Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Геологическое строение оловорудных районов дальнего востока 17
1.1. Комсомольский район 17
1.2. Кавалеровский район 26
ГЛАВА 2. Характеристика первичного оруденения комсомольского и кавлеровского районов 32
2.1. Комсомольский оловорудный район 32
2.1.1. Минеральные ассоциации и стадии первичного минералообразования 36
2.1.2. Главные галогенные минералы 40
2.2. Кавалеровский оловорудный район 45
2.2.1. Минеральные ассоциации и стадии первичного минералообразования 46
2.2.2. Главные галогенные минералы 51
ГЛАВА 3. Специфика зоны гипергенеза исследуемых рудных районов 57
3.1. Сравнительные черты морфологии и минералогии зоны гипергенеза 57
3.2. Зональность профиля окисленных руд и стадийность образования минералов 70
3.2.1. Гипергенные и техногенные минералы как показатели уровня экологической активности техногенных систем. 78
ГЛАВА 4. Генетическая характеристика зоны гипергенеза 81
4.1. Экспериментальное исследование механизма окисления главных сульфидов 85
4.2. Факторы формирования зоны гипергенеза 98
ГЛАВА 5. Экологическая характеристика гипергенеза и техногенеза оловорудных месторождений дальнего востока 107
5.1. Техногенные системы и их воздействие на природные составляющие 109
5.1.1. Техногенные системы Кавалеровского и Комсомольского оловорудних районов 111
5.1.2. Экологические последствия воздействия техногенных систем на окружающую среду и человека 117
5.2. Процессы почвообразования и появление растительности в техногенных системах 132
5.3. Гипергенные, техногенные минералы и растворы —показатель состава рудничных вод и экологической обстановки 143
5.3.1. Состав гипергенных и техногенных минералов показатель загрязнения природных вод 143
5.3.2. Состав рудничных и шламовых вод показатель загрязнения природных систем 152
5.4. Экологическая схема гипергеных и техногенных процессов оловорудных месторождений 167
ГЛАВА 6. Экологические последствия воздействия оловорудной промышленности на здоровье населения 170
6.1. Воздействие токсичных элементов на организм человека и его последствия 178
6.2. Заболеваемость населения как результат негативного воздействия техногенных систем 187
ГЛАВА 7. Мероприятия по улучшению экологической обстановки оловорудных районов 206
7.1. Рекомендации по оздоровлению населения 212
Выводы 215
Литература 217
Приложение 250
- Кавалеровский район
- Минеральные ассоциации и стадии первичного минералообразования
- Сравнительные черты морфологии и минералогии зоны гипергенеза
- Экспериментальное исследование механизма окисления главных сульфидов
Введение к работе
Известно, что рудные тела на месторождениях в процессе разработки, особенно когда вскрываются, подвергаются активному воздействию агентов выветривания, к которым относятся атмосферные факторы (кислород, азот, углекислота), поверхностные воды, градиенты температуры и т. д. В результате в большинстве случаев образуется довольно мощная (иногда до 300 м и более) зона быстрого преобразования руд — зона гипергенеза, которая включает в себя зону окисления, зону вторичного сульфидного обогащения, а также измененные вмещающие породы (Смирнов, 1951, 1955). Зона окисления — верхняя, близкая к поверхности часть обогащенных сульфидами месторождений или рудных тел, расположенная выше уровня грунтовых вод, т. е. в зоне просачивания. Зона вторичного сульфидного обогащения — верхняя часть сульфидных месторождений, расположенная под зоной окисления ниже уровня грунтовых вод. Большой вклад в современное состояние учения о гипергенезе на рудных месторождениях и теоретические обобщения внесли отечественные ученые С.С. Смирнов, Ф.В. Чухров, А.И. Перельман, Т.Н. Шадлун, Л.К. Яхонтова, А.П. Грудев, В.Н. Авдонин и др.
Ведение на рудопроявлениях горнотехнических и технологических работ приводит к активным физико-химическим процессам, в результате которых образуются разнообразные техногенные минералы. Этот процесс назван техногенезом. Техногенез определяется совокупностью геоморфологических и минералого-геохимических процессов, вызванных производственной деятельностью человека. Несмотря на участие техники и человека, этот процесс в значительной мере стихийный.
