Краткий курс литологии

Бокситы как осадочные породы, образовавшиеся в конкретной геологической обстановке, должны изучаться в комплексе с поро­ дами, среди которых они залегают. Только восстановление условий формирования толщи осадочных образований, заключающих бок­ ситоносные горизонты, может позволить правильно определить характер и генезис бокситового месторождения и, следовательно, организовать его правильную разведку и разработку, а также поиски других подобных месторождений.

Бокситы являются основной рудой, используемой для получе­ ния алюминия. Некоторая часть бокситов применяется для полу­ чения корунда, производства огнеупоров, красок, адсорбентов и т. п.

Вопросы и упражнения

\. Какие минералы алюминия участвуют в сложении глиноземистых пород?

2.Какие породы называются бокситами и какие — латеритами?

3.Каков характерный возраст латеритов?

4.Каково должно быть минимальное содержание гиббсита в гиббситовом боксите? Атомные веса: А1 — 27,0; О — 16,0; Н — 1,0.

5.Зависит ли минеральный состав бокситов от их возраста?

6. Какие структуры характерны для бокситов?

7. Перечислите возможные источники А1, за счет которого могут образовать­ ся бокситы.

8. В каких условиях и в какой форме может осуществляться перенос А1 в зоне осадкообразования?

9. В чем особенность строения геосинклинальных месторождений осадочных бокситов?

10.Каковы основные гипотезы образования осадочных бокситов?

11.С каким типом литогенеза связано образование скоплений бокситов?

Ферролиты (железистые породы)

К железистым осадочным породам, или ферролитам, относятся породы, более чем на 50% сложенные гидроокислами железа (ли­ монитом), железистыми хлоритами (прежде всего шамозитом), а также сидеритом и сульфидами железа (пиритом и марказитом). Перечисленные аутигенные минералы железа могут присутствовать в породах в самой разнообразной форме. Они образуют сплошные пласты и прослои конкреционного, пизолитово-оолитового и скры­ токристаллического строения (особенно гидроокислы Fe и шамо­ зит), слагают кристаллические массы (сидерит), присутствуют в различных породах в виде конкреций, которые могут состоять из любых железистых минералов от гидроокислов Fe до пирита и мар­ казита.

В осадочных породах установлено также наличие гематита, магнетита и ряда других минералов железа. Однако в нормально­ осадочных образованиях они не образуют самостоятельных скоп­ лений, присутствуя в породах в виде примесей. Исключение состав­ ляют ферролиты, подвергшиеся воздействию метаморфизма; на­ пример, некоторые палеозойские железные руды оолитового строе­

ния или докембрийские тонкослоистые метаморфические желёзйстые кварциты, основными железистыми минералами которых во многих случаях являются магнетит и гематит.

Рассматривая ферролиты в составе единой коллоидогениой группы пород, надо отметить, что железо, являясь по сравнению с алюминием более подвижным элементом, в процессах окисления фемических минералов при выветривании материнских пород до­ вольно легко высвобождается из кристаллической решетки и пере­ носится преимущественно в виде коллоидных систем (золей), образуемых гидроокислами Fe, стабилизированными органически­ ми коллоидами, а также в меньшей степени в форме комплексных солей органических кислот или в адсорбированном органическими коллоидами или частицами глинистых минералов виде. Мур и Мей­ нард показали, что до 36 мг/л гидроокислов Fe может удерживать­ ся в коллоидном растворе при наличии в нем 16 мг/л органическо­ го вещества. Определенную роль в осаждении растворимых запис­ ных форм железа играют, по-видимому, так называемые железо­ бактерии, способные окислять закисные соединения Fe, используя в своем биоцикле освобождаемую при этом энергию. При окисле­ нии железо переводится в форму гидроокислов, которые легко выпадают в виде коллоидных сгустков. Ряд исследователей счи­ тает, что такие процессы способствовали образованию некоторых видов озерно-болотных руд, сложенных массой гидроокислов Fe.

