Различают следующие типы кор выветривания

1. Кора латеритного типа развивается по ультраосновным, кислым и щелочным породам в условиях жаркого и влажного климата. Латериты характеризуются накоплением на месте выветрелых пород отложений обогащенных окислами и гидроокислами Fe, Al и глинистыми минералами: лимонит, гематит, гидраргиллит (гиббсит), диаспор, бемит и каолинит. Типичный пример латеритов – бокситы.

В латеритах по ультраосновным породам преобладают окислы и гидроокислы Fe, по кислым – глинозем.

2. Кора силикатно-никелевого типа развивается при выветривании массивов ультраосновных пород, чаще предварительно серпентинизированных. Среди минералов в этом случае широко распространены силикаты Ni (гарниерит Ni₄ [Si₄ O₁₀] (OH)₄ 4H₂O, ревдинскит (Ni,Mg)₆ [Si₄O₁₀] (OH₈)), серпентин, глинистые минералы (монтмориллонит Mg₃Al₂ [Si₄O₁₀] (OH)₂ nH₂O, нотронит – Fe₂Al [Si₄O₁₀] (OH)₂), гидроокислы Fe, халцедон, кварц, магнезит, доломит, кальцит, пиролюзит, асболан (Co,Ni)O MnO₂ nН₂О. Это поставщики Ni, иногда и Со- руд.

3. Кора Mn типа развивается в условиях жаркого, богатого влагой климата по осадочным отложениям карбоната Мn – родохрозита. Мощность ее достигает в несколько десятков м, представлена чистейшим пиролюзитом (источник Mn и материал для производства электрических аккумуляторов). Подобные коры развиваются не только по родохрозиту, но и по силикатам Mn (спессартин Mn₃Al₂ [SiO₄]₃, родонит, тефроит (Mn, Mg)₂ SiO₄.

4. Кора железистого типа развивается по сидериту и представлена гидроокислами Fe мощностью в десятки метров и может иметь промышленное значение (Бакальское месторождение, Ю. Урал).

5. Кора глинисто-каолинитового типа развивается по кислым интрузивным и метаморфическим породам (гранитам, гнейсам) в условиях умеренного климата она состоит в основном из кварца и каолинита и гидрослюды, типоморфный минерал - каолинит, мощность местами до 100 м и более.

6. Гипсовые шляпы развиваются при выветривании соляных залежей. В этом случае легкорастворимые соли (хлориды и сульфаты Na, K, Mg) вымываются, тогда как гипс, ангидрит остаются на месте. Иногда вместе с ними накапливаются бораты.

3.5.2 ЗОНЫ ОКИСЛЕНИЯ

Зоны окисления (железная шляпа) развиваются по рудным жилам и залежам, состоящим из сульфидов, образуя плащеобразные тела, которые с глубиной переходят в первичные неокисленные руды. Образование железной шляпы связано с тем, что сульфиды оказываются неустойчивыми в растворах, содержащих свободный кислород, и постепенно переходят в кислородные соединения - окислы, гидроокислы, сульфаты, карбонаты и т.д. и, в конечном счете, в SiО₂ и Fe₂O₃∙nH₂O. Скорость таких переходов для различных сульфидов различна. Она определяется разными причинами, среди которых главной является минеральный состав и другие особенности месторождений (характер боковых пород, климат, рельеф), а так же возникающие электрохимические процессы. Растворы, образующиеся при окислении руд, представляют собой электролиты, поэтому на границе с сульфидами возникают электрические потенциалы, причем разница в напряжении может достигать 1 вольт и более. Пары минералов, находящихся в растворах электролитов (грунтовых водах зоны окисления) выступают как микрогальванические элементы. Благодаря этому их растворение носит избирательный характер, т.к. происходит с минералами, играющими роль анода. Например: халькопирит^-катод – галенит ^+анод,

галенит^-катод – сфалерит ^+анод;

пирротин^-катод – пентландит^+анод .

В разных парах растворимость одних и тех же минералов различна. В зоне окисления наблюдается активная деятельность микроорганизмов, так тионовые бактерии окисляют серу. В общем можно сказать, что сульфиды не устойчивы в зоне просачивания и устойчивы в зоне застойных вод. В зоне истечения условия переходные, но близкие к зоне застойных вод. Наиболее полно процессы и минералогия зоны окисления изучены С.С. Смирновым.

