Геохимические и термодинамические модели жильного гидротермального рудообразования

Обсуждение результатов

Построенные на ЭВМ модели метасоматических колонок аргиллизации, развивавшихся по одной и той же породе - липариту, позволяют анализировать причины разного поведения Si и Аl в тыловых зонах этих колонок. Непременным условием образования аргиллизитов Si-типа является не бедность или богатство углекислотой растворов, реагирующих с породой (как считает Ю.В.Казицын), а их высокая кислотность; нет этого условия - формируются колонки Al-типа, сколько бы ни было СО₂ в растворах.

Не обнаружилось никакой зависимости между поведением Si и Al при образовании аргиллизитов и тем, какой из сильных кислот задаются низкие значения pH аргиллизирующих растворов. При mHCl (или mH₂SO₄) <5^.10^-3 m аргиллизиты развиваются по Al-типу и имеют тыловые бескварцевые зоны - диаспоровую, каолинитовую или мусковитовую. При mHCl (или mH₂SO₄) >5^.10^-3 m в аргиллизитах образуются тыловые мономинерально-кварцевые зоны.

В таблице 2.5 показаны формы нахождения Si и Al в растворах, производных от 3/1 и 30 (см. рис.2.2) и равновесных с парагенезисами последовательно сменяющих друг друга тыловых зон аргиллизитов.

Валовая концентрация Si (100% его находится в рассматриваемых растворах в виде H₄SiO₄^o) определяется растворимостью кварца и, в его отсутствие, других Si-содержащих твердых фаз, поскольку этот компонент не содержался в использовавшихся нами исходных растворах. Пока в парагенезисах нет кварца, концентрация кремнезема в ненасыщенных по кварцу растворах не превышает 1.2-1.8 ммоль. Как только среди минералов метасоматической колонки появляется кварц, концентрация Si в равновесном с ним растворе стабилизируется на значениях 2.35-2.41 ммоль/кг H₂O.

Валовая концентрация Al в растворах, равновесных с парагенезисами колонок Si-типа, достигает максимума в задаче 124 (см. табл.2.5), характеризующей переход от кварцевой зоны к кварц-каолинитовой и почти в 10 раз превышает здесь концентрацию Si; с появлением среди твердых фаз мусковита концентрация Al в растворах падает на 4-5 порядков и поддерживается на уровне n^.10^-7 m до внешней (1-й на рис.2.2) зоны аргиллизитов, где снова повышается примерно на порядок из-за роста щелочности растворов. В колонке Al-типа концентрация растворенного алюминия везде ниже концентрации Si и измеряется в целом цифрами, на 2-5 порядков меньшими, чем в моно- и двуминеральных зонах колонки Si-типа (сравните задачи 287-293 и 123(0.5)-125 в табл.2.5). Обращает на себя внимание то, что в растворах, равновесных с тыловыми зонами колонок Al-типа, главная масса алюминия находится в форме гидроксидных комплексов Al(ОН)₂⁺ и Al(ОН)₃⁰, а в растворах внутренних зон колонок Si-типа - в виде хлоридного комплекса АlСl²⁺. Это не значит, однако, что высокая растворимость Al в сильнокислых средах объясняется исключительно возможностью образования в них именно хлоридного комплекса. Представим себе случай, когда высокая активность ионов H+ в аргиллизирующем растворе обеспечивается присутствием в них не НСl, а некой иной сильной кислоты, анионы которой совершенно не комплексуются с Al. Такой случай можно проверить расчетами, сохранив в них все характеристики раствора и породы, скажем, задач 123 и 124 (см. табл.2.5), но искусственно исключив при этом комплекс АlСl2+ из списка реальных в системе растворенных частиц. Решения таких задач, в которых было "запрещено" образование хлоридного комплекса Al, показало, что валовая концентрация растворенного глинозема при этом существенно не меняется, но 97-99% его оказывается в растворе в форме частицы Al(ОН)2+. Эти решения лишний раз доказывают, что монокварцевая зона аргиллизитов способна возникать в высококислой среде вне зависимости от того, какой из сильных кислот такая среда обеспечивается.