По мнению Н. М. Страхова, первичными осадочными скопле­ ниями являлись именно гидроокислы Fe, за счет преобразования которых в процессах диагенеза, а возможно, и катагенеза, проис­ ходило формирование таких минералов, как железистые хлориты,

и лепидокрокита FeO-OH, широко известные под названиями гидрогетита, или лимонита HFe02-/zH20. В составе бурых железняков присутствуют, обычно в виде более или менее значительной при­ меси, различные глинистые минералы, опал, халцедон, кальцит, зерна обломочных минералов и т. п. Бурые железняки довольно разнообразны по внешнему виду и образуют рыхлые, землистые, а также плотные ячеистые, копкреционно-скорлуповатые и пизоли- тово-оолитовые массы. Для пород характерны окраски различных оттенков от ржаво-желтого до коричневого и темно-бурого цвета.

Образуются бурые железняки либо за счет отложения гелей гпдроокмелов Fe в процессе осадконакоплепия, либо при выветри­ вании, окислении других железосодержащих минералов. Так, мно­ гие оолитовые бурые железняки представляют собой окисленные шамозптовые породы. В шлифах хорошо видны оолиты концентри­ ческого строения, сложенные гидрогетитом (рис. 10.14, а) и сце-

бассейнов в формировании гидротермально-осадочных месторож­ дений ряда сульфидных руд. В Красном море обнаружены совре­ менные осадки, представленные пластами сульфидов железа с высоким содержанием полиметаллов, образовавшихся за счет горячих растворов, поступающих на дно моря. Этот факт требует более внимательной оценки случаев нахождения скоплений суль­ фидов в осадочных породах.

М е т а м о р ф и ч е с к и е ж е л е з и с т ы е к в а р ц и т ы , имею­ щие исключительно докембрийский (в основном протерозойский) возраст, являются важнейшей железной рудой (более 60% миро­ вой добычи). Месторождения железистых кварцитов расположены в различных районах земного шара (СССР, США, Бразилия, Ин­ дия, Австралия и др.). Первоначально они представляли собой нормально-морские осадочные породы, подвергшиеся затем глубо­ кому метаморфизму. Мощность железистых кварцитов может до­ стигать нескольких сотен метров. Они прослеживаются на многие сотни километров.

Железистые кварциты — яснослоистые, часто тонко- и ленточ­ но-слоистые (слои от 0,1 до 20 мм), кварц-магнетитовые или кварцгематитовые породы с сидеритом, гриналитом (железистый хло­ рит) и другими минералами Fe. В железистых кварцитах известны находки следов косой слоистости знаков ряби, оолитов, пизолитов и других признаков типично осадочного генезиса этих пород. Для

рит (itabirite — англ., фр.) — южно-американское название желе­ зистых кварцитов.

Их образование связано, по-видимому, с массовым осаждением в центральных частях докембрийских морских бассейнов коллои­ дов кремнезема и железа (возможно, в форме лептохлоритов). По­ ражают воображение масштабы и продолжительность этого про­ цесса, длившегося более 1000 млн лет, прекратившегося в конце протерозоя и больше уже не возобновлявшегося на Земле.

Условия образования ферролитов

Железо, освобождающееся в процессах химического выветрива­ ния материнских пород, является элементом относительно мало­ подвижным, хотя его способность к миграции значительно выше, чем способность алюминия. Растворимость гидроокислов Fe, обра­ зующихся при окислении железосодержащих минералов, в природ­ ных водах при pH = 6-i-7 совершенно ничтожна. Поэтому основной формой миграции Fe являются коллоиды гидратов окиси, стабили­ зированные органическими соединениями, и железо-органические комплексные соединения. Золи и суспензии железа неустойчивы и легко коагулируют. Особенно сильное влияние на коагуляцию кол­ лоидов Fe оказывает присутствие электролитов. Морские соленые

воды осаждают значительную часть коллоидов железа уже в при­ брежной зоне.