Рассмотрим коротко последовательность процессов и образующихся минеральных ассоциаций зоны окисления:

1. Окисление сульфидов ведет к образованию сульфатов

Cu FeS₂ + 4O₂ → Cu SO₄ + Fe SO₄

2. Дальнейшее окисление сульфатов и гидратация

2Fe(SO₄) + О₂+Н₂О → Fe₂ [SO₄]₃ + H₂SO₄

Fe (SO₄)₃ +nH₂O → 2 Fe (OH)₃ + H₂SO₄

3.Процессы осаждения из сульфатных растворов кислородных соединений (карбонаты)

Cu SO₄ + Cа СО₃ → Cu₂ (CO₃)(OH)₂ +Cа SO₄

малахит

Zn SO₄ +Cа СО₃ → Zn CO₃ + Cа SO₄

смитсонит

4.Проникая на глубину, сульфатные растворы реагируют с первичными сульфидами, образуя новые минералы

Cu Fe S₂ + Cu SO₄ → Cu₂ S + Fe SO₄

халькозин

В результате в нижних горизонтах зоны истечения и в верхних – зоны застойных вод образуются мощные зоны вторичного сульфидного обогащения.

В зависимости от типа месторождений возникают следующие характерные ассоциации:

1. Медные месторождения: самородная медь Cu, куприт Сu₂O, малахит, азурит, халькозин Cu₂S, ковеллин CuS, хризоколла Cu₄ [Si₄O₁₀] (OH)₂ 4H₂O

2. Цинковые месторождения: смитсонит Zn[CO₃], каламин Zn₄[Si₂O₇] [OH]₂ Н₂О

3. Свинцовые месторождения: церуссит Pb[CO₃], англезит Pb[SO₄], вульфенит Pb[MoO₄], крокоит Pb[CrO₄], пироморфит Pb₅ [РО₄]₃ Cl

4. Молибденовые месторождения: повеллит Са [MoO₄], молибденит МoS₂, вульфенит Pb [MoO₄], ферримолибдит Fe₂[MoO₄]₃ 7Н₂О

5. Марганцевые месторождения: псиломелан, m∙MnO MnO₂∙n∙H₂O, пиролюзит МnO₂, вернадит МnO₂ n Н₂О.

3.5.3 ГЕНЕЗИС И ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ МИНЕРАЛОВ В ОСАДОЧНЫХ ОБРАЗОВАНИЯХ

Процессы осадконакопления развиваются в результате переноса материала из кор выветривания водными потоками и его переотложения на дне различных водоемов. Переносимый материал может иметь вид механических осадков, либо за счет растворения – химических осадков. В каждом случае формируются своеобразные минеральные ассоциации.

Нерастворимые и трудно растворимые частицы минералов переносятся механическим путем во взвешенном состоянии, волочением по дну и затем отлагаются в виде механических осадков. При этом могут образовываться россыпи Au, Pt, касситерита и других тяжелых, твердых, устойчивых минералов. Новых минералов в них почти не образуется.

Продукты выветривания, перешедшие в растворы, истинные и коллоидные, переносятся в растворенной форме и отлагаются в виде химических осадков в водных бассейнах, при просачивании поверхностных вод на глубину, обогатившихся в результате процесса выветривания различными компонентами образуются инфильтраты.

Таким образом, минералы осадочных образований являются в основном вторичными, переотложенными. В формировании многих химических осадков большую роль играют живые организмы, поэтому среди химических осадков выделяют различные биохимические осадки (S, гидроокислы Fe, фосфориты и др.).

Осадочный процесс, или литогенез, характеризуется многостадийностью. Его подразделяют на 3 этапа: седиментогенез (образование осадков), диагенез и катагенез (их преобразование). В процессе этих этапов осадки проходят стадии уплотнения и цементации, что обусловлено изменением физико-химического равновесия между осадком и окружающей средой и между различными частями самого осадка.

Диагенез выражается в перекристаллизации осадка, образовании конкреций и устойчивых полиморфных модификаций.

Катагенез характеризуется по Страхову интенсивным уплотнением осадков под влиянием усиливающегося давления и частичным преобразованием терригенных и частью аутигенных компонентов. Но осадки еще неметаморфизованные.

Главными факторами минералообразования при осадочном процессе являются: состав и концентрация солей в растворе, температура, давление, концентрация водородных ионов (pH), окислительно-восстановительный потенциал (Eh), состав вмещающих и донных отложений, климатические условия, а так же биогенные факторы. Большую роль играет характер самих растворов: истинные они или коллоидные.

Осадочные минеральные ассоциации по условиям образования:

1. механические осадки;

2. инфильтраты;

3. химические осадки;

4. органогенные и биохимические осадки

Дата добавления: 2014-01-11