3 Fe (OH)3 2 Fe2O3 3 H2O.

В результате этих преобразований в верхних частях сульфидных рудных тел накапливаются массы гидроокислов железа, образующие так называемую «железную шляпу».

Следует иметь в виду, что разные сульфиды разлагаются в зоне окисления с различной интенсивностью в зависимости от величины окислительно-восстановительного потенциала и кислотности -- щелочности растворов, как это очень хорошо показано Р. Гаррелсом. Порядок окисления и растворения минералов в смеси сульфидов, по мнению И. Гинзбурга, хорошо объясняется с электрохимической точки зрения. В смесях сульфидов в результате воздействия гальванических токов легче растворяются металлы более электроотрицательные (цинк сфалерита или медь ковеллина) и труднее -- металлы более электроположительные (железо пирита). Все это приводит к достаточно быстрому исчезновению одних сульфидов при частичной и даже полной и длительной сохранности других. Наиболее легко разлагаются пирротин, сфалерит и халькозин, практически не разлагается киноварь, с трудом и медленно разлагаются пирит, аргентит, галенит, энаргит; остальные сульфиды занимают промежуточное положение.

Согласно Л. Крамаренко и И. Презреновой 1961, зона окисления сульфидных месторождений представляет арену активного действия денитрофицирующих или тионовых, окисляющих серу, бактерий. Под их влиянием сера окисляется по формуле

6 KNO3 + 5 S + 2 CaCO3 = 3 K2SO4 + 2 CaSO4 + 2 CO2 + 3 N2.

Согласно этой формуле, сера сульфидов окисляется до серной кислоты, а нитраты, входящие в состав бактерий, восстанавливаются до молекулярного азота. Такой процесс экзотермичен и сопровождается выделением тепла. Н. Ляликова экспериментальным путем показала, что под воздействием бактерий окисление сульфидов ускоряется в 3--10 раз.

При отсутствии сульфидов это разложение осуществляется в щелочных условиях. В этом случае могут возникнуть легкорастворимые комплексные соединения типа щелочно-карбонатных для урана, фосфатно-карбонатных для меди, гуматных для золота, серебра и др. (В. Щербина). Они также обеспечивают перевод ряда рудообразующих элементов в раствор и миграцию их за пределы рудных тел.

Однако не весь металл выносится в сульфатных или комплексных растворах за пределы месторождений и рассеивается; часть его, нередко значительная, осаждается в зоне окисления и в зоне вторичного обогащения. Осаждение металлов из растворов в зоне окисления происходит по ряду причин, главными среди которых являются: 1) взаимодействие растворов с породами и рудой, 2) взаимодействие растворов с растворами, 3) взаимодействие растворов с газами, 4) испарение растворов, 5) гидролиз, 6) коагуляция, 7) адсорбция гелями.

Наибольшее значение имеют реакции между растворами и породой или рудой. Они могут протекать по следующей схеме (взаимодействие раствора и известняка):

RSO4 + CaCO3 ^ RCO3 + CaSO4

Минералы боковых пород и руд обладают различной осадительной силой. По осадительной способности выделяются три группы: 1) активные-- карбонаты, пирротин; 2) полуактивные -- полевые шпаты, пироксены, амфиболы, большинство сульфидов; 3) инертные -- кварц, мусковит, флюорит, барит и отчасти пирит, марказит, арсенопирит, халькопирит.

Процесс осаждения металлов из сульфатных растворов сульфидами наиболее активно протекает в зоне вторичного обогащения. Здесь металлы, находящиеся в сульфатном растворе, вытесняют металлы сульфидов в соответствии, например, с рядом Шюрмана, в котором элементы расположены в порядке убывающего сродства к сере: Hg, Ag, Cu, ВЇ, Gd, Pb, Zn, Ni, Со, Fe, Mn.

По этому ряду, например, сульфат серебра, взаимодействуя с сульфидами меди, висмута, свинца и т. д., переводит эти металлы в раствор с одновременным отложением сульфида серебра.

Как уже указывалось выше, конечными продуктами разложения сульфидных руд в зоне окисления являются главным образом гидроокислы, а также другие соединения. Выпадение этих соединений и их стабилизация в зоне окисления возможны при определенном химическом состоянии среды, определяющейся в основном величиной рН воды, циркулирующей в приповерхностных частях рудных тел. Начало выпадения происходит для соединений различных металлов при разном значении рН, поэтому иногда можно наблюдать известную последовательность отложения окисных производных первичных руд. Эта последовательность минералообразования в зоне окисления в связи с резкими колебаниями химизма среды от одного участка к другому несравненно менее отчетлива, чем в первичных рудах.

ЗОНА ОКИСЛЕНИЯ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ. По степени устойчивости и по характеру изменения главных рудообразующих минералов в верхней, окисляющейся части рудных тел металлические месторождения можно разбить на четыре группы.

Первая группа охватывает месторождения таких металлов, главные рудообразующие минералы которые практически устойчивы в зоне окисления или изменяются столь слабо, что выделение их осуществляется легко. К этой группе относятся месторождения окисных и гидроокисных руд железа и марганца, бокситов, хромита, касситерита, руд вольфрама, ртути, золота в кварцевых жилах, платины. В верхних частях перечисленных месторождений не происходит заметных изменений главных рудообразующих минералов и содержания металла в руде. Лишь иногда это содержание повышается за счет выщелачивания соединений, входящих в легкоразлагаемые минералы, сопровождающие рудообразующие. Данные по содержанию металлов, полученные при опробовании верхних частей месторождений, в общем случае можно распространить и на глубинные части рудных тел.

