Геохимия никеленосных латеритов

Мерой химической подвижности элементов, входящих в состав никеленосного латеритного профиля, служит скорость, с которой они выносятся просачивающимися водами. Трескасес в качестве подобной меры использовал отношение содержания элементов в дренирующих водах региона к их количеству в материнских породах. Такие отношения характеризуются некоторыми сезонными колебаниями, но порядок величин таков:

Все же ясной корреляции между подвижностями, полученными таким образом, и наблюдаемым поведением элементов в профилях не устанавливается. Ряд подвижности элементов, основанный на произведениях растворимости их гидроокислов, по-видимому, намного лучше позволяет качественно предсказывать их поведение:

Приведенные здесь цифры, рассчитанные по произведениям растворимости, являются десятичными логарифмами молярности ионов, находящихся в равновесии с гидроокислами при pH 7.

Указанные выше усредненные характеристики поведения элементов не отражают деталей процесса выщелачивания на разных стадиях. В нижеследующей таблице даны типичные изменения концентраций элементов в единице объема, установленные для начальных стадий выщелачивания в сапролитовых зонах Новой Каледонии и Сороако на острове Сулавеси. Оказывается, что для устойчивых элементов, поведение которых обычно сводится к остаточному накоплению, первоначально обнаруживается более заметный вынос, чем для элементов гипергенного обогащения. Подобная ситуация выше по профилю меняется на обратную:

Для Fe, Mn и Co сначала происходит снижение концентрации, а затем привнос в периферические каемки блоков. Можно предполагать, что эти элементы растворяются в более низком валентном состоянии и переотлагаются во внешних каймах вследствие окисления до более высокого валентного состояния.

Таким образом, растворимость или подвижность данного элемента в большой степени зависит от положения в пределах профиля выветривания.

Выщелачивание главных элементов. В процессе формирования латерита из профиля выщелачиваются магний и кремнезем. Несмотря на появление ячеистого окремнения, абсолютного накопления кремнезема в профиле обычно не происходит. Концентрация кремнезема на единицу объема почти всегда оказывается меньше, чем в исходной породе.

Изменение концентрации выщелачиваемых элементов с глубиной можно предсказать с помощью математической модели. Если равновесная концентрация выщелачиваемого элемента х в растворе постоянна, С (х), а встречная диффузия в профиле пренебрежимо мала, то количество х, остающееся в профиле, Q (х), в стационарном состоянии характеризуется следующим изменением с глубиной d (А — постоянная, связанная с растворимостью и коэффициентом диффузии):

С другой стороны, если имеет место ионообменное равновесие, так что С (х) = K*Q (х), то, по Голубеву и Гарибянцу, изменение Q с глубиной составит

Уравнение (5) приближенно описывает экспоненциальный градиент концентраций ниже точки перегиба, который уменьшается со скоростью vt/(l + K), где у — скорость нисходящего движения производящего выщелачивание раствора; D — эффективный коэффициент диффузии. С течением времени t в направлении потока образуется размывающийся фронт вещества. В остальном выражения, заключенные в скобки в уравнениях (4) и (5), при t = const практически идентичны для d > vt/(l + К). Уравнение (5) ближе к реальности, чем (4), но вследствие гетерогенного строения сапролитовых зон вряд ли можно легко разобраться, с каким случаем мы имеем дело.

Типичное поведение MgO в сапролите проявляется в профиле на сильно серпентинизированном перидотите месторождения Бонсора в Сороако, Индонезия. В этом профиле, показанном на рис. 13, поведение MgO более или менее точно следует предсказанной экспоненциальной зависимости. Преобразуя уравнение (4), получаем

Составив аналогичное уравнение для элемента у и объединив оба уравнения с уравнением (5), получим

На рис. 14 показана зависимость In [1 — Q (SiO2)/Q0(SiO2)] от In [1 — Q (MgO))/Q0 (MgO)] для трех типичных профилей месторождений Сороако и Бролга. Для того чтобы перевести данные опробования для MgO и SiO2 в переменные, примерно пропорциональные концентрациям этих компонентов в исходном объеме до усадки Q, использовались отношения MgO/Fe и SiО2/Fe. Пересчитанные подобным образом значения концентраций SiO2 и MgO наносились на график, что позволило выявить наличие отчетливой линейной корреляции для каждого изученного профиля. Наклон линейного тренда оказывается равным отношению A(MgO)/A(SiO2) в уравнении (7). Таким образом, полученное отношение является, по существу, отношением растворимостей этих двух выщелачиваемых элементов. Для профиля на серпентинитах оно близко к единице, а для профилей на несерпентинизированных породах и для профиля с нонтронитовой зоной оно составляет примерно 1,5—2,0. Диапазон колебаний величины данного отношения от 1 до 2 совпадает с обычными значениями отношения MgО/SiO2, установленными Трескасесом в пробах вод из Новой Каледонии.