Из рисунков 2.3 и 2.4 следует, что возможны варианты условий, при которых и в природе кислотное выщелачивание пород найдет свое выражение в образовании специфических колонок, не похожих на классические. Так, при отсутствии H2S в системе может возникать мономинеральная гематитовая тыловая зона аргиллизитов Si-типа. Если аргиллизирующие растворы содержат сероводород, особенно в значительных количествах (0.01-0.1 m) как в растворах 53 и 54 (см. табл.2.4), то за счет восстановления Fe(III) липарита вместо гематитовой образуется тыловая пиритовая зона этих колонок.

Не исключена вероятность "выпадения" каолинитовой зоны аргиллизитов Al-типа и прямого перехода в них от тыловой диаспоровой зоны (+Дф+Гм или Пр) к бескварцевой мусковитовой (опять +Дф+Гм или Пр) и далее к кварц-мусковитовой и т.д. Возможны в колонках Al-типа смены тыловой мусковитовой зоны сначала бескварцевой мусковит-полевошпатовой (альбитовой или микроклиновой, выше говорилось об этом), а уже потом полевошпат-кварц-мусковитовой зонами.

Показанными на рисунках 2.3 и 2.4 "отступлениями" от классической для кислотного выщелачивания пород зональности метасоматитов, конечно, не исчерпываются все возможные в природе ее вариации. Растворы, привносящие в породу Mg или Fe, SO₄ или F, могут вызвать и другие нарушения зональности продуктов кислотного выщелачивания пород, в том числе и колонок аргиллизации, другие усложнения состава метасоматитов.

Рассмотрим реакции, которыми определяются главные минеральные превращения в тыловых зонах аргиллизитов.

Реакция растворения кварца

SiO_2(к) + 2Н₂О(ж) = H₄SiO_4(р-р)

не зависит от рН. Если в системе "не содержащий кремнезема раствор+порода" масса последней мала и не обеспечивает насыщения системы по кварцу, происходит полное растворение SiO2 - в наших расчетах это можно видеть при "навесках" липарита 0.1-0.2 г/кг Н2О и значениях рН равновесного с "навеской" раствора, варьирующий от 1.2 до 7.6.

Реакция растворения диаспора

AlO(ОН)(к) + 2H+(р-р)= A1OH²⁺(р-р)+ Н2О(ж) ,

наоборот, подчинена кислотности раствора - чем выше активность ионов Н⁺, тем полнее растворяется диаспор. При фиксированной массе Al в системе, определяемой в наших расчетах только "навеской" липарита, и низких значениях рН (0.1-0.3 г/кг Н2О и pH 2.3 на рис.2.3) эта реакция может пройти вправо до конца.

Реакция инконгруэнтного растворения каолинита с образованием кварца

Аl₄Si₄O₁₈H_8(к)+ 8H⁺(р-р)= 4SiO₂(к)+4AlOH²⁺ + 6 Н₂О_(ж)

зависит от кислотности исходного раствора, действующего на каолинит и при насыщении системы по кварцу (при "навесках" липарита D0.3 г/кг раствора и рН W 2.3) может обеспечить образование за счет каолинита мономинерально-кварцевого агрегата.

Реакция инконгруэнтного растворения каолинита с образованием диаспора

Аl₄Si₄O₁₈H_8(к)+ 6 Н₂О(ж)= 4AlO(ОН)(к)+ 4 H₄SiO₄(р-р)

не зависит от рН. Тем не менее, реальна она выше значений рН раствора, определяющих поле устойчивости диаспора, и при недосыщении его по кварцу - в расчетах рН D 2.3 и "навесках" липарита W0.1 г.