Вторая группа включает месторождения таких металлов, главные рудообразующие минералы которых, являясь неустойчивыми в зоне окисления, заменяются вторичными устойчивыми минералами. К этой группе относятся месторождения карбонатных руд железа и марганца, свинца, мышьяка, висмута, сурьмы, отчасти титана (ильменит). В верхних, окисленных частях рудных тел этих месторождений происходит изменение минерального состава главных рудообразующих минералов, но не происходит изменения в содержании металлов. В этом случае, так же как и в предыдущем, данные по содержанию металла, полученные при опробовании верхних частей рудных тел, в принципе можно распространять и на нижние их части.

Третья группа включает месторождения таких металлов, главные рудообразующие минералы которых неустойчивы в зоне окисления, а продукты их разложения могут легко растворяться и выноситься за пределы рудных тел. К этой группе относятся месторождения цинка, меди, никеля, кобальта, молибдена, урана, золота в сульфидных рудах и бора в эндогенных месторождениях. В верхних, окисленных частях рудных тел этих месторождений минеральный состав главных рудообразующих минералов изменяется и может снижаться содержание металла в руде. Данные по содержанию металла, полученные при опробовании верхних, измененных частей рудных тел, нельзя распространять на глубинные, неизмененные их части, где содержание металла может быть выше.

Четвертая группа определяется своеобразным процессом концентрации молибдена и ванадия в форме вульфенита и ванадинита, который иногда протекает в зоне окисления свинцовых месторождений. При этом сравнительно высокое содержание молибдена и ванадия в таких участках верхней части рудных тел, иногда достигающее промышленных концентраций, обычно совершенно не отвечает низкому (кларковому) содержанию этих металлов в первичной руде, т. е. практически отсутствие этих металлов на глубине.

Ниже кратко характеризуются зоны окисления указанных четырех групп месторождений.

Группа 1. Месторождения, главные рудообразующие минералы которых не изменяются или слабо изменяются в зоне окисления

Железо. Рудные тела, сложенные гематитом, магнетитом и бурым железняком, чрезвычайно устойчивы и не подвергаются заметному изменению в зоне окисления; в сульфидных рудах часть магнетита и гематита под воздействием сернокислых растворов может гидратизироваться и перейти в гидроокислы железа (Ю. Юрк).

Марганец. Пиролюзитовые марганцевые руды существенно не изменяются в зоне окисления, кроме некоторого обогащения фосфором в поверхностном слое. Манганитовые руды переходят в тонкодисперсные пиролюзитовые, которые надо отличать от первичных пиролюзитовых руд (А. Бетехтин).

Бокситы. Залежи бокситов обычно не изменяются в зоне окисления. Лишь при гумидном выветривании в умеренном климате они могут быть силикатизированы и гидратизированы, а бокситообразующий диаспор может перейти в бёмит (А. Гладковский, М. Руднева).

Хром. Залежи хромистого железняка, главными рудообразующими минералами которых являются различные хромшпинелиды, практически пе изменяются в зоне окисления. Лишь в случае необычайно интенсивного окисления, например в переотложенных рудах, зерна хромшпинелидов облекаются каймой магнетита, переходящего затем в гематит

Олово. Главный рудообразующий минерал промышленных оловянных месторождений -- касситерит -- минерал, очень устойчивый в зоне окисления.

Вольфрам. Рудообразующие минералы вольфрамовых месторождений-- вольфрамит и шеелит -- в большинстве случаев весьма устойчивы в зоне окисления и лишь иногда покрываются тонкой пленкой тунгстита WO3 n H2O или других окисных производных вольфрама. Однако в рудах со значительным содержанием сульфидов шеелит, по данным Л. Яхонтовой, может разлагаться и выщелачиваться. В этих случаях на поздних стадиях выветривания он может фиксироваться в зоне окисления в виде штольцита PbWO4 и чиллагита Pb [(Mo, W)O4]. Вольфрамит, по данным Ф. Чухрова, в исключительных случаях в районах с длительным континентальным режимом и сухим пустынным климатом может также разлагаться на выходах рудных тел с образованием на его месте гидроокислов железа и марганца.

Ртуть. Главнейший рудообразующий минерал ртутных месторождений-- киноварь--пожалуй, единственный из широко распространенных сульфидов, весьма устойчивый в условиях зоны окисления. Некоторая часть киновари под действием сульфата окисного железа, возникающего в процессе разложения пирита и других сульфидов, может перейти в сульфат окиси ртути и быть источником вторичных ртутных минералов. В связи с этим тела ртутных руд на выходах/ сложены первичной киноварью, очень редко ассоциирующей с порошковатой разновидностью этого минерала (которому приписывается вторичное происхождение) и с капельками самородной ртути.

Золото в кварцевых жилах. Кварцевые жилы и другой формы залежи, содержащие зерна самородного золота различного размера, обычно не подвергаются изменению в зоне окисления. Иногда в трещиноватых и пористых рудах наблюдается некоторая механическая миграция золота из поверхностного слоя вниз.

Платина. Месторождения платины также относятся к разряду устойчивых в зоне окисления: В. Фуч и А Роуз показали, что палладий в зоне окисления может переходить в растворимое соединение и переотлагаться на глубине.

Группа 2. Месторождения, в которых происходит изменение минерального состава руд в зоне окисления без выноса металла

Свинец. Свинцовые месторождения типичны для описываемой группы месторождений. Главный рудообразующий минерал первичных свинцовых руд -- галенит -- неустойчив в зоне окисления. В начальной стадии разложения он заменяется сульфатом свинца -- англезитом, соединением также неустойчивым, но вместе с тем необычайно слабо растворимым в грунтовых водах (см. табл. 39). Англезит замещается карбонатом свинца -- церусситом, соединением практически нерастворимым, но уже устойчивым в зоне окисления. Общая цепь изменения сводятся к следующему:

При дальнейшем длительном окислении часть церуссита может медленно замещаться пироморфитом и ванадинитом (В. Щербина 1960г). Как промежуточные продукты этих изменений, так и окончательные соединения свинца очень труднорастворимы, поэтому выноса свинца из зоны окисления в общем случае не происходит. Лишь в отдельных случаях, как, например, в месторождениях рудного поля Миавда Танганьике (Африка), в результате древнего выветривания в пустынной обстановке свинец вместе с медью и золотом выщелочены почти полностью (Ж. Пуссен и К. Мак-Коннола).

