Стратиграфический и формационный анализы осадочных и осадочнометаморфических толщ

• Название: Стратиграфический и формационный анализы осадочных и осадочнометаморфических толщ
• Дата: 22.09.2018
• Размер: 172.8 Kb.
• Имя файла: Litologia.docx
• Тип: Документы; #51304
• страница: 5 из 8

12) Россыпные месторождения

Россыпные месторождения относятся к числу древнейших типов полезных ископаемых, освоенных человечеством. Их образование связано с геологической работой кор выветривания, разрыхляющих горные породы и руды, содержащие ценные минералы, и эрозионно-денудационных процессов, перемещающих обломки пород и руд и создающих местами благоприятные условия для накопления ценных минералов.

Россыпями называются рыхлые или сцементированные отложения обломочного материала, содержащие полезные минералы, которые имеют большой удельный вес и химически устойчивы к процессам выветривания. К ним относятся минералы: алмаз, касситерит, молибден, колумбит, танталит, циркон, ильменит, рутил, рубин и сапфир и, также самородные элементы золото и платина. Таким образом россыпь – экзогенное месторождение устойчивых на поверхности минералов, как правило, обладающих удельным весом выше, чем у породообразующих минералов.

По способу образования и месту отложения материала россыпи подразделяются на следующие основные типы: элювиальные, делювиальные, пролювиальные, аллювиальные, литоральные, гляциальные, эоловые.

Элювиальные россыпи образуются в «голове» разрушаемых коренных источников – т.е. на месте их выхода на поверхность. На выровненных водоразделах, при нулевом или незначительном смещении выветрелых пород, образуется элювий – щебнистая, песчанистая или глинистая порода, залегающая непосредственно над своим коренным источником или в непосредственной близости от него. При интенсивном, глубоком преобразовании скальных пород атмосферным воздухом, водой, солнечным светом, микроорганизмами, корнями растений образуются коры выветривания – плащеообразные залежи рыхлых пород мощностью от нескольких метров до 300 м и более. Нередко коры выветривания обогащены устойчивыми минералами за счет разрушения, растворения и выщелачивания менее устойчивых. Таким образом, в них образуются экзогенные месторождения золота, редких земель и других металлов, а также драгоценных камней, устойчивых в приповерхностных условиях. Элювиальные россыпи, достигающие крупного масштаба, обычно присущи тропическим странам (Венесуэла, Бразилия, Африка).

Делювиальные россыпи образуются на склоне ниже коренного источника. В большинстве случаев, благодаря наклону рельефа, продукты выветривания смещаются вниз по склону под воздействием силы тяжести, потоков грунтовых и поверхностных вод, мерзлотных процессов. Таким образом формируются склоновые (делювиальные) отложения, обычно щебнисто-дресвяно-глинистого состава, несортированные по размерности обломков, широко распространенные на пологих склонах гор и возвышенностей. Иногда в них формируются делювиальные россыпи золота и других ценных минералов, но, как правило, содержания их невысоки. Медленная скорость миграции обломков пород в безводной или мало обводненной среде не способствует дифференциации рудных минералов – их отделению от безрудных минералов и накоплению до промышленной концентрации. Значение делювиальных россыпей не велико, запасы как правило, незначительны, содержание полезных компонентов низкое из-за разубоживания их материалом пустых пород.

Наибольшее экономическое значение имеют аллювиальные и прибрежно-морские (пляжевые, шельфовые) россыпи.

Делювиальные отложения, попадая в область действия устойчивых водных потоков, подвергаются механической переработке в водной среде, образуя речные (аллювиальные) отложения. Интенсивность преобразования пород в долинах водотоков зависит от размера последних, крутизны наклона днища. В долинах горных рек и ручьев преобладают валунно-галечно-песчаные отложения, предгорных – галечно-песчаные, равнинных – песчано-глинистые. По мере выполаживания продольного профиля долин, удаления от источников сноса наряду с уменьшением размера обломков пород и руд растет степень их окатанности. В отличие от вышеописанных элювиальных и делювиальных отложений, аллювиальные толщи имеют четкое ритмично-слоистое строение – крупные обломки тяготеют к низам осадочных ритмов, а тонкозернистые осадки – к верхам.

Благодаря истиранию обломков жильных пород в аллювиальной толще, смещаемой водным потоком, происходит высвобождение из них золота и других ценных минералов. Благодаря высокому весу и малым размерам частицы ценных минералов проседают вниз, к основанию рыхлой толщи и верхам трещиноватых скальных пород, где накапливаются и образуют пласты промышленных аллювиальных россыпей. Легкие частицы безрудных минералов постепенно сносятся ниже по течению, еще более повышая концентрацию ценных частиц. Таким образом, долины водотоков работают, как природные обогатительные фабрики, накапливая полезные минералы, длительно поступающие из одного или нескольких (нередко удаленных друг от друга) коренных источников.

