lito_kuznecov

фанит) и его кристаллический аналог — франколит, подолит

Са10[РО4]6[СО3] и др.

Кроме собственно фосфатных минералов обычны и часто присутствуют а значительных количествах карбонаты кальция, магния и железа, опал, халцедон, кварц, глауконит, сульфиды тяжелых металлов, и прежде всего железа (пирит, марказит), глинистый и терригенный материал алевритовой, песчаной и даже гравийной размерности, органическое вещество. Для осадочных фосфоритов характерно повышенное, иногда вплоть до промышленных, содержание редких, редкоземельных и радиоактивных элементов. Это делает их нередко важными комплексными рудами.

Окраска фосфоритов обычно темная — серая, темносерая, зеленовато-серая, почти черная, но встречаются и светлоокрашенные разности. Текстуры фосфоритов слоистые, конкреционные. Наиболее распространенные структуры граноморфные — оолитовые, онколитовые, сгустковые, пеллетовые, органогенные и органогенно-обломочные. Иногда фосфатное вещество является цементом обломочного материала, но благодаря его высокому содержанию породы относятся не к обломочным, а к фосфатным.

По внешним признакам фосфориты, исключая конкреционные с характерным радиально-лучистым внутренним строением, часто похожи на доломиты, песчаники и алевролиты и трудно поддаются определению. Это дало основание известному петрографу-осадочнику М.С. Швецову называть их даже «каверзными» породами.

По формам залегания и обособления фосфориты подразделяются на пластовые и желваковые, причем первые абсолютно преобладают. По подсчетам АЛ. Яншина из учтенных в мире 45 804 млрд τ P2O5 на долю желваковых приходится всего 2720 млрд т, т.е. около б %.

Пластовые фосфориты в свою очередь по структурным показателям подразделяются на три вида. Наиболее распространенными являются так называемые зернистые, состоящие из сгустков, пеллет, оолитов и, что принципиально важно, онколитов, строматолитов, копролитов. Последнее указывает на важную роль биоты, хотя, возможно, и опосредованную, в формировании этого типа фосфоритов. Второй вид пластовых фосфоритов — костяные брекчии. Это, как правило, относительно светлые — желтовато-серые, желтоватобурые слабо сцементированные породы, состоящие из фосфатизированных костей рыб, сцементированных песчаноглинистым или карбонатным материалом. Наконец, третий

480

вид — ракушечные фосфориты. Это скопления раковин

ми морскими. Несколько особняком располагаются фосфориты континентальные. Это прежде всего накопления птичьего помета — гуано, распространенные на островах в зонах высокой биологической продуктивности, связанных с апвеллингом, например, вдоль западного побережья Южной Америки. Во-вторых, это области древних кор выветривания, когда за счет выветривая и выноса вещества вмещающих пород первично низкие концентрации фосфатов увеличиваются вплоть до промышленных, хотя и низкосортных и с относительно небольшими запасам.

Распределение фосфоритов и их типов в геологическом разрезе весьма неравномерно и в то же время закономерно.

Поздний докембрий — ранний кембрий — это эпоха глобального формирования пластовых фосфоритов зернистого типа. Ордовик—силур — время развития ракушечных фосфоритов. Значительные количества фосфоритов зернистого типа сосредоточены в пермской формации Фосфория в США, но это по сути дела единственный объект с очень крупными запасами, так как другие известные месторождения этого возраста содержат очень незначительные запасы. Желваковые фосфориты появились в ордовике, но основное их развитие приходится на верхнюю юру—мел. Наконец, мел— палеоген — это опять-таки эпоха глобального формирования пластовых зернистых фосфоритов и фосфатных костных брекчий; запасы последних, однако, несопоставимы с запасами зернистых фосфоритов.

Формирование фосфоритов связано с областями, характеризовавшимися слабой активностью тектонического режима. Это платформенные фосфориты мела и палеогена Северной Африки, желваковые фосфориты Восточно-Европейской платформы, а также фосфориты устойчивых слабо подвижных участков в горно-складчатых поясах — венда —кембрия Казахстана и Монголии, перми востока США и др.

