Экзогенные источники. Экзогенные. Экзогенная серия
 Скачать 45.72 Kb.
|
|
агрегатов зерен, содержащих полезные минералы (золото, платина и др.). Из минеральных агрегатов в процессе транспортировки и соударений тяжелые минералы высвобождаются и сразу оседают на дно. Поскольку осадок достаточно рыхлый, тяжелые частицы практически не успевают передвинуться вдоль по потоку и проседают к плотику. Выделяются девять типов рудных формаций россыпных месторождений. 1. Формация золота представлена современными аллювиальными, древними (палеогеновыми и мезозойскими) аллювиальными и карстовыми, а также прибрежно-морскими россыпями. 2. Формация платины включает в себя современные аллювиальные долинные и террасовые, прибрежно-морские террасовые россыпи. 3. Формация алмазов представлена современными аллювиальными, прибрежно-морскими, древними аллювиальными и карстовыми россыпями. 4. Формация ильменит-рутил-циркон- монацитовая включает современные прибрежно-морские россыпи. 5. Формация олова включает современные аллювиальные и прибрежно-морские россыпи. 6. Формация магнетита и титаномагнетита представлена прибрежно-морскими россыпями. 7. Формация янтаря включает прибрежно-морские россыпи. 8. Формация камнесамоцветная представлена аллювиальными россыпями агатов, сердолика, горного хрусталя, изумрудов и других драгоценных и поделочных камней. 9. Формация техногенная представлена россыпями золота и минералов платиновой группы в шламах и хвосто- хранилищах обогащения медно-никелевых сульфидных руд и в центральных отстойниках обогащения строительных песков и гравия. 2.2.2. Хемогенные осадочные месторождения В рассматриваемый класс входят месторождения эвапоритов (каменных солей), бурых железняков, оксидных и карбонатных руд марганца, железомарганцевых конкреций океанического ложа, части бокситов. Эвапоритовые месторождения включают в себя все запасы галита, сильвинита, природной селитры, соды (троны), бишофита, мирабилита, тенардита, гипса, ангидрита, боратов, части цеолитов, известняков и доломитов. Из рассолов, сопровождающих эвапоритовые отложения, извлекают такие ценные элементы, как J, Вг, В, Rb, Cs, Sr, Li, Tl. Только из морской воды ежегодно добывается порядка 250 тыс. т магния, 100 тыс. т брома. Среди рассматриваемых месторождений выделяется два типа: сформированные из истинных растворов и из коллоидов. К первому типу относят месторождения солей и рассолов, ко второму — металлов. Образование месторождений каменных солей связывают с процессом соленакопления в осадочных солеродных бассейнах — галогенезом. Выделяют три типа галогенеза: хлоридный, сульфатный и содовый. В рассматриваемых типах галит является сквозным и доминирующим во всех галогенных отложениях. Сильвин также может присутствовать во всех ассоциациях, однако наиболее широко распространен в хлоридной и сульфатно-хлоридной группах. Характерными чертами рассматриваемых месторождений являются: отчетливый географический и палеогеографический контроль солеобразования, который заключается в связи с аридными климатическими зонами и выравненным рельефом; локализация в соленосных преимущественно хемогенно-осадочных толщах и связь с первично-красноцветными тонкообломочными отложениями; отчетливый стратиграфический контроль рудных залежей; хроностратиграфическая неравномерность распределения запасов солей, наличие эпох солевого осадконакопления; расположение месторождений в крупных депрессионных зонах, отличавшихся интенсивным некомпенсированным опусканием и высокой скоростью накопления каменных солей; пластовая, иногда штоковидная форма рудных тел с большой мощностью, достигающей 700 — 800 м, и площадью распространения, составляющей от 5 —6 до 100 тыс. км2 и более 1 млн км2; характерные тонколистоватые текстуры руд, часто нарушенные оползневыми деформациями, присутствие текстур растворения; частые проявления соляной тектоники, обусловленной способностью каменных солей к вязкому течению; обязательное присутствие в разрезах перекрывающей соли бронирующих глинистых толщ. Солеобразование отмечено во всех геологических периодах начиная с раннего докембрия и до современной эпохи. Однако наиболее крупные скопления каменных солей сопровождают эпохи завершения крупных геотектонических циклов — байкальского (кембрий), каледонского (силур —ранний девон), герцинского (поздняя пермь), киммерийского (поздняя юра—ранний мел), альпийского (миоцен). Солеродные бассейны существенно различаются своими размерами (от первых тысяч до миллионов квадратных километров). Залежи каменной соли занимают различные части от площадей бассейнов, составляя от 6 до 70%. Месторождения калийных солей всегда