В поперечном профиле речных долин наблюдаются различные элементы их строения – поймы (наиболее низкие части, постоянно находящиеся в зоне действия водного потока) и террасы – выровненные площадки на склонах, отделенные от поймы и друг от друга ступенеобразными уступами. Происхождение террас обусловлено поднятием территории при непрекращающемся воздействии водных потоков. В пойменной части выделяется русло – наиболее углубленная часть долины, по которой протекает водный поток. В зависимости от скорости эрозии и её типа выделяются прямолинейные русла (преобладает глубинная эрозия) и извилистые (с преобладанием боковой эрозии). Для маршрутного шлихового опробования наиболее благоприятны речные косы на выпуклых изгибах русел (особенно их верхние по течению и приподнятые части), участки резкого расширения и ветвления долин, их коленообразные изломы, где более высока концентрация тяжелых минералов. Самым благоприятным участком для скопления тяжелых минералов являются обнажения трещиноватых скальных пород в русле реки (так называемые плотики), доступные для опробования. Вместе с тем опробованию должны подвергаться и отложения террас, и низовья боковых притоков (за пределами размыва ими аллювия главной реки).

Аллювиальные россыпи наиболее типичны для золота (Урал, Енисейский кряж, Восточная Сибирь, Якутия, Колыма, Чукотка, Дальний Восток, Аляска, северо-запад Канады, Вост. Австралия, Калифорния, Монголия), платины (Урал, Аляска, Хабаровский край, юг Якутии, Колумбия), реже для касситерита, алмазов, ювелирных камней.

По геоморфологической позиции аллювиальные россыпи делятся на долинные (пойменные, русловые, косовые фации продуктивного аллювия) и террасовые, по возрасту – молодые (неоген-плейстоценовые) и древние (в основном палеогеновые), по глубине залегания – неглубоко залегающие и погребенные.

В строении долинных россыпей выделяются следующие элементы: плотик (разрушенные коренные выходы в ложе долины, в трещины которого вместе с глинкой поступают частицы ценных минералов, нередко с наивысшим их содержанием); «пески» - насыщенные ценными минералами валунно-галечные, песчаные отложения в низах аллювиального разреза со значительной примесью глины, илов, нередко щебня пород ложа долины; «торфа» - слабо продуктивные или пустые породы любого гранулометрического состава в верхах разреза рыхлой аллювиальной толщи. Мощность «пласта» - т.е. продуктивной части разреза, независимо от её литологического состава, колеблется от долей метра до 2-5 м, в среднем обычно 1-2 м.

Протяженность наиболее крупных россыпей достигает 70-80 км (район Бодайбо в Иркутской обл.). Ширина россыпей колеблется от нескольких метров (ложковые «верховичные» россыпи) до километра и более.

Наиболее благоприятен для образования богатых россыпей умеренно расчлененный платообразный рельеф с широкими поверхностями выравнивания на водоразделах, разработанной лестницей террас, достаточно хорошо сформированными поймами. Порядок водотоков, несущих промышленные россыпи – от второго до седьмого, с максимальным накоплением металла в долинах третьего-четвертого порядка. В распадках мелких водотоков первого порядка способны образоваться и разместиться лишь мелкие по запасам «верховичные» россыпи, как правило, небогатые и по содержанию. Наиболее крупные долины седьмого порядка (Колыма, Лена и т.д.) также ограниченно продуктивны из-за значительного выноса и накопления в них пустых пород.

По возрасту максимум накопления россыпей золота в России приходится на плейстоцен (80-95 % запасов), особенно средний-верхний плейстоцен (самая богатая россыпь на планете – в речке Чай-Юрья на Колыме, где в небольшой долине длиной 17 км и её притоков добыто почти 300 т, имеет средне-верхнеплейстоценовый возраст). Из россыпных узлов с неогеновым возрастом месторождений выделяется район Клондайк на северо-западе Канады (300 т), а также россыпи Калифорнии, где пласты золотоносных песков местами перекрываются и метаморфизуются потоками молодых базальтов.

С недавнего времени стал выделяться новый генетический тип аллювиальных россыпей золота и платины – техногенный. В Чай-Юрьинской россыпи при массе добытого золота около 300 т техногенные запасы оцениваются в 60 т.