Термин «техногенез» был введен А.Е. Ферсманом (1934) для обозначения группы геохимических явлений, входящих в класс гипергенных процессов, и сначала не отвечал полностью его буквальному смыслу. В дальнейшем значение термина было расширено. Техногенез включает широкий спектр геологических, геохимических и минералогических процессов, являющихся следствием деятельности человека. Этой сложной и интересной проблемой занимались и внесли большой вклад В.И. Вернадский, А.И. Перельман, М.А. Глазовская, В.В. Добровольский, В.Я. Монаков, В.Н. Авдонин, Б.В. Чесноков, Э.Ф. Емлин и др. ученые. В последнее десятилетие следует отметить интересные работы по минералогии техногенеза ученых Российской академии наук С.С. Потапова, А.А. Каздыма, Е.Б. Щербаковой, Г.Г. Кораблева, СБ. Бортниковой и других.
На активно разрабатываемых месторождениях взаимодействие техники и природы проявляется особенно отчетливо, со всеми противоречиями и проблемами, решение которых жизненно важно как для общества, так и для природы в целом. К числу процессов, сопровождающих промышленную отработку, относятся: сдвижения горных масс, обрушения, оползни, техногенные землетрясения, сели, возгорание руд, взрывы сульфидной пыли, минерализация вод, коррозия машин и механизмов, деградация почвенного профиля, разрушение биогеоценозов, эндемические болезни и т. д. Техногенез является определенным этапом в общей геологической истории рудного района и модифицирует важнейшие геодинамические процессы в главных внешних оболочках планеты: атмо-, гидро-, био- и литосфере. Отсюда анализ техногенеза является одной из важнейших задач теоретической и прикладной геологии. От решения этой задачи зависит геологическое будущее Земли, а главное — здоровье людей, живущих на ней. Необходимо осознать геологические аспекты техногенеза как глобального процесса, преобразующего лик Земли не всегда в лучшую сторону. В отличие от всех других геологических явлений техногенез должен быть процессом управляемым. Многие экологические проблемы, связанные с горным производством, рассмотрены в классических работах В.И. Вернадского, А.Е. Ферсмана, К.Н. Трубецкого, К.Н. Мирзаева, Н.Ф. Ремерса, Ю.У. Саета, А.И. Перельмана, М.А. Глазовской, В.В. Иванова, В.Т. Трофимова, В.И. Осипова, Н.А. Шило и других авторов. В научной литературе (Колотов и др., 1970; Аржанова, 1976; Киселева и др., 1979; Елпатьевский и др., 1983; Борисова и др., 1992; Косолапов, 1996; Крупская, 1998; Бортникова, 2001 и т. д.) имеются интересные результаты исследований, показывающие воздействие токсичных составляющих техногенной системы на экосферу (воздух, почву, растительность и живые организмы). Эти публикации позволили автору провести сравнение и подтвердить правильность и необходимость собственных исследований.
Вопросам минералогии гипергенеза и техногенеза колчеданных и медноколчеданньгх месторождений Урала уделялось внимание как в предыдущие годы (Вертушков, 1940; Шадлун, 1948; Читаева, 1967; Авдонин, 1984; Богатырев и др., 1986; Чесноков и др., 1987; Емлин, 1991), так и в настоящее время (Щербакова, 1995; Макаров и др., 2001; Кораблев, 2002; Максимович и др., 2003). Следует отметить и другие публикации (Карасик, 1946; Чухров, 1950 а, б; Крейтер и др., 1958; Некрасов, 1959; Витовская, 1960; Яхонтова, 1061; Лукашев, 1964; Дубинина, 1966, 1968; Средобольский, 1976; Жданов, 1989; Бортникова и др., 1996; Юргенсон, 1997; Тарасенко, Зиньков, 2001 и т. д.) по исследованию вторичных минералов на различных типах месторождений. На оловорудных месторождениях этими вопросами практически не занимались (Вишневский, 1959; Маршукова и др., 1977; Чистякова и др., 1977; Жданов, 1989).
В диссертации рассматриваются вопросы гипергенной и техногенной минералогии, геохимии и экологических последствий техногенных систем оловянных и оловосульфидных месторождений практически не имеющие обсуждения в литературе. Своей работой автор надеется внести некоторый полезный вклад как в фундаментальные вопросы минералогии и геохимии современных процессов, так и в практическое решение назревших в настоящее время проблем рекультивации отходов горнорудного производства.