Признаками для расширения зон окисления свинцовых руд являются остаточный галенит, типоморфные вторичные минералы и индикаторные текстуры лимонита.

Галенит нередко сохраняется даже в интенсивно измененных зонах окисления свинцовых месторождений, часто встречаясь в виде своеобразных желваков, заключенных в оболочку англезита и церуссита. Эти оболочки вторичных минералов, облекающие отдельные скопления галенита, задерживают разложение и способствуют его сохранению в зоне окисления.

Главными типоморфными минералами в окисленной части месторождений являются: церуссит РЬСОз и англезит PbSO4; в меньшей мере -- плюмбоярозит PbFe6(OHh2[SO4J4, вульфенит PbMoO4, пироморфит (Pb5Cl[PO4J3, миметезит Pb5CI [AsO4J3, бедантит PbFe3(OH)6[SO4][AsO4], ванадинит Pb5CI[V04]3, деклуазит Pb(Zn, Cu) (OH)i[V04J, биндгеймит Pb2Sb2O7-H2O.

Типоморфными называются вторичные минералы измененной зоны рудного тела, по наличию которых определяется присутствие определенного металла в составе первичной руды. В некоторых случаях характерные типоморфные минералы позволяют определить не только наличие в первичной руде тех или иных металлов, но также и минералов, заключающих эти металлы. Например, аннабергит(Ni3(AsO4)28H2O) и эритрин(Co3(AsO4)2·8(H2O)), как правило, свидетельствуют о присутствии в первичной руде арсенидов никеля и кобальта, скородит(Fe [AsO4] X2H2O) -- о наличии арсенопирита(FeAsS)

По галениту нередко развиваются очень своеобразные и отчетливые индикаторные текстуры лимонитов. Наиболее типичны так называемые кливажная ящичная, алмазно-петельчатая и пирамидальная, или лучистая текстуры.

Очень характерна для интенсивно окисленных выходов свинцовых рудных тел так называемая неполношлаковая лимонитовая корка, которая образуется в результате псевдоморфозного замещения церуссита в интенсивно измененных выходах, где даже труднорастворимые свинцовые соединения могут быть частично выщелочены. Лимонито-вые корки облекают стенки вышеописанных текстур и выполняют их ячейки. Они имеют вид как бы ошлакованной массы, обволакивающей перегородки ячеек и увеличивающей их толщину в 2--10 раз. Иногда в этих корках наблюдаются застрявшие зерна церуссита.

Мышьяк. Арсенопирит (FeAsS), главный рудообразующий .минерал первичных руд промышленных месторождений мышьяка, неустойчив в зоне окисления и замещается скородитом. Скородит достаточно устойчив в условиях зоны окисления и может долго сохраняться, не претерпевая дальнейших изменений. При наличии в арсенопиритовой руде большого количества пирита образуется бедантит. В рудных телах, сложенных реальгаром, этот минерал в самой верхней части месторождения, на свету, замещается аурипигментом.

Главными типоморфными минералами в окисленных частях арсенопиритсодержащих рудных тел являются скородит Fe[AsO4] *2H2O и бедантит PbFe3(OH)6J[SO4]J[AsO4]. Реже встречаются фармакоси-дерйт Fes (ОН) є [AsO4]Н20, халькофиллит Cu4(OH5) [AsO4] *3,5H2O, миметезит Pb5Cl [AsO4]; эритрин Co6 [AsO4J2-SH2O, аннабергит Ni3I[AsO4] 2 *8HgO, фармаколит CaH {As04]«2H20 и др. Главным типоморфным минералом окисленных частей рудных тел, сложенных простыми сульфидами мышьяка, является аурипигмент As2S3.

Висмут. Главный первичный рудообразующий минерал висмутовых рудных тел -- висмутин (Bi2S3). Он неустойчив в зоне окисления и, пройдя через сульфатную стадию изменения, замещается сравнительно устойчивыми минералами, чаще всего представленными гидроокислами и карбонатами висмута.

Главные типоморфные минералы зоны окисления висмутовых месторождений бисмит Bi2O3-ZzH2O и бисмутит (Bi2O (ОН)2СОз, меньшую роль играют самородный висмут, базобисмутит 2Ві20зС02-Н20 и др.

Сурьма. Основной рудообразующий минерал первичных сурьмяных руд--антимонит -- неустойчив в зоне окисления и, пройдя через сульфатную стадию изменения или минуя ее, замещается более устойчивыми соединениями, чаще всего окислами сурьмы.

Ильменит. Изменение ильменита FeTiO3 происходит в направлении окисления, гидратации и последовательного выноса катионов трехвалентного железа. В связи с этим ильменит вначале переходит в гидратированный ильменит, затем в аризонит, далее в лейкоксен и, наконец, в рутил или анатаз, брукит.

Группа 3. Месторождения, в которых происходит изменение минерального состава руд в зоне окисления и возможен вынос металла .

Цинк. Цинковые залежи типичны для описываемой группы месторождений. Главный рудообразующий минерал этих месторождений -- сфалерит -- неустойчив в условиях зоны окисления. Он преобразуется в сульфат цинка -- соединение, необычайно легко растворимое в грунтовых водах. Воды эти могут в процессе длительной циркуляции промыть верхнюю часть месторождения и практически полностью удалить из нее цинк. Лишь соприкосновение этих вод с карбонатной средой способствует высаживанию цинка в форме карбоната и переотложению цинковых руд в виде вторичных залежей, обычно размещающихся в известняках лежачего бока первичных рудных тел, если они залегают в карбонатных породах. В этих условиях свинец и цинк, очень дружные 1B первичных сульфидных рудах полиметаллических месторождений, в зоне окисления обычно разлучаются. Устойчивые соединения свинца сохраняются в верхней, измененной части полиметаллических рудных тел, а цинк или совсем выносится из рудных тел, или образует вторичные залежи, смещенные в сторону от первичных. Поэтому при открытии свинцовых залежей среди известняков должны быть поставлены работы по поискам вторичных цинковых руд на соседних участках, и наоборот.