Флювиогляциальные россыпи. Аллювиальное осадконакопление и связанное с ним образование россыпных месторождений в недавнем геологическом прошлом нередко осложнялось ледниками, перекрывавшими долины мощными валунно-глыбово-песчано-глинистыми отложениями - моренами. Местами ледники, словно гигантские бульдозеры, полностью «выгребли» и переотложили речные отложения. С размывом морен после таяния ледников связаны флювиогляциальные отложения, иногда содержащие повышенные концентрации ценных минералов. Залповые сбросы талых вод отступающих ледников в речные долины при потеплениях способствовали изменению конфигурации гидросети, перераспределению в ней ранее сформированных концентраций ценных минералов, нередко с их обогащением.

Прибрежно-морские россыпи. Конечным пунктом транзита аллювиальных отложений являются побережья морей. Здесь в поисковом отношении интересны прибрежные (пляжевые) песчано-галечные отложения, где под влиянием волн нередко происходит естественное шлиховое обогащение тяжелых минералов до образования крупных россыпей золота, платины, касситерита, рутила, ильменита, алмазов, монацита, циркона и других ценных минералов. В прибрежно-морской россыпи Ном на южном берегу Аляски добыто более 500 т золота. На пляжевых отложениях Намибии сосредоточены очень богатые россыпи алмазов. Современные россыпи золота, магнетита известны на побережье Охотского моря, касситерита – на побережье моря Лаптевых (Ванькина губа).

Основные технические средства для промывки россыпей – драги, гидровашгерды, скрубберные промывочные приборы. Способы добычи – бульдозерно-экскаваторный (для сухих песков), гидравлический – с размывом горной массы струей воды и подачей её через землесос по пульпопроводу на промывку (для обводненных песков).
13) Осадочно-метаморфогенные месторождения.

К метаморфогенным относятся месторождения, которые сформировались в результате метаморфических процессов или же изменены под влиянием метаморфизма. Они включают месторождения железа в железистых кварцитах, марганца в гондитах, золота, урана, титана, меди, полиметаллов, алмазов, графитов, кварцитов, яшм, граната, флогопита, флюорита, корунда, керамического и высокоглиноземистого сырья (андалузита, силлиманита, кианита), родусит-асбеста, кровельных сланцев, мрамора, нефрита и др.

Метаморфические процессы. Метаморфизм – это «разнообразные эндогенные процессы, с которыми связаны те или иные изменения в структуре, минеральном и химическом составе горных пород в условиях, отличающихся от их первоначального образования (поверхностного или глубинного). К метаморфизму не относятся процессы, происходящие в зоне выветривания и цементации, а также процессы плавления горных пород». Главными факторами метаморфизма являются температура, давление, состав и химическая активность растворов и флюидов. Существенное значение имеют также состав и строение исходных горных пород и геологические условия метаморфизма (пространственные и генетические взаимосвязи с тектоническими движениями, магматизмом и т. п.). Метаморфические изменения заключаются в распаде первоначальных минералов, в молекулярной перегруппировке и образовании новых, более устойчивых ассоциаций минеральных видов, то есть сводится к частичной или полной перекристаллизации пород с образованием новых структур и в большинстве случаев – новых минералов.

В осадочных месторождениях железа при процессах метаморфизма гидрооксиды железа переходят в гематит и магнетит, опал перекристаллизовывается в кварц. В результате руды приобретают облик железистых кварцитов, богатых железом и с пониженным содержанием вредных примесей – фосфора и серы. Наблюдаются случаи, когда рудное вещество переотлагается, выполняя трещины в породах. Таковы, например, рудные жилы магнетита с брекчиевой текстурой в северной части Криворожского железорудного бассейна, возникшие под влиянием гидротермальных процессов, которые обусловили образование метасоматическим путем штокообразных тел сплошного магнетита среди толщи железистых кварцитов.

К типу метаморфизованных принадлежат многочисленные докембрийские железорудные месторождения Восточно-Европейской, Северо-Американской, Южно-Американской, Австралийской и других древних платформах. На долю этих месторождений приходится основная масса мировых запасов и около 60 % мировой добычи железных руд. По запасам это, как правило, уникальные и крупные месторождения.

Метаморфизованные марганцевые месторождения широко развиты на Южном Урале, где они связаны с яшмами, в Казахстане, Бразилии, Индии и других регионах. Они образуются главным образом при региональном, реже контактовом метаморфизме осадочных марганецсодержащих пород. В процессе интенсивного регионального метаморфизма первичные оксиды и карбонаты марганца в дальнейшем целиком переходят в силикаты марганца – родонит, марганцовистые гранаты в тесном срастании друг с другом. Примером месторождений подобного типа могут служить Карсакпайская и Атасуйская группы месторождений Казахстана.

Среди метаморфизованных месторождений марганцевых руд различают две формации: браунит-гаусманитовую и марганец-силикатную.