Кавалеровский район
Нижняя — берриас-валанжинская (журавлевская и ключевская свиты) часть характеризуется преобладанием в разрезе алевролитов с горизонтами «гидробудинитов», обломками и глыбами песчаников, представляющих результат консадиментационных оползневых явлений. Экзотические глыбы верхнепалеозойских известняков и кремней крайне редки. На отдельных участках в журавлевской свите отмечаются потоки высоко титанистых пикритов и базальтов внутриплитного типа (Голозубов и др., 1992).
Готерив-альбскую часть разреза представляют отложения усть-колумбинской, приманкинской, каталевской, дивненской, светловодненской и лужкинской свит. Характерной особенностью их является значительное преобладание песчаниковой составляющей и наличие многочисленных горизонтов двух- и трехкомпонентного флиша. Разрез состоит из четырех мегаритмов, в основании которых доминируют песчаники, а в кровле — алевролиты. Песчаники часто содержат включения дресвы и мелкого щебня алевролитов, составляющих 10-15% объема породы. Эти включения представляют собой фрагменты кровли предшествующих ритмов. По составу нижнемеловые песчаники достаточно однообразны и представляют собой аркозы, граувакковые аркозы, реже граувакки. Мелкозернистые разности на 80-100% состоят из обломков кварца и полевых шпатов, постоянна примесь биотита. С увеличением зернистости возрастает роль обломков, как осадочных (алевролиты, кремни, известняки), так и магматических и метаморфических (граниты, риолиты, базальты, слюдистые сланцы и кварциты) пород. Грубообломочные породы содержат хорошо окатанную гальку кремней, редко — песчаников и алевролитов, а угловатые обломки представлены исключительно алевролитами и алевроаргиллитами.
Восточную часть Кавалеровского района слагают породные комплексы Таухинского террейна, являющиеся фундаментом слабо дислоцированных покровов позднемеловых и палеоценовых вулканитов. Тектоностратиграфический разрез этой части района включает три перекрывающих друг друга структурные единицы, которые В.В. Голозубов с соавторами (1992) предложили называть субтеррейнами.
Силинский субтеррейн образован сдвоенным разрезом средне-поздней юры и барриас-валанжина. Колонки отложений обоих структурных уровней во многом идентичны и включают нормально слоистые породы поздней юры и берриас-валанжина, перекрытых валанжинской олигостромой. Юрско-берриасовые отложения представлены ердагоуской свитой, имеющей двучленное строение. Нижнюю часть слагает толща базальтов, мощностью до 120 м, перекрытая пестроцветными кремнями, переслаивающимися с кремнисто-глинистыми породами, кремнистыми туффитами и пепловыми туфами суммарной мощностью до 50 м. Берриас-валанжинская (силинская) толща согласно перекрывает ердагоускую свиту и сложена алевролитами и аркозовыми песчаниками с прослоями и линзами гравелитов и кремнистых пород, расчлененных на четыре пачки. Первая (до 1000 м) представлена алевролитами с горизонтами алевролито-песчаникового флиша; вторая — преимущественно песчаниковая (450 м); третья (до 1000 м) — флиш, в котором алевролитовая составляющая растет вверх по разрезу; четвертая (до 1050 м) — олигостромовая, сложенная алевролитами с прослоями песчаников. Песчаники часто превращены в будиниты, названные Ю.Н.