В процессе окисления полиметаллических руд редкие элементы, содержащиеся в сульфидах (германий, кадмий, таллий, галлий), имеют тенденцию к рассеиванию. Переотложенные разности окисленных минералов свинца и цинка резко обедняются этими элементами. Лишь в продуктах конечной стадии окисления -- в гидратах окиси железа и марганца -- происходит фиксация некоторой их части.

В. Келли, Щербин и др. отмечают, что состав конечных продуктов окисления цинка зависит от рН грунтовых вод и климата (количества осадков). В Гудспринге (штат Невада, США) при рН 8--9 и осадках 100 мм преобладает гидроцинкит(Zn 5(CO 3)2(OH)6); в Плетвилле (штат Висконсин, США) при рН 7--7,5 и осадках 900 мм развит смитсонит; в Восточном Теннесси при рН 5--4 и осадках 1100 мм формируется каламин(Zn4[Si2O7] (OH)2 x H2O).

По сфалериту нередко развиваются характерные индикаторные текстуры лимонитов зоны окисления. Наиболее типична губчатая текстура, по своему рисунку напоминающая строение резиновой губки. Кроме того, известны грубо- и тонкоячеистая ящичные текстуры, представляющие собой серию тонких жилок стекловатого, иногда пигментированного лимонитом кварца, вытянутых параллельными пучками обычно на несколько сантиметров в длину и соединяющихся поперечными перемычками. Образованные такой системой прожилков гнезда выполнены сетью менее закономерно переплетающихся тонких перепонок кремнистого лимонита.

Медь. Сульфиды меди, образующие первичные руды месторождений этого металла, неустойчивы в условиях зоны окисления. Во всех случаях окисления медных сульфидов главным продуктом оказывается сульфат меди. Он легко растворим в грунтовых водах и в результате их длительной циркуляции может быть полностью или в значительной части вымыт из верхней, окисляющейся части рудных тел.

Поэтому из окисленных частей медноколчеданных месторождений уральского типа медь нередко бывает полностью удалена, и железные шляпы этих месторождений в таких случаях совершенно не содержат медных минералов. Во вкрапленных и прюжилковых медных месторождениях вынос осуществляется не столь радикально и обычно в приповерхностных частях таких месторождений обнаруживаются вторичные минералы. Формированию последних способствует значительно большее количество условий, чем образованию вторичных минералов, что объясняет сравнительно большее разнообразие типоморфных минералов меди в зоне окисления.

Группа 4. Месторождения, в зоне окисления которых накапливаются металлы, не свойственные первичным рудам этих месторождений

В зоне окисления свинцовых месторождений иногда накапливаются молибден и ванадий соответственно в виде вульфенита PbMoO4 и ванадинита Pb5Cl[VO4]. Содержание этих металлов в участках концентрации указанных минералов нередко измеряется десятыми долями и даже целыми процентами и представляет несомненный практический интерес. Содержание этих же металлов в первичной руде обычно не превышает сотых, тысячных и десятитысячных долей процента, т. е. в общем случае мало отличается от рассеянного содержания их в горных породах. Такая концентрация вульфенита и ванадинита в зоне окисления свинцовых месторождений скорее всего обусловлена длительной циркуляцией грунтовых вод, омывающих верхнюю часть рудных тел и содержащих молибден и ванадий, извлеченные инфильтрацией из боковых пород.

При прохождении таких вод через зону окисления свинцовых месторождений эти металлы связываются в форме вульфенита и ванадинита, накопляясь в количествах, совершенно не свойственных глубинным первичным рудам.

2. Геохимия минералов в зоне окисления

Зона окисления молибденовых месторождений. Главный промышленный минерал - молибденит - в зоне окисления разлагается и замещается молибдитом и повеллитом. Молибдит образуется при разложении молибденита в кислой среде, в результате взаимодействия появляющихся при этом сульфатов железа и молибдена:

2MoS2 + 9O2 + 2H2 О = 2( МоО 2 Ч SO4) + 2 Н 2 SO4,

4Fe(OH)3 + 6MoO2 Ч SO4 + 15 H2 О « 2(Fe2O3 Ч 3MoO3 Ч 7.5H2O) + 6H2SO4

Молибдит

В условиях карбонатной среды вместо молибдита образуется повеллит:

Ca(HCO3)2 + MoO2 Ч SO4 « CaMo04 + H2S04 + 2CO2

Повеллит

Если в окисляющихся рудах содержится свинец, то может образоваться вульфенит:

2MoS2 Ч SO4 + O2 + 2PbO + 2 H2 О = 2PbMoO4 + 2 Н 2 SO4

Таким образом, при окислении молибденитовых руд молибден фиксируется во вторичных минералах. Однако описаны случаи выщелачивания и миграции молибдена из зоны окисления, которые возможны в условиях кислой среды, при отсутствии осадителей (карбонатных пород и вод), при длительном развитии процессов окисления. Такие условия имеют место в Центральном Казахстане.

Зона окисления вольфрамовых месторождений. Промышленные минералы - вольфрамит (Fe, Mn)W04, гюбнерит (Мп. Fe)WO4, фербериг FeWO4 и шеелит CaWO4. Все перечисленные минералы в зоне типергенеза устойчивы, перемещаются механическим путем и могут накапливаться в россыпях. Лишь при длительном окислении эти минералы разрушаются и покрываются коричневато-желтыми налетами тунгстита WO, Ч n H2O и ферритунгстита Fc2O3WO36H2O.