Месторождения браунит-гаусманитовой формации образуются в результате относительно слабоко прогрессивного метаморфизма первичных руд, сложенных гидрооксидами и оксидами марганца. К этой группе относятся многочисленные месторождения Индии, приуроченные к отложениям нижнего и среднего палеозоя. Главные рудные минералы: браунит, голландит, реже биксбиит и манганит. Наиболее важное значение имеют месторождения Панч-Махал, Барода, Уква, Кеопджари и Сингбхуме.

Месторождения марганец-силикатной формации распространены в Индии и Бразилии. В Индии они связаны исключительно с архейскими образованиями – гондитами и кондуритами. Гондиты сложены спессартином, кварцем и родонитом, кондуриты – калиевым полевым шпатом, марганецсодержащим гранатом и апатитом. Наиболее крупные месторождения находятся в шатах Андхра-Прадеш (Кудур, Тарбхар) и Мадхья-Прадеш (Рамрара, Стапатар и др).

Месторождения сульфидных полиметаллических руд. Представителем подобных месторождений является месторождение Броккен-Хилл в Австралии. Оно заключено в архейских гнейсах и амфиболитах. По мнению австралийских геологов пластовые рудные тела богатых руд образовались вулканогенно-осадочным путем. Минерализация носит отчетливо выраженный высокотемпературный характер. Основные рудные минералы: сфалерит, галенит и магнетит, жильные – родонит, флюорит, кварц, кальцит и др. Руды содержат в среднем 10–13 % свинца, 11,5 % цинка и до 250 г/т серебра.

Метаморфизованные месторождения золота. Ярким примером метаморфизованных месторождений служит уникальное по запасам месторождение Витватерсранд в ЮАР, содержащее помимо золота платиноиды, уран, редкие земли и железный колчедан. Рудоносная площадь составляет около 35 тыс. км2. Оруднение приурочено к конгломератам и отчасти кварцитам системы витватерсранд (нижний протерозой), сложенной нормальными осадочными породами. Рудные тела состоят из пачек золотоносных конгломератов, разделенных прослоями кварцитов, образующих так называемые «рифы». Золотоносные конгломераты сложены на 80 % окатанной галькой светлого кварца, реже галькой кварцита и сланцев размером 3–6 см; цемент представлен кварцем, хлоритом, серицитом, эпидотом, карбонатами и рудными минералами. В составе руд выявлено до 80 минералов. Из руд извлекают золото, серебро, платиноиды, уран и алмазы.
14) Осадочные месторождения железа, алюминия, марганца.

Алюминиевые породы

Алюминиевые породы — это исключительно экзогенные образования с пелитоморфными, бобовыми (оолитовыми), реже обломочными структурами, состоящие более чем на 50% из минералов свободного глинозема (группы тригидратов Al3+ — гидрар-гшлита AI(OH)1 либо моногидратов — бёмита, диаспора AlO(OH)), а также алюмосиликатов (каолинита, галуазита, бертьерина и др.), гидрооксидов и оксидов железа (гетита, гематита, маггемита) и, меньше, титана (анатаза, рутила и др.). Их главные представители: аллиты, бокситы и латериты.

Новейшие данные о генезисе и постседиментационных преобразованиях бокситов обобщил и проанализировал Б. А. Богатырев в 1999 г. Все их многообразие он свел к двум большим генетическим группам: I — выветривания (остаточный тип) и II — седиментогеный (осадочный, диагенетический и катагенетический типы).

Группа выветривания включает два класса: А — элювиальный, или латеритний: Б — латеритно-карстовый.

Группа седиментогенная включает классы: В — осадочный, делимый на подклассы субаэрсиьных осадков (коллювиальный, делювиальный, пролювиальный и полигенный) и субаквальных осадков (овражно-балочный, аллювиальный, озерно-болотный, лагунный и прибрежно-морской); Г — диагенетический (включающий подклассы субаэрального и субаквального диагенеза); В — катагенетический.

Образование основной массы алюминиевых пород (около 80%) связано с латеритным выветриванием и продуктами их ближнего переотложения — коллювием, делювием и пролювием. Доля латеритно-карстовых экзодиагенетических и осалочно-диагенетических бокситов оценивается приблизительно в 15%. А суммарное количество бокситов, накопленных в разного типа водоемах вместе с образованными на стадиях субаквального диагенеза и катагенеза, не превышает 5%. Относительно механизмов формирования последней из перечисленных категорий было (и остается поныне) много дискуссионных проблем. Гораздо понятнее механизм латеритизации, которая осуществляется в тропиках буквально у нас на глазах: в Западной Африке (Гвинея), на Мадагаскаре, в Индии (Восточные Гаты), Индокитае, Центральной Америке (о. Куба, Ямайка) др. Там латеритные бокситы приурочиваются к верхним частям мощных (десятки метров) зональных глинистых (каолиновых) кор выветривания базальтов, гранитоилов и различных сланцев.