Размахниным (1971) «гидротектонитами». Они часто содержат глыбы карбон-пермских и средне-, верхнетриасовых известняков, кремней базальтов. Горбушинский субтеррейн включает нормально-слоистую часть, перекрытую олигостромовой толщей. Нормально-слоистая часть разреза представлена пластиной, состоящей из нескольких (от 3 до 5) горизонтов, закономерно перекрывающих друг друга, суммарной мощностью до 2300 м. Пластины сложены кремнистой и песчаниковой толщами горбушинской серии. Кремнистые отложения представлены серыми и белыми, редко сургучно-красными кремнистыми и кремнисто-глинистыми сланцами. Они часто многократно повторены в разрезе, чем объясняются раздувы до 600-700 м. Песчаниковая толща (до 700 м) согласно перекрывает кремнистую и состоит, главным образом из серых и светлосерых аркозовых песчаников, часто содержащих включения черных алевролитов, зеленоватых кремнисто-глинистых сланцев, кремней и известняков. В верхних частях разреза появляются линзы кремнекластических дресвяников и осадочных брекчий, близких по облику к тектоническим и, по-видимому, отражают эпизоды локального олигостромообразования. Подстилающая олигострома содержит глыбы и небольшие пластины «горбушинских» песчаников и плитчатых кремней. Вверх по разрезу количество таких глыб увеличивается, и порою, матрикс виден только в интерстициях между тесно сжатыми глыбами. Устиновский субтеррейн образован устиновской толщей нормально сложенных терригенных пород берриас-валанжинского возраста, согласно перекрытых олигостромовой толщей. В основании разреза устиновской толщи залегает горизонт слоистых алевролитов, имеющих тектонический контакт с подстилающими микститами. Алевролиты перекрыты пачкой грубообломочных пород — конгломератов, гравелитов, грубозернистых гравийных песчаников — мощностью до 250 м. Выше по разрезу они сменяются переслаивающимися песчаниками и алевролитами суммарной мощностью до 300 м, причем в верхней части алевролиты резко преобладают. Завершает разрез устиновского субтеррейна толща микститов-алевролитов с линзами включениями и глыбами песчаников, кремнистых пород, реже — гравелитов и конгломератов, общей мощностью не менее 500 м.
Минеральные ассоциации и стадии первичного минералообразования
Химическим анализом в касситерите установлены Si, А1, Ті, Fe, Mn, Ca, W, Zr, Nb и Та, а полуколичественным спектральным анализом — As, Pb, Sb, Cu, Ag, V, Ga.
Арсенопирит преобладает среди сульфидов, в рудных зонах распространен неравномерно: в месторождениях оловянного типа Придорожное и Лунное он является главным среди сульфидов, а в Солнечном и Перевальном — редок. С касситеритом арсенопирит имеет сложные генетические отношения. Чаще он корродирует и цементирует его раздробленные зерна и кристаллы. Иногда в рудных агрегатах наблюдается чередование арсенопиритовых и касситеритовых зон.
Арсенопириту свойственны идиоморфные кристаллы, габитус которых меняется по мере снижения температуры. Для ранних стадий характерны короткопризматические кристаллы, а для поздних удлиненнопризматические и шестоватые. Иногда этот минерал выделяется в виде мелкой вкрапленности в турмалините. Изоморфные и неправильные зерна и кристаллы арсенопирита обычно цементируются пирротином, сфалеритом, халькопиритом и другими сульфидами. Химическим и спектральным полуколичественным анализами в арсенопирите определены следующие элементы-примеси — Си, Pb, Со, Ni, Bi и Sb. Пирротин в изучаемом районе является наиболее типичным сульфидным минералом, но распространен неравномерно. На одних месторождениях (Солнечное, Озерное и Перевальное) он образует мощные мономинеральные жилы, а на других (Придорожное и Ветвистое) проявлен незначительно. Выделяются две генерации пирротина. Пирротин первой генерации образует вкрапленность, прожилки и гнезда в турмалините и кварце, а также массивные обособления в виде мощных жил, рассекающих кварцевые турмалиниты и касситерит-арсенопиритово-кварцевые жилы. Пирротин второй генерации образует тончайшие нитевидные прожилки и пластинчатые кристаллы в олигоните, секущие более ранние сульфиды — сфалерит, станнин и др. Резко преобладает пирротин первой генерации. Химическим и спектральным полуколичественным анализами отмечаются в пирротине следующие элементы-примеси: Ni, Со, Bi, Си, Pb, Zn, Sb, Sn и Mn. Пирит и марказит довольно широко распространены в верхних частях минерализованных зон. На нижних горизонтах оба сульфида отмечаются в составе поздних кальцитовых прожилков, развитых в измененных вмещающих породах. Марказит практически не изучен. Выделяется пирит двух генераций. Ранний пирит установлен в кварцевых жилах в ассоциации с арсенопиритом. Он распространен повсеместно. В большинстве случаев пирит относится к числу поздних минералов, и образовался, как и марказит, за счет пирротина в результате воздействия на него поздних гидротермальных растворов. Пирит поздней генерации слагает агрегаты из грубопластинчатых метакристаллов. Химическим и спектральным анализами в пирите установлены: As, Bi, Sb, Со, Ni, Та, Zn, Pb и Sn.