Зона окисления медных месторождений. Первичные сульфиды меди, обычно сопровождающиеся сульфидами железа, в зоне окисления неустойчивы, разлагаются, и возникает хорошо выраженная зола окисленных руд, особенно на медно - колчеданных и штокверковых месторождениях. Окисление халькопирита происходит по следующей схеме:

CuFeS 2 + 4О2 = CuSO 2 + FeSO 4

После образования сульфата окиси железа процесс окисления халькопирита ускоряется, причем часто образуется и самородная сера:

CuFeS2 + 2Fe2(SO4)3 = CuSO4 + 5FeSO4 + 2S

Иногда окисление халькопирита протекает с образованием серной кислоты и сернистого ангидрида.

Сульфат меди хорошо растворим в воде, и медь мигрирует из зоны окисления. Однако при взаимодействии сульфата меди с жильными минералами руд и вмещающими породами образуются малахит, азурит, хризоколла и многие другие гипергенные минералы зоны окисления. И все же значительная часть меди выносится в зону водообмена, где из раствора выпадают вторичные сульфиды (халькозин, ковеллин, борнит) и возникает зона вторичного обогащения. Образование вторичных сульфидов в зоне цементации происходит по схеме:

5 CuFeS 2 + 11 CuSO 4 + 8 Cu 2 S + 2 FeSO 4 + 8 H 2 SO 4 ;

Халькозин

CuFeS2 + CuSO4 = 2CuS + FeSO4

Ковеллин

5FeS2 + 14CuSO4 + 12H2O = 7Cu2S + 5FeSO4 + 12H2SO4;

FeS + CuSO 4 = CuS + FeSO 4 .

Таким образом, в верхних частях меднорудных залежей возникает классическая вертикальная зональность. У поверхности располагается подзона окисленных руд. Ниже находится подзона выщелоченных руд, еще ниже - зона вторичного сульфидного обогащения, а затем первичные руды.

Зона вторичного обогащения особенно ценная в промышленном отношении оказывается на штокверковых медно-порфировых месторождениях (см. рис. 2). Содержание меди в рудах зоны вторичного обогащения в 2 - 3 раза (и более) выше, чем в бедной прожилково-вкрапленной первичной руде. Глубина распространения руд зоны обогащения на месторождениях этого типа достигает 400 - 450м и более.

Хорошо проявлена зона вторичного сульфидного обогащения и на медноколчеданных месторождениях. Так, на месторождениях Урала верхняя часть зоны окисления выражена гидроксидами железа (железная шляпа). Ниже следует подзона ярозита, затем подзона выщелачивания (баритовая и пиритовая сыпучка) небольшой мощности, под которой располагается зона вторичного сульфидного обогащения, а еще ниже первичные сульфидные руды. В зоне гиперкинеза медь обладает высокой миграционной способностью, образуются хорошо выраженные зоны окисления и вторичного сульфидного обогащения.



Рис. 2. Геологический разрез месторождения Коунрад:

1 - окисленные и выщелоченные руды; 2 - промышленные руды зоны вторичного сульфидного обогащения; 3 - непромышленные первичные (гидротермальные) руды

Зона окисления свшщово-цинковых месторождений. Основным минералом свинца является галенит PbS . В рудах часто, но в небольших количествах встречаются сульфосоли свинца. Главным минералом цинка является сфалерит ZnS. Оба указанных минерала в зоне гппергенеза неустойчивы и достаточно легко окисляются. При окислении галенита образуется англезит ( PbS + O 2 = PbSO 4 ), который обладает весьма малой растворимостью. Но в условиях карбонатной среды англезит неустойчив и замещается церусситом:

PbSO 4 + СО2 + Н2О = РЬСО3 + H 2 SO 4

2PbSO4 + Са ( НСО 3 )2 = 2 РЬСО 3 + CaSO4 + H2SO4

Общая цепь изменения сводится к следующему: галенит > англезит > церуссит. Церуссит весьма устойчив и дает значительные скопления. Он может замещаться также пироморфитом Р b 5С1[Р04]3, ванадинитом Р b 5 С1[ V 04]3 и другими минералами. Кроме того, в зоне окисления свинцовых месторождений встречаются плюмбоярозит PbFe 6 ,( OH )12[ SO 4 ]4, вульфенит Р bМоО4,. миметезит PbCl [ AsO 4 ]3, бедантит PbFe 3 ( OH )6[ SO 4 ][ AsO 4 ] и другие гипергенные минералы.

Таким образом, свинец в зоне окисления является малоподвижным элементом. Однако при наличии кислых растворов, характерных для начальных и средних стадий окисления колчеданно-полиметаллических руд, свинец может мигрировать и переотлагаться в виде церуссита и плюмбоярозита.

Окисление сфалерита происходит по схеме:

ZnS + 2O2 = ZnSO4 или ZnS + Ft(SO4)3 = ZnSO4 + 2FeSO4 + S

Сульфат цинка обладает большой растворимостью и, в отличие or англезита, легко выносится. Высокая миграционная способность цинка приводит к его выносу из зоны окисления и рассеиванию, что резко отличает цинк от свинца, с которым он теснейшим образом связан в зоне первичных сульфидных руд. Особенно интенсивно выносится цинк из силикатной среды. В условиях же карбонатной среды сульфат цинка взаимодействует с карбонатами и образуется смитсонит:

МеСО3 + ZnSO 4 = ZnCO 3 MeSO 4

Скопления смитсонита часто образуются вне контуров первичною рудною тела, нередко в лежачем боку (рис. 44). Кроме смитсонита в зоне окисления полиметаллических руд образуются каламин.

Zn 4 ( OH )2( Si 2 O 7 ) - H 2 O, гидроцинкит Zn 5 ( OH )6( CO 3 )2, адамин Zn 2 ( OH )[ AsO 4 ] и др.