Что касается механизмов фосфатонакопления, то гипотез здесь достаточно много, но анализ их выходит за рамки учебных программ. Важно, что все они в той или иной мере связаны с воздействием организмов, хотя оно может быть и косвенным.

481

10.2. АЛЛИТЫ, ИЛИ ГЛИНОЗЕМИСТЫЕ ПОРОДЫ

Эта группа объединяет породы, содержащие не менее 28 % (а по некоторым требованиям и 37 %) оксида алюминия Al2O3. Столь точная цифра определяется тем, что эти породы являются основным сырьем для получения алюминия и данные значения обусловлены чисто технологическими требованиями.

Основные минералы аллитов, которые и определяют само выделение этих пород, — гиббсит, или гидраргиллит Al(OH)3, бёмит AlO(OH) и диаспор (HAlO2).

Наряду с этими породообразующими минералами обычны

ичасто содержатся в значительных количествах гидроксиды железа, каолинит, некоторые другие глинистые минералы группы каолинита и хлорита, в качестве второстепенных — минералы кремнезема, титана, карбонаты и сульфиды железа

идр.

Среди глиноземистых пород выделяют две группы — латериты и бокситы. Термин латерит (от лат. later — кирпич) был использован английским геологом Бюкененом в 1807 г. для красных пород коры выветривания, которые в Индии применялись для производства кирпичей. Позднее оказалось, что эти породы состоят главным образом из каолинита и гидроксидов железа, в то время как свободных гидратов оксида алюминия в них мало. В настоящее время этим термином обозначаются породы коры выветривания, резко обогащенные минералами алюминия.

Термин боксит ввел в науку химик Р. Бертье для породы, обнаруженной в районе Бо (франц. Ваих), содержащей до 52 % Al2O3. Р. Бертье считал эти образования минералом, в настоящее время установлено, что это смесь минералов — как собственно алюминиевых, так и сопутствующих.

Латериты — это продукты глубокого химического выветривания, встречаются в геологическом разрезе не древнее палеогена, т.е. это сугубо кайнозойские образования областей тропического и субтропического климата. В этих условиях при наличии обильной растительности и соответственно наличии гуминовых кислот возникал кислый тип выветривания, который и обусловил столь глубокое разложение исходных минералов. Такой тип выветривания возник лишь с позднего мела, когда сформировался комплекс покрытосеменных растений «тропического леса». Именно этим объясняется только кайнозойский возраст бокситов.

482

Латериты обычно окрашены гидроксидами железа в желтые, бурые и красные цвета, редко они белые. Физическое состояние их разное — это могут быть относительно рыхлые глиноподобные образования, но нередко образуются и плотные и твердые породы, темно-красные, почти черные, ооли- тово-пизолитовой и конкреционной структуры, которые формируют бронирующие поверхности-кирасы.

Бокситы известны в геологическом разрезе с протерозоя, причем минеральный состав их с возрастом несколько меняется: палеозойские бокситы обычно диаспоровые, мезозойские — бёмитовые и кайнозойские — преимущественно гиббситовые. Соответственно меняется и состав сопутствующих минералов — в палеозое преобладают гематит и шамозит, в мезозое и кайнозое — гётит и каолинит. Для многих бокситов характерно наличие тонкодисперсного лейкоксена.

Окраска бокситов зависит в основном от наличия и содержания гидроксидов железа, и она обычно красная, бурая, коричневая, реже белая, серая, желтоватая. Наиболее распространенными структурами бокситов являются оолитовые, пизолитовые, конкреционные. Это плотные породы, причем сферические образования сложены аллитными минералами с примесью железа, а цементом служит более чистая по составу аморфная масса гидроксидов алюминия. Более редки пелитовые или афанитовые бокситы, которые по внешнему виду похожи на глины или аргиллиты. Третьей структурной разновидностью являются обломочные бокситы.

Что касается образования аллитов, то тут более или менее ясен вопрос с латеритами — это продукт глубокого химического выветривания содержащих алюминий пород (и прежде всего — алюмосиликатов) в условиях тропического и субтропического климата. Для бокситов такой определенности нет. Ряд бокситов — это, вероятно, те же латериты более глубокого химического выветривания. Их так и выделяют — как латеритные или элювиальные бокситы. Более или менее ясно происхождение и собственно осадочных переотложенных бокситов.