Изучение различных типов скоплений железа в фанерозойских толщах показывает, что они образовывались:

—в зоне выветривания, например, железисто-латеритные кор­ ки горизонта А, латеритного профиля К. Фокса (см. рис. 10.10, табл. 10.9); скопления масс гидрогетита в зонах окисления суль­ фидных месторождений в форме «железных шляп» и т. п.;

—в путях переноса в виде аллювиальных гидрогетит-лепто- хлоритовых оолитовых руд;

—в континентальных бассейнах конечного стока — озерах и болотах, в виде оолитово-пизолитовых озерно-болотных гидрогетитовых руд. Таким образом, на всех этапах миграции освободив­ шегося в процессах выветривания железа уже на континенте про­ исходит образование скоплений железистых пород, обусловленное

малой подвижностью Fe и неустойчивостью его золей и суспен­ зий.

Однако континентальные месторождения железных руд пред­ ставляют собой относительно небольшие скопления. Основная мас­ са железа достигает морских бассейнов, где либо рассеивается по акватории бассейна, обусловливая небольшое повышение содер­ жания Fe в различных осадках, либо накапливается в относитель­ но мелководной зоне заливов и лагун. Морские шельфовые руды железа представляют собой основную форму скоплений этого эле­ мента, которые образовались на протяжении палеозоя, мезозоя и кайнозоя. В рудах такого типа широко развиты пизолитово-ооли- товые структуры. В зависимости от измеиениости рудовмещающих толщ процессами ката- и метагенеза минеральный состав руд из­ меняется от гидрогетит-шамозитового до гематитового и магнетитового. Морские оолитовые железные руды известны в отложениях кембрийского (США, Англия, Испания), ордовикского (Франция),

выветривания в условиях гумидного климата. В то же время нич­ тожная растворимость окислов железа в природных водах приво­ дит к тому, что возможность его интенсивного осаждения целиком зависит от приноса соединений железа с континента, который осу­ ществляется избытком воды, стекающей с континента в гумидных зонах. Таким образом, железистые породы являются типичными продуктами гумидного типа литогенеза.

Изучение докембрийских ферролитов — железистых кварци­ тов — указывает на огромные масштабы накопления железа, свя­ занные, по мнению Н. М. Страхова, со значительно более высоким содержанием С02 в докембрийской атмосфере Земли. Последнее приводило к резкой интенсификации процессов химического разло­

жения магматических пород, в том числе основных, занимавших в то время гораздо большие площади на поверхности Земли и осво­ бождавших при своем разрушении огромные массы железа. Интен­ сивности докембрийского железорудного процесса способствовала высокая напряженность вулканической деятельности в докембрии, обусловившая массовый вынос в зону осадкообразования различ­ ных соединений железа гидротермами и эксгаляциями.

В связи с повышенным содержанием СО2 в атмосфере значе­ ния pH континентальных и морских вод могли быть значительно ниже современных, т. е. воды гидросферы Земли, возможно, име­ ли кислую реакцию, что значительно облегчало и интенсифициро­ вало дальнюю миграцию соединений железа. По представлениям Н. М. Страхова, воды докембрийских морей и океанов были зна­ чительно менее солеными, чем воды фаперозойской гидросферы. В конце архея они, возможно, были почти пресными. Это приводило

к тому, что коллоидные растворы соединений железа, поступавшие

сконтинентов, не испытывали коагуляции и выносились в цент­ ральные части бассейнов осадконакопления, где и образовали со­ вместно с кремнеземом огромные по масштабам скопления.

Сравнение характера и масштабов докембрийского и фанерозойского железонакопления указывает на необратимую эволюцию этого процесса, обусловленную общей эволюцией атмосферы, гид­ росферы и всей планеты в целом.