Сфалерит в рудах является подчиненным минералом. Наиболее распространен на месторождении Перевальное, а также в достаточных количествах на Фестивальном рудопроявлении. Выделяются две разновидности сфалерита — высоко- и низкотемпературный. Высокотемпературный сфалерит наиболее распространен. Он характеризуется наличием эмульсионных включений, продуктов распада твердого раствора — халькопирита и пирротина. Сфалерит, более поздний по отношению к арсенопириту и касситериту, замещается галенитом. Низкотемпературный сфалерит, распространенный преимущественно в верхних частях рудных зон, присутствует в виде продуктов распада в других минералах: в виде звездчатых вьщелении в халькопирите, а также в станнине.
По физическим свойствам высоко- и низкотемпературный сфалерит не различаются. Оба относятся к высокожелезистой разности — марматиту. Цвет их меняется от темно-коричневого до черного. В качестве примесей в сфалерите установлены: In, Cd, Мп и Sn.
Халькопирит распространен во всех минерализованных зонах, но наиболее — на месторождении Фестивальное, где концентрируется в верхних горизонтах. В процессе минерализации халькопирит выделялся дважды. Наиболее распространен халькопирит первой генерации, отлагавшийся непосредственно за высокотемпературным сфалеритом. Морфология выделения этого халькопирита — гнезда, прожилки и линзоподобные образования. Ранний халькопирит корродирует арсенопирит, а его взаимоотношения с галенитом свидетельствуют об их близкой кристаллизации. Халькопирит второй генерации распространен мало. Он образует мелкие зерна неправильной формы или прожилковидные выделения, рассекающие и корродирующие ассоциирующие с ним сфалерит и пирротин. Для него характерны сростки со станнином и галенитом. Химическим анализом в халькопирите отмечаются: Ag, In, Sb и Bi.
Галенит преобладает на рудопроявлении Перевальное. Выделен галенит двух генераций. Галенит первой генерации выделяется в виде линзовидных и прожилковых обособлений, рассекающих и корродирующих ранее образованные сульфиды: арсенопирит, пирротин, сфалерит, а в отдельных случаях и станнин. Галенит второй генерации ассоциирует с пирротином, сфалеритом, халькопиритом, пересекая и корродируя эти минералы. Иногда вместе со сфалеритом галенит выполняет интерстиции между пластинчатыми зернами пирротина. Химическим анализом в галените установлены примеси: Sb, Ag и Bi. Станнин, относительно распространенный в рудах, неизменно появляется в ассоциации с сульфидами. Станнин образовался различными путями: при взаимодействии растворов, содержащих медь и серу, с ранее выделившимся касситеритом, при одновременном отложении с другими сульфидами, особенно со сфалеритом, при распаде твердого раствора в сфалерите и халькопирите как реакционное образование на контакте более позднего касситерита, секущего сульфиды. Этот минерал постоянно возникал на контакте поздних карбонатных прожилков со сфалеритом. Станнин нередко псевдоморфно замещает сфалерит. В ассоциации с сульфидами станнин является более поздним. Он выделяется позже арсенопирита, пирротина, а также сфалерита и раннего халькопирита, хотя с последними сульфидами иногда образует почти одновременные выделения. Рентгеноспектральным анализом в станнине установлены примеси: Zn и As.
Сравнительные черты морфологии и минералогии зоны гипергенеза
Интенсивность гипергенных процессов на месторождениях как в Комсомольском (Фестивальное, Придорожное, Солнечное, Перевальное и др.), так и Кавалеровском (Дубровское, Арсеньевское, Хрустальное, Высокогорское и др.) районах различна, хотя они проявляются повсеместно и достаточно активно (Постникова, Яхонтова, 1984; Зверева, 1996). Переменным является сам профиль зоны гипергенеза, положение в нем отдельных горизонтов, глубина развития и интенсивность происходящих в них процессов. Все перечисленные особенности связаны с характером проявления факторов формирования окисленных руд на различных месторождениях. Можно сказать, что границы окисленных руд повторяют контуры гипогенных руд, часто значительно расширяясь за счет гипергенных образований во вмещающие породы. Мощность окисленных руд колеблется в широком интервале — 10-250 м.