Многие так называемые карстовые бокситы, залегающие на закарстованной поверхности перерывов карбонатных пород, возможно, также являются остаточными продуктами выветривания. На карбонатном основании развивается сильно щелочная среда, которая способствует растворению и выносу кремнезема и соответственно обогащению оставшихся продуктов алюминием. В ряде случаев — в «геосинклинальных бокситах» — выветриваются и выщелачиваются вулканиче-

483

ские продукты эруптивной деятельности, попавшие на карбонатное основание.

Существенно менее обоснованы другие гипотезы бокситообразования.

10.3. ЖЕЛЕЗИСТЫЕ ПОРОДЫ, ИЛИ ФЕРРИТОЛИТЫ

Породы этой группы включают в себя различные по вещественному — минеральному — составу породы, объединенные лишь наличием повышенных содержаний железа. В этом отношении, как уже указывалось, выделение самостоятельной группы этих пород условно и обусловлено не столько научным показателем — спецификой минерального состава, сколько чисто прикладным значением, поскольку все они являются рудами железа.

По ассоциациям железосодержащих минералов их, с определенной степенью условности, можно разделить на три вида: оксидные и гидроксидные, карбонатные и алюмосиликатные.

Наиболее распространенными являются железистые породы — руды, сложенные оксидами и гидроксидами железа. К ним прежде всего относятся докембрийские железистые кварциты, или джеспилиты (см. гл. 9), представляющие собой тонкое переслаивание слойков магнетита и частично гематита с кварцем. Строго говоря, это уже не осадочные, а метаморфические или, точнее, параметаморфические породы.

Собственно осадочными являются бурые железняки, основным породообразующими железосодержащими минералами которых являются гётит HFeO2, лепидокрокит — минерал того же химического состава, но иной структуры — FeOOH, гидрогётит HFeO2 HH2O. Ассоциация этих минералов обычно называется лимонитом. Среди нерудных компонентов присутствуют различные глинистые минералы, аутигенные минералы кремнезема, кальцит, терригенные примеси. Наличие трехвалентного железа определяет желтый, бурый, виш- нево-красный, темно-коричневый, иногда почти черный цвет породы. Бурые железняки образуют рыхлые, землистые, а также плотные и крепкие массы с оолитово-пизолитовой структурой.

Карбонатные железистые осадочные породы сложены в основном минералом сидеритом FeCO3, а также минералами изоморфного ряда сидерит —магнезит (сидероплезит, писто-

484

мезит) и сидерит-доломит (анкерит). Протерозойские сидеритовые породы серые, темно-серые, плотные кристаллические. Фанерозойские сидериты — темно-серые, почти черные с зеленоватым оттенком, часто имеют конкреционную и линзовидно-пластовую форму и залегают среди темноцветных глинистых пород. В поверхностных условиях двухвалентное железо сидерита легко окисляется до трехвалентного, поэтому на поверхности цвет становится желтоватым, буроватым.

Силикатные железистые породы сложены алюмосиликатами группы железистых хлоритов — лептохлоритов. Основными породообразующими минералами являются шамозит (примерная формула Fe4Al[Si3AlO10] [OHJenH2O) и реже тюрингит Fe3-5(Al, Fe^"),-SSi2_5 А1,_5 О10][ОН]б-2Н2О. Кроме того, присутствуют фосфаты железа, часто сложные — вивианит Fe[P04]2-8H20, керчинит, или кальциоферит (Ca, Mg)3(Fe, Al)2 [PO4J4 (0Η)3·8Η20. Наряду с этими породообразующими минералами часты гидроксиды железа, сидерит, кальцит, глинистые минералы и обломочный материал.

Кроме «чистых» линий, имеются и смешанные желе-

Происхождение железистых пород достаточно разнообразно. Многие бурые известняки образуются в озерах, речных и прибрежно-морских условиях, где железо, мигрируя в форме коллоидальных гидроксидов и органо-минеральных коллоидов, выпадает в осадок при участии бактерий (озерные бобовые руды), под действием электролитов (морская вода). Шамозитовые руды — образования прибрежное морских тиховодных обстановок в условиях восстановительной среды.