Гипотезу формирования латеритов как продуктов своеобразной и мошной коры выветривания кристаллических пород сформулировал английский геолог Фокс. Он подчеркнул, что латеритный профиль формируется в жарком климате с чередованием периодов ливней и засух, в обстановках холмисто-овражных ландшафтов. Классический разрез такого профиля состоит из следующих зон (снизу вверх): 1) неизмененные магматические породы (например, базальты); 2) те же породы, дезинтегрированные и каолинизиованные (на начальном этапе выветривания); 3) каолиновая глина; 4) зона окремненного каолинита (с линзовидными выделениями аутигенного опала или халцедона), названная Фоксом «кремнистым литомаржем»; 5) латеритный боксит; 6) твердая корка («кираса», «панцирь») гидроокислов железа.

Последовательность перечисленных зон соответствует этапности процессов выветривания. Границы зон постепенно опускаются вниз, до уровней речек или водотоков на дне балок. Очевидно, что в начальные периоды формирования второй зоны осуществлялся интенсивный вынос из породы щелочных и щелочноземельных элементов до тех пор, пока на этом месте не возникала третья зона, отвечающая химическому составу каолинита, у которого количество Al3O3 и SiO2 приблизительно уравниваются. Из третьей зоны продолжался вынос SiO2. Он обеспечил возрастание модуля глиноземистости» Al2O3/SiO2 от 1 до 5 и более, т.е. превращению породы в латеритный боксит четвертой зоны.

Главным фактором этих процессов служат насыщенные OB кислые воды, регулярно промывающие по трещинам и порам горные породы и разлагающие их алюмосиликаты, вынося оттуда растворенные компоненты. Будучи ими нейтрализованы и повысив свой рН, воды периодически выносят и значительную часть SiO2, обеспечивая так называемую десилификатизацию отложений. Условий для наличия и работы таких вод должно быть три: 1) жаркий климат с контрастными периодами увлажнения (сезоны тропических ливней) и засух; 2) обусловленная этим климатом огромная биомасса растительного, животного и бактериального ОВ, поставляющая гумус и органические кислоты в поверхностную воду; 3) овражно-балочный, холмистый рельеф местности.

Процессы латеритизации реализуются чрезвычайно медленно, на протяжении многих десятков и сотен тысяч лет. Очень важным для них условием является стабильность климато-тектонических обстановок. Важно, чтобы за это время не произошли существенные изменения тектонического режима, могущего повлиять либо на усиление расчлененности рельефа (и тогда не успевшие претерпеть химическое выветривание породы будут постоянно сноситься с горных склонов), либо на возникновение сплошного пенеплена (где без должных перепадов высот от водоразделов к наземным водотокам исчезнут условия, обеспечивающие периодическое интенсивное вымывание из пород дождевыми водами легкоподвижных элементов, без чего латеритизация приостанавливается).

Класс латеритно-карстовых бокситов возникает также в тропическом гумидном климате в результате десилификатизации алюмосиликатного материала (вулканических пеплов в том числе), скопившегося на закарстованной поверхности рифогенных известняков. Такие руды кайнозойского возраста известны на поверхностях атоллов современной тропической акватории океанов (острова Фиджи, Тонго, Реннел и др.), а также на островах Ямайка, Гаити и Больших Антильских Карибского бассейна. Их древними (мезозойско-палеозойскими) аналогами считаются карстовые бокситы складчатых областей Восточного Урала, Салаира, Средиземноморья и др.

Прочие три класса — осадочный совместно с диагенетическим и катагенетическим — представлены бокситами разнообразных структурно-текстурных разновидностей и окрасок. Последние в большинстве представляются красно-бурыми, коричневато-бурыми. Однако в болотных, озерных и лагунных осадках, претерпевших субаквальный диагенез при восстановительных геохимических обстановках (обусловивших редукцию Fe3+ -» Fe2+ Mn4+ -> Mn2+ и др.), бокситы приобретают зеленовато-серую или серую краски. Последующим катагенезом могут быть обусловлены каолинитиза-ция, шамозитизация и связанное с ними обеление окрасок бокситов. Структуры их бывают пелитоморфными, обломочными и оолитовыми (при крупности оолитов, достигающей 2,5 мм и более, они именуются «бобовыми»), В вещественном составе наряду с гидраргиллитом заметную роль приобретают моногидраты алюминия — бёмит, отчасти диаспор с примесями аллофана, гетита, гематита Fe2O3, каолинита, шамозита (бертьерина).