Реакция замещения мусковита диаспором

KАl₃Si₄O₁₂H₂(к)+ H⁺(р-р)+ 6 Н₂О(ж)= 3AlO(ОН)(к)+K⁺(р-р)+ 3H₄SiO₄(р-р)

при фиксированной массе кремния в системе (в расчетах - при фиксированной массе липарита) зависит от кислотности раствора. Положение границы полей диаспора и мусковита определяется также и суммарной массой калия в системе, которая при малых навесках породы диктуется в основном концентрацией КСl в исходном растворе. Реальна при недосыщенности раствора по кварцу.

Как же можно представить себе образование аргиллизитов Si- и Al-типа? Общеизвестно, что микротрещиноватость и связанная с нею высокая проницаемость вмещающих пород уменьшаются с удалением от стенок макротрещин практически по гиперболическому закону. Поэтому растекались ли гидротермальные растворы в стороны от макротрещины, фильтровались ли параллельно ей, степень обводнения пород , всегда максимальна у стенок любой макротрещины (или у зальбандов формирующейся в ней жилы) и резко падает по направлению от нее.

Разделим мысленно породу, в которой формировались околорудные аргиллизиты, на тонкие слои, параллельные стенкам питающей растворами макротрещины. Будем считать, что в первом слое за счет многократного обновления одного и того же рудообразующего раствора у самой макротрещины каждый кг этого раствора (или каждый кг Н2О раствора) прореагировал в конечном итоге с 0.1 г породы, во втором слое - с 0.2 г, в третьем - с еще большей массой ее и т.д.

Исходные растворы высокой кислотности, с mHCl или mH₂SO₄ = 0.1 - 0.01 m вызовут полное разложение породы в первых двух слоях, поскольку при столь низких значениях pH весьма значительна растворимость Al-фаз и еще не достигнуто насыщение раствора по кварцу (концентрация Si в растворе остается в 2 раза ниже равновесной с кварцем из-за малого количества кремнезема в системе). В третьем слое при взаимодействии 0.3 г липарита с 1 кг кислого раствора, последний насыщается по кварцу (2.41-2.35е^-3 m) и здесь начинает формироваться мономинеральная кварцевая зона.

Если на породу действуют менее кислые растворы, например с mHCl(или mH₂SO₄) W 0.1-0.01 m, то Al в них мало растворим и уже в первом слое достигается насыщение растворов по диаспору, во втором - по каолиниту и лишь при большей массе реагирующей породы (при большей суммарной массе Si в системе) растворы оказываются насыщенными и по кварцу; в соответствии с этим тыловая диаспор-каолинитовая зона сменяется в колонках аргиллизации чисто каолинитовой, а затем кварц-каолинитовой зонами.

В природе даже на месторождениях одной и той же рудной формации (например, уран-молибденовой) и в одинаковых породах развиваются низко- и среднетемпературные околорудные аргиллизиты с разным поведением Si и Al в их тыловых зонах. Моделирование на ЭВМ процессов аргиллизации липарита показало, что ответственной за эту разницу является кислотность рудообразующих гидротермальных растворов.

При высокой кислотности растворов (mHCl или mH₂SO₄ 0.005 моль/кг Н2О), вне зависимости от природы сильной кислоты, в гранитоидах формируются аргиллизиты Si-типа с тыловой зоной кварцевого или стремящегося к нему состава. Концентрация CO2 при этом не играет роли.

При меньшей кислотности гидротерм (mHCl или mH₂SO₄ W 0.005 моль/кг Н2О) они образуют аргиллизиты Al-типа с тыловой каолинитовой (диккитовой), а иногда даже диаспоровой (бемитовой, байеритовой) зоной. Разновидностью таких колонок являются и метасоматиты с тыловой мусковитовой бескварцевой зоной.

⁵ Итоговое (интегральное) соотношение масс прореагировавших друг с другом породы и раствора (m_породы/mH₂O _{раствора}) за какое-то геологическое время, например за всю рудную стадию гидротермального процесса.