Схематические вертикальные разрезы зоны гипергенеза для всех изученных месторождений приведены на рис. 4, 5. С учетом характера первичных руд и вмещающих пород на разрезах показаны глубокоокисленные, полуокисленные и слабоокисленные руды с участками вторичного сульфидного обогащения. Мощность зоны гипергенеза и ее горизонтов представлена в максимальном развитии. Схемы построены с целью наглядного показа принципиальных моментов в истории формирования профилей зоны гипергенеза. Мощность зоны гипергенеза на месторождениях различна и меняется в значительных пределах (в метрах): Солнечном — 20-200, Придорожном — 20-150, Фестивальном — 20-250, Перевальном — 10-120, Дубровском — 20-150, Арсеньевском — 30-200, Хрустальном — 50-250 и Высокогорском — 20-100. Горизонт глубокоокисленных руд имеет максимальную мощность только на месторождениях Фестивальное (около 70 м) и Перевальное (достигает 50 м), а на остальных — его мощность сокращается: до 20 м (Солнечное, Придорожное), первые метры (Дубровское, Высокогорское) или отсутствует совсем (Арсеньевское, Хрустальное).
Классическим считается профиль зоны гипергенеза, в котором глубокоокисленные руды (железная шляпа) сменяются полуокисленными, а далее переходят в слобоокисленные с цементационными образованиями близ их нижней границы. Только здесь формирование зоны гипергенеза совершалось в условиях определенного баланса гипергенных факторов. Наличие такого профиля характерно для месторождений, отработка которых происходит одновременно как открытым (карьером, наличие которого обязательно), так и закрытым способом (штольнями). Единственное месторождение, которое имеет классический профиль, — Перевальное.
На Фестивальном (медно-оловянном) месторождении мощность зоны глубокоокисленных руд максимальная и может достигать 180 м (рис. 4). Ее нижняя граница распространения показана на схематическом разрезе (рис. 6). Профиль окисленных руд этого месторождения близок к классическому, но осложнен тем, что процессы цементации здесь известны на нескольких, в том числе и близких к поверхности, горизонтах. В разрезе зоны гипергенеза месторождений Солнечное и Придорожное горизонт глубокоокисленных руд (железная шляпа) имеет меньшую мощность (не более 20 м), а процессы вторичного сульфидного обогащения выражены слабее и приурочены к полуокисленным рудам. Отсутствие карьера (Арсеньевское, Хрустальное, Высокогорское) или его незначительные размеры (Дубровское) не позволили развиться мощному и хорошо сформированному горизонту глубокоокисленных руд на этих рудопроявлениях. Кроме того, когда горизонт глубокоокисленных руд незначительный по мощности, то можно предполагать, что имело место наличие размыва и сноса продуктов окисления, которые могли быть в обстановке сравнительно недавней и достаточно интенсивной эрозии рельефа местности на этих месторождениях.
Состав окисленных руд различных горизонтов зоны гипергенеза на всех изученных месторождениях очень похож, но отличается в частностях — ассоциациями, количественным соотношением гипогенных, гипергенных и техногенных минералов, мощностью и морфологией выделения. Как сам состав, так и количество гипергенных и техногенных минералов в зоне гипергенеза находятся в непосредственной зависимости от состава и количественных характеристик гипогенных руд (табл. 3,4). В таблицах все минералы располагаются в порядке уменьшения их распространенности на месторождении.