Преобладание среди всех перечисленных типов бокситов обломочных структур и текстур свидетельствует о преимущественно механогенном их накоплении, косая слоистость — о лонных течениях, а контракционные трещины — о периодическом пересыхании водоемов. В то же время в мезозойских и кайнозойских осадочных бокситах постоянно отмечаются конкреционные и геле-видные структуры, указывающие на хемогенное происхождение части алюминия.

Вообще о механизмах и способе транспортировки алюминия в конечный бассейн дискуссии не прекращаются по сей день. Ныне преобладает точка зрения, высказанная в 1935 г. отечественным геологом С.Ф. Малявкнным относительно того, что осадочные бокситы являются продуктами перемыва латеритных кор. и способ транспортировки вещества механогенный. Дальность переноса — минимальная (от первых км до десятков км). Альтернативная гипотеза А.Д.Архангельского (высказанная втом же 1935 г.) объясняла генезис бокситов химическим растворением, переносом растворов соединений алюминия в очень кислых речных водах тропиков и выпадением AI(OH)3 в осадок при резком повышении рН на границах река —море.

Тем не менее чисто химический способ бокситообразования ставится теперь под сомнение, начиная с работ Н.М.Страхова, который в 1963 г. писал нижеследующее: «Оолитовая, бобовая и пятнистая текстуры бокситовых руд возникали в диагенезе за счет перераспределения материала, что является, как известно, одним из характерных явлений диагенстических процессов. Толкование их А. Д. Архангельским и другими авторами в качестве седиментационных текстур ошибочно, что сейчас как будто не вызывает сомнения». И еще там же: «В настоящее время стало ясно, что концепция А.Д.Архангельского не может объяснить многих черт геохимии алюминия и бокситов. Так. работами Ю. К. Гореикого в Грузии доказано, что AI3O3 и TiO2 в водах рек нетранспортабельны. Из тех же едва уловимых содержаний этих компонентов в водах, какие все же имеются, невозможно получить рудных накоплений». И теперь новейшие исследования Б.А.Богатырева (1999) допускают хемогенный генезис только для части глинозема, поставляемого в осадочный бассейн в основном меха-ногенным способом.

Железистые (железные) породы.

Железистые (железные) породы бывают сложены гидрооксилами железа (гетит FeOOH; гидрогётит, или лимонит FeOOH·(Fe₂O₃·nH₂O), оксидами железа (в основном гематит Fe2O3, а в некоторых метапородах магнетит Fe2O4), реже фосфатами (керченит Fe²⁺₃[PO₄]₂-8H₂O), а также шамозитом. Последний из вышеназванного глинистый минерал по своему химическому составу близок к железистым триоктаэдрическим хлоритам. Но его кристаллическая решетка не многослойна, а двуслойна, как у минералов серпентиновой группы (каждый пакет сложен слоем кремнекислородных тетраэдров и слоем гиббиситовых октаэдров).

Эти образования морфологически и генетически многотиппы. Их структурно-текстурная приуроченность тоже различная. Наиболее контрастно различаются руды континентальных (включая окраинно-морские) и океанических блоков земной коры. Обзор начнем с первых. Они по своему составу и генезису группируются и три категории: 1) генетически связанные с вулканизмом (их не рассматриваем); 2) чисто осадочные фанерозойские железняки; 3) осадочные глубокометаморфизованные докембрийские (так называемые джеспилиты, или железистые кварциты).

Остановимся на второй из перечисленных категорий. Ее руды бывают приурочены: к корам выветривания (некоторые обогащенные Fe3* латериты причисляют к железной руде), а еще чаще — к отложениям болотно-озерных, аллювиально-дельтовых, лагунных и мелководно-морских фаций, с остатками флоры и фауны, свойственной гумидному климату (не обязательно тропическому; нередко к умеренному или холодному). Данные образования в быту именуют «железняки». Они отличаются от иных типов железных руд преимущественно оолитовым строением. Оолиты состоят в основном из гётита, бертьерина или обоих этих минералов. В виде редких тонких слойков может присутствовать сидерит, слагающий кристаллически-зернистый цемент выполнения пор между рудными оолитамп, а иногда вторично замещающий гётит или бертьернн внутри них.

Типичными представителями таких руд служат Керченские (Украина) и Приаральские (Казахстан) железняки соответственно миоценового и олигоценового возраста, залежи юрского возраста на северо-западе ФРГ, Франции и в Великобритании.