Методы изучения железистых пород и их практическое применение

Диагностика железистых минералов достаточно уверенно осу­ ществляется в шлифах и пришлифовках с помощью петрографи­ ческого или минераграфического микроскопов. Важные сведения, необходимее для оценки качества железной руды, можно получить в результате химического анализа руд. Для бурых железняков характерно высокое содержание окисной формы железа Fe20 3, а для шамозитовых руд — закисиой формы FeO. Сидеритовые руды характеризуются высоким содержанием закисного железа и СО2 (табл. 10.10).

Важную роль в изучении осадочных железных руд играют на­ блюдения особенностей их залегания среди других осадочных образований и литологическая характеристика вмещающих пород. Эти данные помогают выяснить условия образования железных руд и особенности их распространения по площади.

Железистые породы с высоким содержанием железа исполь­ зуются как руды для выплавки чугуна и сталей. Экономически наиболее выгодными являются руды, состоящие из окислов и гид­ роокислов Fe, а также сидеритовые руды.

Качество железных руд сильно снижают фосфор, мышьяк, сера и другие примеси. К примесям, повышающим качество выплавляе­ мого металла, относятся марганец, никель, хром, ванадий и неко­ торые другие металлы.

В оп росы и упраж нения

1.Какие железистые минералы участвуют в сложении ферролитов?

2.В какой форме осуществляется вынос из зоны выветривания основной массы Fe?

3.Какие породы называются бурыми железняками?

4.Какие структуры наиболее характерны для шамозиговых руд?

5.Что представляют собой глинистые сидериты?

6.С толщами каких пород чаще всего связаны сидеритовые породы и поче­

му?

7.Дайте характеристику железистых кварцитов: минеральный состав; в от­

ложениях какого возраста встречаются. Назовите синонимы термина «желези­ стый кварцит».

8.Железные руды какого типа и происхождения образуют чаще всего место­ рождения в палеозойских, мезозойских и кайнозойских толщах?

9.Чем, по мнению Н. М. Страхова, объясняется высокая интенсивность же­

лезорудного процесса в докембрии?

10. С каким типом литогенеза связаны скопления железа?

Манганолиты

(марганцевые породы)

К манганолитам относятся породы, более чем наполовину со­ стоящие из окислов и гидроокислов, а также карбонатов марган­ ца, Осадочные марганцевые породы состоят обычно из смеси пи-

ролюзита Мп02, псиломелана шМп0-Мп02*/гР120 и мангани­ та МпО-ОН. Этими же минералами слагаются манганолиты, воз­ никающие при выветривании, окислении различных марганец­ содержащих пород. В ряде случаев осадочные манганолиты состоят из карбоната марганца — родохрозита МпС03 и минера­ лов изоморфного ряда родохрозит-кальцит, так называемых манганокальцитов.

Манганолиты, представляющие собой метаморфизованные древ­

примесь гидроокислов Fe, глинистые минералы, иногда глауконит, опал и халцедон, кальцит и анкерит, а также песчано-алеврито­ вый материал. Породы имеют углисго-черную или серо-черную окраску, часто землистое сложение, конкреционное и пизолитовооолитовое строение. Для карбонатных (родохрозитовых) манганолитов характерна ассоциация с известняками и марганцевистыми известняками, сложенными манганокальцитом. Карбонатные ман­ ганолиты внешне похожи на микро- и тоикокристаллические из­ вестняки. Их окраска светлая, серовато- и желтовато-белая с розовым оттенком, часто с тонкими черными прожилками окис­ лов Мп.

В большинстве месторождений осадочный рудоносный горизонт состоит из одного или нескольких рудных пластов, разделенных слоями пустых пород. В свою очередь, отдельные рудные пласты могут состоять из нескольких рудоносных прослоев мощностью от нескольких десятков до нескольких сантиметров, между которыми также залегают вмещающие руду породы. Часто манганолиты (особенно палеоген-неогенового возраста) сложены пизолит-ооли- товыми образованиями, а также тонкодисперсными сажистыми скоплениями.