Рис. 3. Разрез, иллюстрирующий соотношение окисленных свинцовых и цинковых руд месторождения Турлан (Южный Казахстан):

1 - известняк; 2 - брекчия оседания; 3 - окисленные свинцовые рулы; 4 - окисленные цинковые рулы

Зона окисления оловорудных месторождений. Главным промышленным минералом олова является касситерит SnO2. Меньшее значение имеет станнин Cu2FeSnS4 и совсем небольшое другие сульфостаннаты: тиллит PbSnS2, франкеит Pb5Sn3Sb2S11, цилиндрит Pb3Sn4Sb2S14 и др. В зоне гипергенеза касситерит - один из самых устойчивых минералов, накапливается в россыпях, которые являются главным источником получения олова в зарубежных странах.

Сульфостаннаты в зоне окисления неустойчивы. Процесс окисления станнина можно представить в такой схеме:

2Cu2FeSnS4 + 17 О2 + 4 Н2О = 4CuSO4 + 2FcSO4 + H2SO4 - I 2H2SnO3

Образующаяся при этом метаоловянная кислота дает коллоидный раствор, быстро коагулирующий. Возникающий гель Н28п0з при последующей дегидратации дает супергенный касситерит.

В касситерит-сульфидных рудах Н. К. Маршуковой и А. Б. Павловским выявлены и описаны такие гипергенные минералы олова, как гидростаннаты с формулой MeSn(OH)6, где Me может быть представлен двухвалентным железом, цинком, кальцием, медью и минералами группы варламовитов с широкими вариациями в их составе железа, олова и воды. Указанные гипергенные минералы олова развиваются непосредственно по станцину, что свидетельствует о слабой миграции олова в гипергенном процессе.

Зона окисления сурьмяных месторождений

Главный минерал сурьмы - антимонит, который в поверхностных условиях окисляется с образованием сульфата сурьмы: Sb2 S3 +6 O 2 = Sb 2 (SO4)3. Сульфат сурьмы весьма неустойчив и гидролизуется с образованием оксидов сурьмы сервантита Sb2O4, стибиоконита Sb2O4*H2O и в меньшей мере - валентинита Sb 2 O 4, кермезита Sb 2 S 2 O и других, дающих нередко тонкие смеси, псевдоморфно замещающие антимонит.

При окислении буланжерита Pb5Sb4S11 и тетраэдрита Cu3SbS3 образуются вторичные минералы свинца, меди и оксиды сурьмы первичные сульфидные руды.

Таким образом, в зоне гипергенеза сурьма является почти не мигрирующим элементом, так как образующиеся при окислении антимонита и других минералов вторичные оксиды и гидроксиды сурьмы обладают ничтожной растворимостью.

Зона окисления ртутных месторождений

Гланый минерал ртути - киноварь HgS - устойчив в условиях зоны окисления, перемещается механическим путем и встречается в шлихах на значительном удалении от коренных источников. При длительном окислении киноварь слабо растворяется с образованием сульфата HgS04 или хлорида HgCl2. которые неустойчивы и быстро восстанавливаются с образованием самородной ртути. Реже в зоне окисления ртутных месторождений появляется каломель HgCl и кубическая модификация киновари - метациннабарит.

Таким образом, миграция ртути в зоне гипергенеза осуществляется в основном механическим путем в виде киновари.

Поведение золота в зоне окисления золото-сульфидных месторождений. Золото в первичных рудах является самородным видимым, субмикроскопическим (невидимым), рассеянным в сульфидах, а также представлено теллуридами. В зоне гипергенеза самородное видимое золото является химически стойким, перемещается механическим путем и накапливается в россыпях. Теллуриды золота легко разлагаются, причем золото выпадает в виде тонкодисперсного коричневого порошка. Субмикроскопическое золото, освобождающееся из разлагающихся сульфидов, может растворяться (коллоидные или истинные растворы золота в виде хлоридов и сульфатов) и мигрировать как в зоне окисления, так и за ее пределы. Изучение золоторудных месторождений Урала и других районов, проведенное М. И. Альбовым, показало наличие в этих месторождениях вторичной зональности в распределении золота по вертикали. В кварц-сульфидных жилах на Урале установлен пояс вторичного золотого обогащения на глубине 20 - 150 м от поверхности. Образование этого пояса М. Н. Альбов объясняет переносом тонкодисперсного золота вниз по трещинкам рудных жил нисходящими водами.

В. М. Крейтером, В. В. Аристовым, И. С. Волынским и другими изучено поведение золота в зоне окисления медноколчеданных месторождений Урала и Центрального Казахстана.

Распределение золота в зоне окисления Майкаинского золотоколчеданно-полимсталлического месторождения представлено на рис. 4.

Высокие содержания золота в окисленных рудах возникли в связи с его растворением, миграцией в сульфатной форме и персотложением в самородном виде. Наличие самородного гипергенного золота в буром железняке, ярозите и в сыпучке подтверждается детальным микроскопическим изучением окисленных руд.

Рис. 4. Содержание золота и серебра

(в усл. сд.) в зоне окисления месторождения Майкаин (Казахстан):

1 - глины; 2 - бурые железняки; 3 - ярозиты; 4 - кварц-баритовая сыпучка с ярозитом; 5 - кварц-баритовая сыпучка с серой; 6 колчеданная сыпучка; 7 - первичные колчеданные руды

Поведение серебра в зоне окисления сульфидных месторождений. Среди гипогенных минералов серебра наиболее распространенными являются серебро самородное, аргентит Ag2S, прустит Ag3AsS3, пираргирит Ag3SbS3, теллуриды.