располагаются внутри галитовых бассейнов, занимая от 5 (Рейнский грабен) до 24 % (Предкарпатский прогиб) и даже 40% (Верхнекамское месторождение). Наиболее крупными солеродными бассейнами были кембрийские Восточно-Сибирский и Ирано-Пакистанский и пермские — Восточно-Европейский и Западно-Европейский. Пласты каменных солей характеризуются внутренним ритмичным строением. Как правило, в основании ритмов залегают гипс- ангидритовые слои, выше переходящие в галитовые, сменяющиеся карналитом. Соленосные формации могут слагать толщи мощностью до 700 м и более. Калийные соли занимают часть от гали- товых толщ и встречаются либо в виде маломощных (0,5— 1,5 м) прослоев и линз, либо одного или многих мощных (до 25 м) пластов. Характерными особенностями эвапоритовых месторождений являются проявления галотектоники — вязкопластических деформаций солей и соленосных глинистых пачек. О механизме образования каменных солей существует несколько гипотез. По одной из них (Я. Г. Вант-Гофф, К. С. Курнаков и др.), соли образуются из морских вод путем их естественного солнечного испарения. По Я. Г. Вант-Гоффу, предполагается следующая последовательность солеобразования: кальцит + доломит — гипс — галит + гипс — галит + ангидрит — галит + полигалит — астраха- нит + эпсомит — сульфаты калия и магния — каинит — карналлит — бишофит. К. С. Курнаков предложил более простой ряд: гипс (CaS04-2Н20) — галит (NaCl) — эпсомит (MgS04-7H20) — гек- сагидрит (MgS04-6Н20) — карналлит (КС1 • MgCl2 * 6Н20) — бишофит (MgCl2*6H20) — бораты. Согласно А. Оксениусу (гипотеза баров) соли накапливаются в замкнутом водоеме, отделенном от открытого бассейна подводным или надводным барьером (баром). За счет интенсивного испарения в жарком климате уровень воды в заливе резко понижается, в результате чего из открытого бассейна поступают дополнительные объемы морской воды. Привнос растворенных солей при постоянном объеме воды в заливе обусловливает последовательную их концентрацию и выпадение из пересыщенных рассолов. М. Г. Валяшко развил эти представления, разделив солеродные бассейны на два типа: рапного озера и «сухого» озера. В первом из них существует рапа — густой раствор плотностью до 1,3 г/см3, в ассоциации с которым последовательно накапливаются карбонат, гипс, галит и сильвинит. Во втором типе преобладает твердая масса солей, в межзерновом пространстве которых имеется маточный рассол плотностью 1,3 — 1,4 г/см3. Кристаллизация калийных и магниевых солей из маточного рассола в «сухом» озере может происходить лишь в условиях его накопления в прогибах и испарения с открытой поверхности. Таким образом, накопление солей может происходить двумя путями: 1) в результате последовательного уменьшения площади солеродного бассейна; 2) путем концентрирования в межзер- новой жидкой фазе в разрезе ранее сформированных эвапоритов. Наиболее распространен первый механизм, который обусловливает формирование месторождений гипса, галита и небольших по мощности калийных пластов. Второй механизм встречается редко, но обусловливает мощный калийный или содовый рудо- генез. Месторождения, образованные из коллоидных растворов, являются главным поставщиком промышленных руд марганца (Чиатури, Никополь, Болыие-Токмакское в СНГ, Моанда в Габоне, объекты добычи в Марокко, ЮАР). Они представляются важным источником промышленных оолитовых (бурожелезняковых) руд железа (месторождения Керченское, Аятское, Колпашевское в СНГ, Лотарингского бассейна в Германии, Клинтон в США, п-ва Ньюфаундленд в Канаде и др.). К этому типу относятся перспективные по своим огромным ресурсам железомарганцевые конкреции дна Мирового океана. Заметную роль играют относящиеся к этому типу осадочные бокситовые месторождения Северо-Ураль- ского бокситорудного района, Венгрии, Сербии и Черногории, Боснии и Герцеговины, Ямайки и Гаити. Рассматриваемые месторождения имеют следующие характерные особенности: ассоциация месторождений с сероцветными терригенными, туфогенно-осадочными, черносланцевыми и угленосными формациями гумидных климатических зон, выполняющими озерные, морские и океанические впадины; фациально- геохимическая и минеральная зональность оруденения относительно береговой линии; стратиграфический контроль оруденения, наличие металлогенических эпох, в которых сосредоточены наибольшие мировые запасы железа, марганца и алюминия; пластовая форма тел, оолитовые, конкреционные и микрослоистые текстуры руд. Месторождения располагаются в отложениях, которые накапливались в мелководных озерах, заливах, бухтах, лагунах и на океаническом дне с неактивным гидродинамическим режимом. Характерна ассоциация руд с мелководными глинистыми, мелкозернистыми песчаными, кремнистыми, туфогенными и карбонатными породами, слагающими трансгрессивно-регрессивные серии. Наиболее крупные месторождения бурых железняков и оксидных марганцевых руд занимают обширные мульды в платформенном чехле. В целом Н. М. Страховым отмечено закономерное распределение концентраций алюминия, железа и марганца в направлении от континента к морским обстановкам, т.