Сидеритовые руды фанерозоя — образования пресных и опресненных водоемов. Формирование их связано в основном с диагенезом, когда в восстановительной среде при отсутствии сульфат-ионов морской воды (последние в процессе сульфат-редукции поставляют сульфидную серу с образованием сульфидов железа — гидротроилита, а затем марказита и пирита) формируются карбонаты двухвалентного железа.

Условия и механизмы формирования докембрийских сидеритов пока не очень определенны. Образование джеспили-

485

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Алексеев В.П. Литология: Учеб. пособие. Изд. 1. — Екатеринбург, 2001. - 249 с. Изд. 2. - Екатеринбург, 2004. - 253 с.

Атлас структур и текстур галогенных пород СССР/Я.Я. Яржемский, АЛ. Протопопов, В.В. Лобанова и др. — Л.: Недра, 1974. — 231 с.

Атлас структурных компонентов карбонатных пород. — M.: ВНИГНИ, 2005. - 440 с.

Атлас текстур и структур осадочных горных пород. — M.: Госгеолтехиздат. Ч. 1: Обломочные и глинистые породы. 1962. — 576 с.

Атлас текстур и структур осадочных горных пород. Ч. 2: Карбонатные породы. — M.: Недра, 1969. — 707 с.

Атлас текстур и структур осадочных горных пород. Ч. 3: Кремнистые породы. - M.: Недра, 1973. - 339 с.

Байков А.А., Седлецкий В.И. Некоторые аспекты генезиса галогенных толщ (на примере Среднеазиатского солеродного бассейна)//Литология и полезные ископаемые. — 2001. — № 6. — С. 660 — 672.

Батурин В.П. Петрографический анализ геологического прошлого по терригенным компонентам. — Μ.— Л.: Изд. АН СССР, 1947. — 174 с.

Безбородов Р. С. Краткий курс литологии: Учебник. — M.: Изд-во РУДН, 1996. - 338 с.

Биккенин В. Т., Рожков С.Ф. Критический обзор генетических диаграмм в гранулометрии//Литология и полезные ископаемые. — 1982. — Na 6. — С. 3-14.

Ботвинкина Л.Н. Слоистость осадочных пород//Тр. ГИН. — Вып 59. — 1962. - 542 с.

Валяшко М.Г. Геохимические закономерности формирования месторождений калийных солей. - M.: изд. МГУ, 1962. - 398 с.

Вассоевич КБ., Корнилова Н.Н., Чернышев В.В. О содержании углеродистого органического вещества в континентальном секторе осадочной оболочки Земли//Вестн. МГУ. - 1973. - № 1. - С. 8-23.

Веденеева Н.Е., Вихулова М.Ф. Метод исследования глинистых минералов с помощью красителей и его применение в литологии. — M.: Госгеолиздат, 1952. - 44 с.

Вейл П.Р., Митчем P.M., Томсон С. Глобальные циклы относительных изменений уровня моря//Сейсмическая стратиграфия. — M.: Мир, 1982. Т. 1. - С. 160-183.

Викулова М.Ф., Бурков Ю.К., Македонов А.В. Фациальные типы глинистых пород. - Л.: Недра, 1973. - 288 с.

Виноградов А.П. Введение в геохимию океана. — M.: Наука, 1967. — 215 с.

Геохимия кремнезема. — M.: Наука, 1966. — 423 с.

Грим Р.Е. Минералогия и практическое использование глин. — M.: Мир, 1967. - 510 с.

Гриффите Дж. Научные методы исследования осадочных пород. — M.: Мир, 1972. - 422 с.

Гросгейм В.А. Рожков Г.Ф. Основные вопросы гранулометрии в геологии//Литология и полезные ископаемые. — 1971. — № 5.

Данбар К., Роджерс Дж. Основы стратиграфии. — M.: ИЛ, 1962. — 363 с. Дзенс-Литовский Л.И. Проблема Кара-Богаз-Гола//Литология и полезные

ископаемые. - 1966. - № 1. - С. 88 - 95.