В зоне гипергенеза самородное серебро химически устойчиво и переносится механическим путем в россыпи. Аргентит и другие сернистые соединения серебра разлагаются с образованием Ag2S04. Этот сульфат растворим в воде и серебро мигрирует. В результате реакции Ag 2 SO4 + 2 FeSO4= = 2A g + Fe 2 (SO4)3, в зоне окисления образуется серебро самородное. Кроме того, в окисленных рудах часто встречаются кераргирит AgCl и другие минералы.

Миграция растворимого сульфата серебра приводит к появлению зоны вторичного обогащения, в которой отлагается вторичный аргентит:

MeS + Ag 2 SO4 = Ag 2 S + MeS 04.

Глубина распространения зоны вторичного обогащения серебром на некоторых полиметаллических месторождениях может достигать нескольких сот метров.

Поведение серебра при окислении колчеданных руд Урала и Казахстана аналогично поведению золота (см. рис. 45)

2.1 Факторы и условия образования сульфидных месторождений

Благоприятными условиями для развития кор выветривания и зон окисления в частности, являются: стабильный тектонический режим, слабая эрозионная активность, наличие в рудах и вмещающих породах химически активных минералов (в первую очередь сульфидов и карбонатов), водонасыщенность пород и руд. Температурный режим окисления сульфидов и других минералов имеет экзотермический характер, судя по парагенетической ассоциации минералов температура может достигать 80°, т.е. она сопоставима с температурой образования гидротермальных месторождений. То есть в зонах окисления ярко выраженная контрастность минералообразования.

Тела всех полезных ископаемых вблизи земной поверхности подвергаются химическому и физическому выветриванию, изменяющему их минеральный, химический состав и строение. Причем залежи одних полезных ископаемых изменяются близ поверхности слабо, других -- интенсивнее, а третьих -- настолько сильно, что требуются специальные исследования для определения первичного состава минерального сырья по материалу их выходов у поверхности земли. Наиболее радикальное изменение при выветривании претерпевает большая часть сульфидных рудных тел, а также некоторых пластов углей, залежей соли и серы.

В этих случаях для оценки состава, строения и промышленного значения тел полезных ископаемых на глубине, ниже выветрелой части, требуется знание условий слагающих минералов, в зоне выветривания.

В низах зоны окисления сульфидных залежей развиты горизонты рыхлых сульфидных песков, сложенных в основном пиритом с значительной примесью ковеллина и других вторичных сульфидов меди. В них также характерны высокие содержания золота и серебра. Ниже окислительно-восстановительного барьера происходит цементация (вторичное сульфидное обогащение) первичных руд цветных металлов переотложенным сверху вниз рудным веществом.

Сульфидные месторождения- это и колчеданные месторождения , которые сложены преимущественно сульфидами железа. Минеральный состав, вне зависимости от того, представлены они массивной или вкрапленной рудой, отличается резким преобладанием пирита, пирротина, иногда марказита, с которыми ассоциируют чаще всего халькопирит, борнит, сфалерит, галенит, блеклые руды, реже другие рудные минералы. Нерудные минералы развиты слабо и представлены обычно баритом, кварцем, простыми карбонатами, серицитом, хлоритом, гипсом.

Среди колчеданных месторождений различают три главные промышленные разновидности:

1) серноколчеданные (карельский тип), разрабатываемые для добычи серного колчедана, служащего исходным минеральным сырьем при производстве серной кислоты;

2) медноколчеданные (уральский тип), являющиеся рудой для выплавки меди;

3) полиметаллически-колчеданные (алтайский тип), разрабатываемые для получения меди, цинка и свинца.

Колчеданные месторождения формируются в начальную стадию эвгеосинклинального цикла развития в связи с базальтоидным вулканизмом. Выделение рудообразующих веществ из вулканических возгонов сопутствует всей вулканической истории, но главная масса колчеданов накапливается в конце каждого вулканического цикла, когда происходит обмеление геосинклинального моря, сокращается площадь вулканических ореолов, основные лавы сменяются хорошо отдифференцированными щелочными и кислыми, излияния уступают место зксплозивам, сравнительно кратковременные вулканические пароксизмы сменяются более длительным поствулканическим отделением летучих. При возрождении вулканической активности новому вулканическому циклу будут соответствовать колчеданные месторождения новой, более молодой генерации.

Все колчеданные месторождения рассматриваются как продукты восходящих минерализованных газо-гидротермальных потоков, генерированных глубинными вулканическими очагами. Часть рудного вещества этих потоков могла отлагаться на путях их подъема, формируя вулканогенные гидротермально-метасоматинеские месторождения, другая часть достигала дна моря и выпадала, образуя вулканогенные гидротермально-осадочные месторождения.

Таким образом, на разных уровнях колонны вулканических пород и на разном расстоянии от центра вулканической активности одновременно или близкоодновременно могли формироваться колчеданные месторождения различных классов. Затем они перекрывались очередной порцией лав и туфов, испытывая воздействие постумных вулканических явлений. При последующих вулканических эксплозиях месторождения могли частично разрушаться с выносом части руды в виде обломков в пирокластические породы кровли. Они прорывались дайками изверженных пород, сквозь них фильтровались пострудные минерализованные газо-гидротермальные растворы. При прохождении растворов, обогащенных цветными металлами, возникали наложенные зоны руд молодой стадии метасомэтического рудообразования. Наконец, все колчеданные месторождения, быть может за исключением юнокаинозоиских, совместно с вмещающими их породами, подвергались складчатости и региональному метаморфизму. Все это способствовало выравниванию конечного геологического облика колчеданных месторождении, что препятствует бесспорному определению первичных условий их возникновения.

Глубина и давление. Вулканогенно-осадочные колчеданные руды накапливались на дне моря. Гидротермально-метасоматичеокие месторождения формировались ниже поверхности морского дна. Но все они возникали на небольшой глубине, обычно не превышающей первые сотни метров. Об этом свидетельствуют следующие факты.