Рудам такого тина академик Н.М.Страхов посвятил отдельную монографию. Гидрогетит-шамозит-сидеритовые руды значительно сдвинуты в море сравнительно с бокситами даже морского происхождения, а это указывает, несомненно, на миграцию рудного компонента в значительно более транспортабельной форме, каковой естественно считать растворы. Действительно, возможности перемещения в растворенном состоянии у железа имеются, ибо кроме весьма мало растворимой гидрооксидной формы у него существует еще форма закисная, гораздо более растворимая. Но закисное бикарбонатное железо может накапливаться в растворе лишь в восстановительной среде, лишенной свободного кислорода. В природе такие условия реализуются в обширных заболоченных пространствах, дренаж которых, как это видно на примере р. Оби и ее притоков, дает речные воды с высоким содержанием Fe2* (до 14 мг/л и более) при малом количестве разбавляющего взвешенного терригенного материала.

Разгрузка насыщенных Fe(HCO3); подземных вод на берегах и блис озер сопровождалась процессами окисления до Fe(OH)3 — практически нерастворимого, с образованием в озерном иле так называемого ржавца, состоящего из конкреционных стяжений гидрооксидов железа. Такое наблюдается в озерах на севере европейской части России. При разгрузке тех же болотных вод в реки там тоже формируется хлопьевидный «ржавец», прокрашивая речную воду в цвета слабо заваренного чая. Он оседает вдоль магистрального потока, частью рассеиваясь (у рек большой длины), частью концентрируясь в рудные скопления, внутри алеврито-песчаного аллювии.

Продолжая свой анализ условий транспортировки и седиментации железа, Н.М.Страхов подчеркнул, что только у большой сети самых малых рек малоподвижное железо успевало достичь конечного водоема стока (моря), формируя там бассейновые оолитовые осадки, и главной ареной формирования таких руд являлась именно периферическая зона морей.

А в самом водоеме большое влияние на разубоживание либо концентрирование компонентов железа оказывала гидродинамика в сочетании с неровностями дна. Донные западины в прибрежной полосе морского бассейна, отгороженные песчаными барами или отмелями, становились своеобразными ловушками вещества. Н.М.Страхов в свое время также констатировал, что излюбленными участками оолитовых руд яапяются заливы, бухты и островные моря со сложными очертаниями береговой линии.

Третий способ переноса металла реализуется в коллоидной фазе: большая часть железа, переносимого речными волами, поступает и форме гидрозолей оксидов железа, стабилизированных коллоидным органическим веществом и адсорбированных на глинистых минералах. Эти коллоидные частицы имеют положительный заряд и могут переноситься на большие расстояния без осаждения при условиях, что концентрация электролитов в речных водах низкая, а отрицательно заряженные коллоиды не присутствуют в таких количествах, которые могли бы привести к осаждению этих частиц. При впадении рек в море такие суспензии флоккулируют и вскоре осаждаются в виде шамозита или бертьерина.

К сказанному необходимо добавить, что, работая на современной мошной электронно-микроскопической аппаратуре, палеонтологи в содружестве с микробиологами выявили огромный вклад бактериального фактора в механизмы концентрирования железистых оолитов. Ныне стали хорошо известными виды бактерий, концентрирующих в своих клетках или вокруг них гидрооксиды железа (железобактерии), серу (серобактерии) и другие элементы. По мнению многих ученых, микроорганизмы играли главную роль в образовании руд железа, марганца и лаже алюминия.

Метаморфизованные осадочные железные руды докембрия (джеспилиты) имеют в основном либо кварцево-гематитовый, либо кпарцево-магнетитовый составы и крупнозернистые грано-бластовые структуры. Текстуры сохранились отчетливо: характерная полостчатость, унаследовавшая первичную горизонтальную слоистость, следы ее диагенетического нарушения (подводно-оползневые s-образные складки) и отпечатки ряби течения или трещин усыхания. Эти породы залегают среди различных кристаллических сланцев, порфироидов, порфиритоилов, мраморов и гнейсов. Восстановление состава адекватных им осадочных пород требует скрупулезного сочетания методик антологических исследований с петролого-геохимическими.

Марганцевые породы

Марганцевые породы сложены более чем на 50% агрегатами различных минеральных видов: оксидами четырехвалентного Mn4" — пиролюзитом MnO2, псиломеланом (Ba,K,Mn,Co)6MnB0,6, тодоркитом (Na,Ca,K,Ba,Mn)Mn3О7*nH2О; оксидами трехвалентного Mn3'' — (Mn1Fe)1Oj, содержащими примеси от 0 до 30% Fe2O3; гидрооксидами — пиролюзит MnO2, манганит MnOOH и др.; карбонатами — родохрозит MnCO3 и силикатами — браунит Mn7SiO11 и др. Структуры их в основном криптозернистые, пслитоморфные, реже оолитовые.