Условия образования манганолитов

Миграция марганца в кислых речных водах, по мнению Корреиса, осуществляется в виде двухвалентных ионов; в щелочных морских водах происходит окисление марганца и он выпадает в виде коллоидной водной четырехокиси Мп(ОН)4. Отсутствие зна­ чительных количеств Мп в зоне прибрежных железорудных отло­ жений объясняется тем, что окисление двухвалентного марганца, принесенного в морской бассейн речными водами, происходит до­ статочно медленно. Марганец к моменту его коагуляции и выпаде­ ния из раствора в виде гидроокислов оказывается далеко ог прибрежной зоны, где накапливается Fe. Однако такое разделение Fe и Мп не является абсолютным, и примесь гидроокислов железа в окисных манганолитах достаточно обычна.

Осадочные руды Мп морского происхождения очень часто зале­ гают среди тонкоотмученных глинистых и кремнистых пород: опок

и яшм, переслаивающихся с туфогенными породами. При переходе от прибрежных зон морского палеобассейна к его более открытым частям наблюдается закономерная смена пиролюзит-псиломела- новых руд на манганитовые, а последних — на карбонатные маиганолиты. Месторождения крупнейшей в мире зоны накопления Мп связаны с морскими олигоценовыми песчано-алевритовыми и кремнисто-глинистыми отложениями юга СССР (Никопольское месторождение на Украине, Чиатурское на южном склоне Кавказа, Мангышлакское на полуострове Мангышлак и др.).

Изучение марганцевых месторождений показывает, что скопле­ ния Fe и Мп очень похожи. Вместе с А1 и Fe марганец является элементом, высвобождающимся и мигрирующим в условиях гумидного климата. Так же, как и для Fe, наблюдается резкое усиление масштабов формирования скоплений марганца в докембрийских толщах, в том числе в архейских и протерозойских.

Рудных накоплений марганца в коре выветривания осадочных пород, аналогичных накоплениям А1 и Fe в латеритных корах, не наблюдается. Единственным типом элювиальных месторождений марганца являются «марганцевые шляпы», образующиеся при вы­ ветривании докембрийских метаморфических марганценосиых толщ, в том числе джеспилитовых (крупные месторождения в Ин­ дии, Габоне, а также Южной Африке).

Основные месторождения марганца представляют собой мор­ ские образования, связанные с зонами накопления алевритово- глинисто-кремнистых осадков и реже известняков.

Своеобразным типом марганцевых скоплений являются конкре­ ционные образования, обнаруженные более 100 лет назад на дне океанов и состоящие в основном из гидроокислов Мп и Fe. В ре­ зультате проведенных исследований, особенно за последние 15— 20 лет, установлено, что Fe-Mn конкреции распространены в раз­ личных частях океанов на глубинах от 0,1—0,2 до 8—9 км. Основ­ ными ареалами конкреционного рудообразовапия являются зоны ослабленной седиментации на глубине 4—6 км, в частности глубо­ ководные океанические котловины. Конкреции имеют размеры от 1—2 до 10—20 см. Они состоят из коллоидных, обычно рентгеноаморфных, гидроокислов Fe и Мп со значительной примесыо ряда микроэлементов (табл. 10.11).

Цвет конкреций серо- и желто-черный, сложение плотное или сажисто-землистое, форма округло-скорлуповатая, лепешковиднач

ит. п. Строение большинства конкреций концентрическое, микро-

итонкослоистое, с чередованием слоев рудного вещества и мелко­ обломочного или глинистого материала.

Наиболее обширные поля таких конкреций обнаружены в Ти­ хом океане, где в некоторых районах они покрывают участки дна целиком, образуя на дне характерные «мостовые». В местах, где дно океана сложено не илом, а твердыми породами, наблюдается образование сплошных рудных корок толщиной от 1 до 10—15 см. Суммарные оценки общих запасов конкреций па дне Мирового океана составляют, по данным Ю. М. Пущаровского, 2—3 тыс.