1. Колчеданные месторождения тяготеют к верхним частям разреза пород вулканического цикла и не распространяются в перекрывающие породы следующего цикла; это обстоятельство позволило В. Логинову установить, например, что на Кабанских месторождениях Урала глубина рудообразования была небольшой и не превышала 500--700 м.

2. Обломки колчеданной руды, представляющие собой рудо-класты вулканогенно-обломочных ,пород кровли, находятся на расстоянии от нескольких метров до первых сот метров от верхней границы рудных тел, свидетельствуя о рудообразовании на таких же глубинах.

3. Фации слабого изменения боковых пород, такие как пропилитизация, каолинизация, монтмориллонитизация, осернение, сопровождающие молодые и не подвергшиеся существенному метаморфизму колчеданные месторождения Японии и Мексики.

Вместе с тем нельзя упускать из виду, что рудообразование происходило в субмаринных условиях и испытывало давление столба воды, высота которого могла быть значительной, судя по вулканизму, зафиксированному на дне современных океанов на глубине до 11 км. Если принять во внимание, что литостатическое давление на глубине 1 км равно гидростатическому давлению на дне моря глубиной 2,5 км, то все выводы некоторых геологов об образовании колчеданных месторождений Урала в обстановке повышенного давления окажутся справедливыми, но они будут относиться к глубине образования не от поверхности земли, а от поверхности геосинклинального моря.

Малая глубина формирования колчеданных месторождений не исключает разнообразного, в том числе и значительного давления при рудообразовании. Наименьшее давление было в вулканогенных гидротермально-осадочных и наибольшее в вулканогенных гидротермально-метасоматических. В последнем случае оно могло резко возрастать в связи с давлением паров и газов, которое достигало колоссального значения в моменты вулканических эксплозий.

Температурный режим. Помимо общих затруднений, испытываемых каждый раз при определении температурных рамок эндогенного рудообразования, выяснение температурного режима колчеданного рудообразования имеет свои особые дополнительные трудности:

1) обусловленные значительным перепадом температур на пути движения рудообразующих растворов от мест воздействия раскаленных вулканических газов до более холодных мест массового рудо-накопления, 2) связанные с воздействием вулканических и поствулканических явлений на отложенные руды в процессе завершающейся после рудообразования вулканической активности; 3) возникающие в связи с наложением на ранние порции сульфидного материала более поздних гидротермальных рудных генераций; 4) появляется в связи с последующим воздействием регионального метаморфизма.

Вместе с тем совершенно очевидно, что формирование вулкано-генно-осадочных колчеданных месторождений протекало при сравнительно низкой температуре. Вероятно, она соответствовала температуре придонной части моря для осадочных месторождений отдаленных вулканогенных формаций. Наверное, она была несколько выше для типичных эксгаляционно-осадочных месторождений вследствие разогрева морской воды лавами, туфами и эксгаляциями, но все же она не могла превышать температуру кипения, при которой море должно было бы испариться. Эта температура зависит от давления столба воды: на поверхности она составляет 100 °С, на глубине 100 м -- 180 °С, па глубине 200 м -- 215 °С, на глубине 500 м -- 265 °С, а на глубине 2000 м около 365 °С.

Температура образования вулканогенных гидротермально-метаео-матических месторождений могла быть более высокой и разнообразной.

1. Температура вулканогенных эксгаляций в разных пунктах «Долины десяти тысяч дымов» на Аляске колеблется от 645 до 50 °С.

2. Температура декрепитации рудообразующих минералов, как известно, выше температуры их первичного выделения на несколько десятков градусов. Тем не менее данные декрепитации сульфидов колчеданных месторождений могут быть использованы для относительной градуировки температурного режима процесса рудонакопле-ния. В этом отношении интересны результаты декрепитации сульфидов колчеданно-іполиметаллического месторождения Восточной Тувы, полученные Б. Берманом, В. Прохоровым, И. Хайрутдиновым, во избежание выгорания и диссоциации этих минералов, в сероводородной атмосфере. Они свидетельствуют о том, что рудообразование протекало в широких температурных границах. При этом самая низкая температура декрепитации в 1600C обнаружена у пирита из массивной руды вулканогенно-осадочного происхождения. Самая высокая температура, доходящая до 600 °С, зафиксирована при декрепитации пирита, рассеянного в вулканических породах и образованного из раскаленных газовых возгонов.

3. Начальная температура декрепитации различных типов колчеданных руд Японии заметно дифференцирована. Для прожилково-ь вкрапленных субвулканических руд она составляет 300 °С, для массивных колчеданных руд 280 °С, а для пластовых вулканогенно-оса-дочных колчеданно-полиметаллических руд 120°С. С учетом поправки на завышение примерная температура формирования этих руд окажется следующей: для прожилково-вкрапленных 200--250 °С, для массивных колчеданных 180--220 °С, для колчеданно-полиметаллических 60--40 °С.

4. Признаки, свидетельствующие о температуре образования рудообразующих ,минералов, в большинстве колчеданных месторождений уничтожены последующим более высокотемпературным метаморфизмом. Они сохранились лишь в слабо измененных месторождениях. Например, К. Кинешита в рудах месторождения Куромоно (Япония), по наличию ромбического халькозина (температура преобразования 75СС), кубического аргентита (температура преобразования 170°С), гипса, ангидрита и каолинита определяет температуру образования колчеданной руды ниже 100 °С, вероятно между 60 и 70 °С.

5. Иногда указываются более высокие температуры образования этих руд. Например, для характерного колчеданного месторождения Ивами (Япония) И. Тетизо полагает, что руды нижней штокверковой части гидротермальночметасоматического происхождения формировались при температуре 300--200 °С, а массивно-слоистые вулканогенноосадочные руды верхней части образовались на дне вулканической кальдеры глубиной в 540 м при температуре 265--2300C из растворов, содержащих от 1 до 5% NaCl.

...