Геологическая приуроченность этих пород, так же как и железных руд, дифференцирована на континентальном и океанском секторах. Встречаемые на континентах марганцевые породы, согласно их генезису, представлены следующими категориями.

1. Осадочно-диагенетические пластовые тела, с микроструктурами бактериального происхождения; залегают в большинстве своем среди отложений шельфа эпиконтинентальных морских палеобассейнов. Это кайнозойские Никопольское месторождение (Украина), Чиатурскос месторождение (Грузия); мезозойские руды Марокко и др.

2. Метаморфизованные исходно-осадочные и вулканогенно-осадочные руды докембрия, преимущественно (а) оксидного браунитового и гаусманитового состава (ЮАР — Блэк Рок, Хота-зель, Глория и др.) и (б) силикатного (родонит (CaMn4Si5On) и спессартин (Mn3Al2Si1O12)) состава (но исходным нулканогенно-осадочным породам — серия месторождений Южного Урала и Калифорнии).

3. Образования латеритних кар выветривания по первичным марганцевым и марганцовистым породам (Габон, Бразилия, Индия, Усинское и Парнокское — Россия и др.) и заполнение полостей карстовых воронок (Вудн-Вуди, Австралия).

Сопоставляя фациальные ряды многих морских марганценосных комплексов кайнозоя и мезозоя, Н. М.Страхов установил общие для них закономерности рудной локализации. Оказалось, что многие марганцевые месторождения, начинаясь в алевритовой зоне, опускаются в область отложений глинистых и опоково-глинистых осадков и в область карбонатных отложений. Несмотря на общность фациального профиля с железными рудами, все же можно отметить, что ассоциация бассейновых марганцевых руд с песками встречается реже: руды эти тяготеют к более тонким алевритовым и глинистым осадкам, т.е. несколько сдвинуты относительно железорудных накоплений в более пелагическую зону. Этой сдвинутостью в пелагическом направлении объясняется нередкая ассоциация марганцевых руд с осадками, обогащенными опаловым кремнеземом — кремнистыми глинами, опоками. Все вышесказанное логически увязывается с наибольшей геохимической подвижностью марганца по всей рассматриваемой здесь гумидной триаде Al —Fe —Mn.

В истории Земли марганцевые породы известны с архся вплоть до современных отложений. Однако образование месторождений марганца происходило эпизодически; выделяется несколько марганцеворудных эпох. Главнейшей из них является нижнепротерозойская. В это время были образованы такие гигантское месторождения, как марганцеворудный бассейн Калахари (с ресурсами более 13,5 млрд т руды), серия месторождений Бразилии (марганценос-пые формации Бразильского и Гойянского кристаллических щи-гов, ресурсы более 1 млрд т) и Габона (формация Фрапсвиль, более 0,5 млрд т). Накопление марганцеворудных отложении продолжалось на протяжении всего палеозоя и мезозоя.

Гигантские потенциальные запасы рудных веществ представляют собой железамарганцеаые конкреции океанского дна (ЖМК), формируемые начиная с позднемеловой эпохи и до нашего времени включительно. Это караваеобразные стяжения и корки на дне океанов, иногда срастающиеся в сплошной панцирь; являются бедными рудами, легкообогатимы. Они состоят из вериадита, юдороКита, бернссента, манганита, пиролюзита; представляют собой также ценное сырье на элементы-примеси (кобальт, никель, медь и др.). Обычно залегают на красных глинах, на глубинах 4000-4500 м.

Вещество для ЖМК заимствуется из гигантских резервов веществ, растворенных в океанской воле. А скорость их кристаллизации значительно выше, чем скорость накопления океанских глинистых илов, вследствие чего эти конкреции обычно выступают над глинистым ложем океанского дна.

Считается, что, несмотря на низкие значения концентраций растворенных оксидов железа и марганца, их абсолютные значения близки к насыщению волы этими трудпорастворимыми соединениями. Отсюда следует, что малейшее нарушение геохимического равновесия в водной среде будет стимулировать осаждениє 3-валснтного железа или 4-валентного марганца. Убыль этих металлов из воды непрерывно пополняется их прииносом реками из постоянно эродируемой суши, а также подводными горячими гидротермами (открытыми во множестве в рифтогенных зонах океанов на протяжении минувшего 30-летия) и подводным вулканизмом. Исследователи баланса этих веществ сейчас разделились в основном на два лагеря. Одни (преимущественно последователи Н.М.Страхова) считают главными источниками железа и марганца в океане экзогенную их мобилизацию и привнес с континентов. Другие исследователи (в первую очередь А. П.Лисицын) ведущую роль отводят эндогенной подпитке океанических вол.