е. от их источника — латеритных кор выветривания. Для железа наблюдается следующая зональность руд по мере удаления от береговой линии: оксидные (коричневые); оксидные и гидросиликатные (табачные); оксидные с сидеритом и анкеритом и гидроксидами марганца (икряные); сидеритовые; пирит-марказитовые концентрации. Похожие изменения выявлены для марганцевых руд: пиро- люзит-псиломелановые (Мп02 и Мп02яН20); манганитовые МпО(ОН); родохрозитовые МпС03. Выделяют семь главных металлогенических эпох: докембрийскую, кембрийскую, ордовикскую, силурийскую, каменноугольную, юрскую и кайнозойскую, которые в целом связаны с периодами выравнивания и образования интенсивных кор выветривания. Для железа главными эпохами считаются протерозойская и юрская. Для докембрийских месторождений характерны преимущественно силикатные марганцевые руды, для палеозойских — оксидные и карбонатные, для олигоцена — гидроксидные. Для месторождений осадочных бокситов важнейшими эпохами являются: девонская, карбоновая, мезозойская, палеогеновая и плиоцен-четвертичная. Пластовая форма рудных тел и согласное их залегание в осадочных толщах прямо указывают на седи- ментационно-диагенетическое происхождение руд. Характерно тонкое переслаивание собственно рудных слоев и прослоев ра- кушняков, глин или песков, содержащих полезные компоненты в примесных концентрациях. Мощности рудных тел бурых железняков и оксидно-марганцевых руд составляют метры — десятки метров, протяженность — многие километры. Современные железомарганцевые конкреции дна Мирового океана прослежены до глубины 6 км и при дециметровых мощностях занимают огромные площади и соответствующие запасы, которых человечеству может хватить на несколько столетий. На плато Клипертон в центре Тихого океана уже начата экспериментальная их добыча. Диаметр конкреций — от первых сантиметров до многих дециметров, концентрации металлов в них достигают: Fe — 25 — 27 %, Мп — более 20%, Со — первые %, Си — 1,5%. Отмечаются также высокие концентрации Ni, V, Mo, Ti и др. Выделяются следующие рудные формации собственно хемо- генных осадочных месторождений: гипс-ангидрит-галитовая; га- лит-карналлитовая с солями магния; содовая; современных и древних рассолов с концентрациями бора, йода, брома, щелочных и щелочно-земельных металлов; бурых железняков с оолитовыми шамозит-гетит-гидрогетитовыми и сидеритовыми рудами; псиломелан-пиролюзитовая с родохрозитом; железомарганцевых конкреций дна Мирового океана; диаспор-бемитовая (бокситовая) в известняковых толщах; хемогенных известняков и доломитов. 2.2.3. Биохимические месторождения К биохимическим относят месторождения фосфоритов, кремнистых, карбонатных пород, сапропеля, торфа, лигнита, каменного угля и горючих сланцев. Месторождения фосфоритов. Фосфоритами называют породы с экзогенными концентрациями скрыто- или микрокристаллического апатита. Нижний предел таких концентраций составляет 5 — 12%, верхний — 35% Р205. Фосфориты могут формироваться в корах выветривания, рассмотренных ранее, и осадочным путем. В мировом балансе фосфатного сырья осадочные фосфориты составляют около 80 %. По особенностям состава выделяют три типа осадочных фосфоритовых месторождений: желваковые, ракушечные и зернистые. Последние включают в себя микрозернистые и собственно зернистые разности. Характерными чертами геологического строения рассматриваемых месторождений являются: приуроченность к континентальным осадкам, отложениям древних шельфов и внутриконтинен- тальных морей, отличавшихся высокой биопродуктивностью и проявлениями глубинных течений; ассоциация фосфоритов с крем- нисто-карбонатными, карбонатными, сероцветными терригенны- ми песчано-глинистыми и черносланцевыми формациями; наличие эпох фосфатонакопления, главными из которых являются венд- кембрийская, пермская и мел-палеогеновая; связь оруденения с депрессионными зонами, осложненными конседиментационны- ми поднятиями и впадинами; пластовая форма рудных залежей; седиментационно-обломочные, конкреционные, зернистые, слоистые и биогенные текстуры руд; повышенные концентрации ряда элементов (уран, стронций, редкие земли, фтор и др.). В мире известно более 20 крупных фосфоритоносных бассейнов с запасами пятиоксида фосфора более 100 млн