Экспериментальное исследование механизма окисления главных сульфидов
Проблема происхождения и образования минералов в зоне гипергенеза рудных месторождений является очень сложной. Первые представления о гипергенных процессах, происходящих на месторождениях полезных ископаемых, дает классическая гидрохимическая модель формирования окисленных руд. Основополагающая идея данной модели заключается в том, что разрушение первичного, или жильного, материала руд под воздействием кислородсодержащих растворов обычно сопровождается формированием водного раствора. Из последнего посредством высаждения (кристаллизации), а также в результате ряда химических превращений (гидролиз, окисление, обмен и др.) происходит гипергенное минералообразование (Finch, 1904; Винчелл, 1907; Emmons, 1917; Смирнов, 1951,1955; Перельман, 1968, 1972 и др.). Химизм указанных процессов отражается уравнением разрушения первичных минералов, в которых обычно соблюдается лишь баланс вещества. Большую роль в формировании зоны гипергенеза играют следующие факторы: климат, рельеф местности, минеральный состав руд, вмещающих пород и их текстурная характеристика, тектоника и пр. Развитие гипергенеза протекает по стадиям. Начальная стадия формирования окисленных руд в основном маркируется образованием сульфатов и отчасти оксидов и гидроксидов. Карбонаты, силикаты и основная масса гидроксидных минералов принадлежат конечной стадии гипергенеза. В соответствии с этой моделью классический профиль зоны гипергенеза включает глубокоокисленные, полуокисленные и слабоокисленные руды. В ряде случаев такой профиль осложнен процессами вторичного сульфидного обогащения руд. Первые попытки конкретизировать условия образования гипергенных минералов принадлежат Ф.В. Чухрову (1950). В его работе, посвященной изучению зоны гипергенеза сульфидных месторождений степной части Казахстана, показаны возможные условия образования многих гипергенных минералов (сульфатов, арсенатов, карбонатов и силикатов). Выявлено значение таких условий минералообразования, как степень разбавленности сернокислых растворов, величина окисленного потенциала растворов и характер гидролитического эффекта, определена роль концентрационных порогов компонентов в растворах и произведений растворимости формирующихся твердых фаз.
Очень важные экспериментальные данные о состоянии растворов, концентрации в них различных ионов в условиях щелочности-кислотности среды, образования минералов из группы гидроксидов железа (лепидокрокит, гетит, гематит, акаганеит и др.) были получены коллективом сотрудников ИГЕМ АН СССР под руководством Ф.В. Чухрова (1975). Дополнительные данные по условиям формирования минералов окисленных руд на сульфидных, арсенидных и сульфоарсенидных отечественных месторождениях содержатся в работах Т.Н. Шадлун, В.В. Щербины, И.В. Витовской, В.Н. Дубининой, Л.П. Ермиловой, Л.К. Яхонтовой, Б.Н, Сребродольского, В.Н. Авдонина, И.М. Голованова и др.
Позднее процессы, происходящие в зоне гипергенеза рудных месторождений, рассматриваются с позиций электрохимической модели, учитывающей электрохимические взаимодействия между минералами-полупроводниками и растворами-электролитами (Свешников, 1967; Рысс, Воронин, 1971; Воронин, 1972; Nickel et al., 1974; Яхонтова, Грудев, 1978). При этом некоторыми представителями этого направления (Г.Б. Свешниковым, Ю.С. Рысс, Д.В. Ворониным, Е.Н. Nickel) механизм формирования минералов зоны гипергенеза рассматривается как совершающийся в обстановке «руды под током», который возникает в рудном теле месторождения в результате работы природных микрогальванических элементов. В последних одни первичные минералы играют роль катода, а другие — анода. Гипергенные минералы, согласно этим представлениям, рассматриваются в виде продуктов анодных или катодных процессов, концентрирующихся в соответствующих участках разреза и площади рудного тела. Образование каждого минерала описывается свойственными для него электрохимическими характеристиками (плотностью протекающего тока, временем его протекания и др.).
Авторами другого, электрохимического, направления (Яхонтова, Грудев, 1966; 1973; 1974; 1978) процессы, происходящие в зоне гипергенеза, рассматриваются с позиции коррозионной модели (электрохимическая модель без протекающего тока). Основные положения данной модели заключаются в том, что окислительно-восстановительная реакция разрушения рудного минерала-полупроводника сопровождается выделением или захватом электронов, т. е. гальваническим эффектом, а ее направленность и результативность зависят от возможностей среды (растворов и контактирующих минералов) принимать или отдавать электроны минералу. Главную роль в осуществлении окислительных реакций играет основной природный окислитель — кислород, растворенный в природных водах. Следовательно, решающее значение имеет не протекание тока — непосредственного продукта химической реакции, а «катодный эффект» в среде, в омывающем минерал электролите, или на контактирующем минерале, занимающем катодное положение в этой системе. Начальный процесс окисления минералов происходит как коррозия, при которой минеральный электрод под воздействием окружающей среды подвергается окислению и, следовательно, разрушению. Коррозионная модель развития зоны гипергенеза учитывает действие факторов, формирующих зону гипергенеза и выявленных классическим гидрохимическим представлением. Практически она опирается на достижения классического учения о зоне гипергенеза.