Элементы гипергенного обогащения. Известны два минералогически различных типа гипергенного обогащения.

В окислах марганца: многие рассеянные элементы, включая Co, Ni, Zn и Y, в зоне гипергенеза накапливаются в асболане — образовании, сложенном в основном нерастворимыми окислами марганца. В результате наблюдается отчетливая корреляция этих элементов с Mn. Как отмечалось ранее, окислы марганца сохраняются в профиле вплоть до нижней границы лимонитовой зоны или до верхней границы зон нонтронитовой или ячеистого окремнения. Марганец, по-видимому, выщелачивается из ядер исходных пород в виде Mn2+ и затем окисляется до Mn4+. Он также выщелачивается кислыми растворами из приповерхностных лимонитов и переотлагается на более низких уровнях в связи с повышением щелочности растворов. Концентрация Zn, Y и Ni в асболане с глубиной увеличивается, а Co — уменьшается. В результате по мере увеличения глубины последовательно сменяют друг друга пики максимального гипергенного обогащения Co, Mn, Ni, Zn и Y.

В большинстве латеритных месторождений наблюдается примерно 10% спорадически распределенных профилей с исключительно сильным обогащением кобальтом и марганцем.

В силикатах: единственным элементом, проявляющим значительное гипергенное обогащение также и в силикатах, является никель. Он накапливается как в никелевом серпентине, образующемся вследствие ионного обмена за счет серпентина, так и в виде «гарниеритовых» жил или нонтронита, заместившего серпентин. Установлены также никеленосный вермикулит-хлорит и шухардит, но они редки.

Нижний «хвост» пика никелевого обогащения на рис. 136 по своей форме отвечает экспоненте. Как и следовало ожидать по теоретическим коэффициентам распределения (табл. 5), гипергенное обогащение никелем обычно бывает более сильным в серпентине (в случае его присутствия в профиле), чем в смектитовой или тальковой фазах и асболане.

Элементы остаточного обогащения. Fe, Cr, Al, а также рассеянные элементы Cu, Ti и Sc накапливаются в составе остаточных образований. Их концентрация отчетливо коррелируется с содержанием Fe, а процессы гипергенного обогащения на них не влияют. Все перечисленные элементы сначала переходят в раствор, но Fe и часть Cr в основании профиля окисляются и переотлагаются в сапролитовых корках в виде гётита. По-видимому, в основании профиля существует слабая тенденция относительного выноса Al и Ti, но в верхней части профиля in situ концентрация Al слегка возрастает. Профиль, изображенный на рис. 7, в этом отношении типичен. В верхней части зоны неперемещенных лимонитов лимонит обычно растворяется и переотлагается в виде более богатой алюминием конкреционной разности. Заметное разделение Cr и Fe наблюдается только в зоне феррикрета.

Из рис. 10 можно сделать вывод, что селективное растворение мелкозернистого лимонита с низким содержанием алюминия и хрома должно приводить к остаточному накоплению Al и Cr. Если такие растворы где-либо в другом месте отлагают феррикрет, то этот феррикрет будет обеднен в отношении Al и Cr и обогащен железом. Следовательно, феррикрет, образованный in situ, может быть относительно богат алюминием и хромом, а перемещенный феррикрет — относительно обогащен железом.

Феррикрет и перемещенные лимониты, а также мощные, широко развитые зоны ячеистого окремнения имеют весьма изменчивый состав. Коэффициенты обогащения для Al, Fe, Cr и Ti в феррикретах и лимонитах, приведенные в табл. 7, показывают широкие вариации. Между лимонитами in situ и перекрывающими их перемещенными лимонитами, в тех случаях когда они вообще выделяются, обнаруживается четкое различие. В некоторых случаях верхняя зона сильнее обогащена алюминием или хромом, в других — слабее. На месторождении Либердаде чрезвычайно сильное обогащение алюминием и титаном по сравнению с хромом и железом наблюдалось в зоне ячеистого окремнения.