т, которые располагаются в пределах шести фосфоритовых провинций. Характерно положение этих провинций вблизи современных или древних краевых частей континентов. Это связано с мелководноморским осадконакоплением, отличающимся высокой биологической продуктивностью и привносом растворенных соединений фосфора с континентов или донными океаническими течениями. А. В. Ильин выделяет соответственно внутриконтинентальные и окраинно-континентальные бассейны фосфатонакопления. В обоих типах бассейнов области фосфатонакопления протягивались параллельно береговой линии. Фосфориты могут накапливаться и в континентальных условиях. В этих случаях они представлены: образованиями кор выветривания; аллювиальными скоплениями фосфатизированных остатков ископаемых позвоночных; концентрациями экскрементов летучих мышей и птиц (гуано). Формирование фосфоритов определяется ландшафтными условиями. Так, для желваковых фосфоритов характерна локализация в понижениях дна мелководных частей бассейнов. Зернистые фосфориты локализуются в краевых частях широкого мелководного (глубины до 250 м) шельфа в зонах влияния восходящих глубинных океанических течений. Ракушечные фосфориты формируются в местах массового развития, отмирания и захоронения ископаемых моллюсков или рыб. Фосфатоносные толщи встречаются в разрезах как платформенного чехла, так и геосинклинально-складчатых областей. На платформах они связаны: с кварцевыми песками и песчаниками, обогащенными фосфатизированными остатками брахиопод (ра- кушечниковые фосфориты); песчано-глинистыми глауконитсодержащими отложениями (желваковые фосфориты); глинистыми горизонтами, обогащенными детритом ископаемых рыб и органическим веществом (олигоценовые ракушечные фосфориты). Во всех разрезах фосфатоносные толщи ассоциируют с сероцветными тер- ригенными формациями. В геосинклинальных толщах встречаются лишь зернистые фосфориты, которые залегают в основании трансгрессивных карбонатных толщ. Более 80 % фосфоритовых руд сосредоточено в отложениях трех эпох: венд-кембрийской, пермской и поздней мел-палеогеновой. Залежи фосфоритов имеют пластовую и пластообразную форму и значительную площадь. Все фосфориты характеризуются повышенными концентрациями радиоактивных, редких и рассеянных элементов: U, Th, Y, TR, Sc, V, Mo, Sr, Ba, Cr, F. О механизме переноса фосфора в морских водоемах имеется две точки зрения. По первой из них на подводные окраины континентов фосфор выносят глубинные восходящие океанические течения. Эта гипотеза была обоснована А. В. Казаковым, который считал, что обогащенный фосфором планктон, попадая на глубины от 300 до 1 ООО — 1 500 м, интенсивно растворяется, из-за чего происходит концентрация фосфора (до 300 мг/м3 и более). Такие холодные глубинные океанические воды обогащены растворенной углекислотой и в результате конвективных циркумокеанических течений поднимаются к краям континентов. Здесь вследствие прогрева, снижения давления и соответствующего удаления из растворов углекислого газа происходит выпадение кальцита и апатита. Согласно второй точке зрения в шельфовые зоны фосфатона- копления фосфор попадает в результате прибрежного апвеллин- га, который представляет собой восходящие течения, вовлекающие подповерхностные (до 200 — 250 м) воды. Такие течения формируются благодаря действию вертикального и горизонтального водообмена на шельфе в субтропических широтах примерно в 100 км от берега. Основной механизм извлечения фосфора из растворов представляется биогенным. Он по существу двухстадийный. Сначала происходит биоассимиляция фосфора микроорганизмами планктона, а также нектонной и бентосной фауной, затем — биоседиментация. Подчиненное значение имеет сорбция и соосаждение фосфора совместно с гидротермальными или терри- генными гидроксидами железа. Кристаллизация фосфатов кальция происходит в диагенезе путем осаждения из поровых вод. Здесь также большая роль отводится деятельности микроорганизмов, в частности цианобактерий. Химическому осаждению фосфатов способствует более щелочная реакция среды. Осадочные месторождения горючих полезных ископаемых. Важнейшими типами биогенных осадочных месторождений являются месторождения твердых горючих полезных ископаемых — торфа, лигнитов, бурых и каменных углей и горючих сланцев. Все они представляют собой в той или иной степени литофицированные концентрации собственно углеродистого органического вещества. Главным образом они сложены остатками низших и высших растений и микроорганизмов. Помимо углеродистого вещества в составе рассматриваемых осадочных образований принимают участие карбонатный, сульфидный, сульфатный, кремнистый и тер- ригенный материалы. |