Дриц В.А., Коссовская А Г. Глинистые минералы: смектиты, смешанослойные образования. - M.: Наука, 1990. - 214 с.

487

Дриц В.А., Коссовская ΑΓ. Глинистые минералы: слюды, хлориты. — M ·

Земли//4-й Международный геологический конгресс. Доклады. Т. 4: Литология. - M.: 1984. - С. 69-75.

Заварицкий АН. Введение в петрографию осадочных горных пород — Μ.-Λ.: ГОСИНТИ. 1932. - 79 с.

Зхус И.Д. Глинистые минералы и их палеогеографическое значение. —· M.: Наука, 1966. - 279 с.

Иванов А.А, Воронова МЛ. Галогенные формации. — M.: Недра, 1972. — 175 с.

Иванова В.П., Касатов Б.К., Красавина Т.Н., Розинова ЕЛ. Термический анализ минералов и горных пород. — Л.: Недра, 1974. — 339 с.

Ископаемые известковые водоросли. Морфология, систематика, методы изучения//Тр. Ин-та геол. и геофиз. СО АН СССР. - Вып. 674. - 1987. - 225 с.

Каледа Г.А Эволюция кремнистого осадконакопления на континентальном блоке//Происхождение и практическое использование кремнистых пород - M.: Наука, 1987. - С. 43-59.

Калинко М.К. Соленакопление, образование соляных структур и их влия-

древней коры выветривания Зирабулак-Зинаэтдинских гор (Западный Узбе-

488

Логвиненхо Н.В., Сергеева Э.М. Методы определения осадочных пород. — Д.: Недра, 1986. - 240 с.

Маслов А.В. Осадочные породы: методы изучения и интерпретации полученных данных. — Екатеринбург: Изд-во УГГУ, 2005. — 289 с.

Маслов В.П. Атлас породообразующих организмов (известковых и крем-

Осадочные породы (состав, текстуры, типы разрезов) /Ю.П. Казанский, O A Бетехтина, Н.Н. Верзилин и др. — Новосибирск: Наука, 1990. — 269 с.

Перельман А.И. Геохимия: Учеб. пособие. — M.: Высшая школа, 1979. — 423 с.

Петров В.П. Основы учения о древних корах выветривания. — M.: Наука, 1967. - 343 с.

Петтиджон Ф. Дж. Осадочные породы. - M.: Недра. 1981. — 751 с.

Петтиджон Ф., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники. — M.: Мир, 1976. - 535 с.

Преображенский И.А., Саркисян С.Г. Минералы осадочных пород — M.: Гостоптехиздат, 1954. — 462 с.

Проблемы соленакопления. — Новосибирск: Наука. Т. 1, 1977. Происхождение и практическое использование кремнистых пород. — M.:

Наука, 1987. - 189 с.

Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология: Учебник. — M.: Недра, 1991. —

444 с.

Пустовалов Л.В. Петрография осадочных пород — Μ.—А.: Гостоптехиздат, 1940. Т. 1. - 476 с. Т. 2. - 420 с. Т. 3. - 63 с.

Пустовалов Л.В. Вторичные изменения осадочных горных пород и их геологическое значение //О вторичных изменениях осадочных пород — M.: изд-во АН СССР, 1956. - С. 3 - 5 2 (Тр. ГИН АН СССР. Вып. 5).

Пустовалов Л.В. К вопросу о соотношении осадочных и магматических рудных концентраций//Бюлл. МОИП. Отд. геол. - Т. 59. - 1964. - Na 2. - С. 120-127.

Рейнек Г.Э., Сингх И.Б. Обстановки терригенного осадконакопления. — M.: Недра, 1981. - 439 с.

Рихтер-Бернбург Г. Влияние циклов солнечной активности и других климатических циклов на образование ленточных эвапоритов//Проблемы па-

Саркисян С.Г., Котельников Д.Д. Глинистые минералы и проблемы нефтегазовой геологии. - M.: Недра, 1980. - 231 с.

489