Известны два фактора, которые могли бы объяснить подобное непостоянство. В пределах феррикретов и кремнистых шляп часто располагается высоко поднятое зеркало грунтовых вод. В образовании феррикретов большую роль играет латеральное перемещение растворов этого верхнего водоносного горизонта, а потому они часто развиваются на механически перемещенных лимонитах. Содержание алюминия в верхнем горизонте лимонитов может быть высоким из-за латерального перемещения компонентов габбро, выщелачиваемых из даек основного состава, залегающих в материнских породах, как на месторождении Фалькондо. В Гватемале на рудном теле Ла-Глория залегает непротяженный высокоглиноземистый поверхностный горизонт каолинит-лимонитового состава, в котором содержатся фенокристаллы в-кварца и кристаллы ксенотима и циркона, а также рассеянные элементы, происхождение которых определенно не связано с ультрабазитами. Думается, что эта порода образовалась как смесь материала лимонитовой зоны с кислым вулканическим пеплом.

Поведение титана объяснить трудно. Растворимость TiO2 в водных растворах чрезвычайно низка, она даже ниже, чем у Al2O3. В соответствии с этим на месторождении Либердаде Эссон и Карлос обнаружили, что титан дает наибольшие остаточные концентрации в ячеисто-кремнистой зоне. Однако, как следует из табл. 3, концентрации TiO2 в сапролитовых каймах на самом деле снижаются даже быстрее, чем концентрация Al2O3.

В нескольких профилях из числа приведенных в табл. 7 TiO2 оказывается компонентом с наименьшей остаточной концентрацией.

В неперемещенных лимонитах отношения устойчивых элементов подобны отношениям их в материнской породе, что иногда используется при геологическом картировании коренных пород. Этот метод аналогичен подходу, продемонстрированному на рис. 10 и касающемуся закономерностей распределения элементов в зернах разного размера. Однако с учетом упомянутых выше сложностей использовать картину распределения элементов в любом феррикрете или горизонте ячеистого окремнения для оценки пород, залегающих в основании профиля, крайне рискованно.

Баланс вещества в геохимическом профиле. Многие авторы пытались рассчитать количество породы, перешедшей в материал профилей in situ, однако большая часть таких попыток ограничивалась единичными отдельно взятыми профилями. В тех случаях, когда такое исследование выполняется для большой группы смежных профилей, обнаруживаются широкие вариации.

В качестве примера в табл. 8 и на рис. 15 показаны результаты расчета баланса Ni, Co и Fe в рудном теле Бонсора месторождения Сороако. Масса Ni, Co и Fe рассчитывалась по данным стандартного опробования разведочнобуровых скважин с использованием эмпирически найденных соотношений между содержанием железа и валовой плотностью породы. Мощность колонны пород Т, необходимой для накопления установленной массы никеля, кобальта и железа, вычислялась, исходя из среднего состава материнской породы. Требуемое количество разложенной породы T находится в пределах 20—100 м, в среднем составляя 30 м. Изученные профили попадают в три различные категории;

1. Сбалансированные профили. Первая категория представлена профилями, в которых количество выветрившейся породы, необходимое для накопления массы никеля, кобальта и железа, может быть сбалансировано путем добавления или удаления поверхностного горизонта лимонитов мощностью не более 5 м, как это показано стрелками на рис. 15. Из рис. 16 следует, что избыток или недостаток поверхностного лимонита в пределах указанных 5 м может быть объяснен локальным оползанием 15-метровых уступов рельефа на границу сапролитовой и лимонитовой зон. Ho в отношении профилей, для которых показан избыток Ni и (или) Co, такое объяснение не убедительно.

2. Профили с избытком никеля. Подобные профили обычно встречаются ближе к краям холмов, где значительную роль приобретает поверхностная эрозия. Участки с избытком Ni рассматриваются как неэродированные корни древнего латеритного профиля, подвергшегося значительной эрозии до образования наблюдаемого ныне лимонитового покрова. Поступление избыточного никеля с растворами, перемещенными по горизонтали на большое расстояние, считается маловероятным в связи с отсутствием каких-либо зон с дефицитом Ni, которые могли бы рассматриваться как бывшие источники никеля для таких растворов.

3. Профили с избытком кобальта. Избыток кобальта в таких профилях обычно сопровождается дефицитом никеля. Как правило, они встречаются на пониженных участках, в некоторых случаях под феррикретовой шляпой, слагающей поверхность плато. Проще всего возникновение таких профилей объясняется переносом кобальта в растворе при существенной добавке поверхностного лимонита, перемещенного при эрозии с соседних возвышенностей. Связь подобных профилей с топографией показана в работе Голайтли.