Историческая геология (практикум). Учебно-методическое пособие

Шамозитовые руды – образования прибрежные 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 джеспилитов в настоящее время также связывают с жизнедеятельностью железистых бактерий.

Впроцессе геологического развития Земли происходила отчетливая эволюция формирования тех или иных типов железистых пород.

Поздний архей и протерозой – это время формирования железистых кварцитов.

Всреднем и позднем протерозое формировались мощные толщи сидеритов.

Впалеозое началось формирование бурых железняков, которое продолжалось в мезозое и кайнозое, а с мезозоя к ним добавились сидеритовые и шамозитовые породы.

Вопросы к теме 6

1.Основные типы железистых пород.

2.Происхождение железистых пород.

3.Железистые породы, характерные для докембрия.

4.Основные типы железистых пород, формировавшихся в фанерозое.

Литература к теме 6

Ежова А.В. Литология. Томск: Изд-во Том. политехн. ун-та, 2009.

335 с.

Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение. М.: Недра, 2007.

Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли. М.: Наука, 1980. 78 с. Рухин Л.Б. Основы литологии. 3-е изд. Л., 1969.

21

Тема 7. СОЛЯНЫЕ ПОРОДЫ И ЭВОЛЮЦИЯ ГАЛОГЕНЕЗА

Термином «соляные породы», или «соли», объединяются разнообразные породы – преимущественно сульфаты и хлориды, реже нитраты (природные селитры), бораты, карбонаты некоторых щелочных металлов (природная сода – трона). Часто используется термин «галогенные породы». Нередко эта группа пород выделяется под названием эвапориты (от лат. evaporatio – испарение). Этот термин генетический, так как фиксирует общность происхождения абсолютного большинства соляных пород за счет химического выпадения вещества из растворов повышенной концентрации при испарении воды.

Соляные породы составляют 1,2 % общего объема осадочных пород, или 1,1 % объема осадочной оболочки с учетом наличия эффузивов. Представители этой группы достаточно многочисленны, но наиболее распространены гипсы, ангидриты, каменная соль и в значительно меньшей степени – сильвинит. Уже из этого списка видно, что наиболее распространенными являются породы мономинеральные, и название породы и породообразующего минерала часто совпадает (гипсы и ангидриты как минералы и как породы).

Способы образования минералов, образующих соляные породы,

исоответственно способы образования этих пород, как практически

ивсех других осадочных пород, достаточно разнообразны, но абсолютно преобладает чисто химическое выпадение из растворов по мере достижения предела растворимости тех или иных солей. Общая последовательность в целом достаточно определенная – вначале выпадают сульфаты кальция (гипс и ангидрит), затем хлориды натрия (галит), затем хлориды и сульфаты калия и магния (сильвин, карналлит, полигалит и др.) и, наконец, хлориды магния (бишофит).

Для образования значительных масс солей необходимы два условия – аридный климат и наличие полуизолированных, но не теряющих связей с Мировым океаном водоемов.

Эпохи соленакопления в истории Земли

Первые отложения сульфатов отмечены в среднем рифее в Австралии (формация Биттер-Спрингс) и Северной Америке (Гренвильская серия). Верхнерифейские и вендские сульфатные формации уже развиты достаточно широко и известны в Восточной Сибири,

22

Иране, Омане, Пакистане, Гренландии, ряде районов Северной Америки. По крайней мере с венда началось осаждение и каменных солей, и с этого времени соленакопление продолжалось в течение всего фанерозоя, однако оно было крайне неравномерным. Эпохами грандиозного соленакопления были ранний кембрий, вторая половина ранней – поздняя пермь, поздний триас, поздняя юра – ранний мел, в меньшей степени средний – поздний девон и миоцен. Отмечены также длительные временные интервалы, когда соленакопление было резко ограничено: поздний кембрий – ранний девон, ранний карбон, средний триас, палеоцен.

При этом палеозойское соленакопление было сосредоточено в небольшом числе грандиозных солеродных бассейнов, связанных преимущественно с эпиконтинентальными морями. В мезозое солеродных бассейнов стало больше, но масштабы соленакопления в них меньше палеозойских, а сами бассейны более разнообразны по тектоническому положению. В кайнозое количество бассейнов увеличилось при одновременном сокращении их размеров. Появились и играли существенную роль континентальные – озерные – соленосные толщи.

Параллельно с изменением масштабов и типов бассейнов соленакопления изменялся и вещественный состав соленосных отложений. В течение всего фанерозоя развиты гипсы, ангидриты, а также соленосные формации хлоридного типа. В перми и неогене к ним добавляются хлоридно-сульфатные формации с сульфатами калия и магния, а в неогене еще и карбонатами натрия.

Таким образом, в фанерозое намечается два крупных цикла соленакопления – палеозойский и мезозойско-кайнозойский. Каждый из них начинается длительным этапом накопления морских гипсов и главным образом хлоридов. Завершаются циклы относительно кратковременными пермским и неогеновым этапами образования также калийно-сульфатных формаций и континентальных озерных комплексов, причем в перми это относительно простые по минеральному составу галит-глауберитовые отложения, а в неогене минеральный состав их весьма разнообразен.

Вопросы к теме 7

1.Какие породы называются «соляными»?

2.Наиболее распространенные типы соляных пород.

23

3.Способы образования минералов, образующих соляные породы.

4.Условия, необходимые для образования соляных пород.

5.Эпохи максимального соленакопления.

6.Типы солеродных бассейнов, характерные для разных этапов истории Земли.

7.Изменение вещественного состава соленосных отложений в фанерозое.

Литература к теме 7

Ежова А.В. Литология. Томск: Изд-во Том. политехн. ун-та, 2009.

335 с.

Жарков М.А. История палеозойского соленакопления. Новосибирск: Наука, 1978. 272 с.

Жарков М.А. Эволюция галогенного осадконакопления в истории Земли // 4-й Междунар. геол. конгресс: Докл. M., 1984. Т. 4: Литоло-

гия. С. 69–75.

Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение. М.: Недра, 2007.

Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли. М.: Наука, 1980. 78 с. Рухин Л.Б. Основы литологии. 3-е изд. Л., 1969.

Тема 8. ГЛИНОЗЕМНЫЕ ПОРОДЫ (АЛЮМИНИСТЫЕ)

Алюминистые осадочные породы представляют собой скопление оксидов и гидроксидов алюминия (глинозема), среди которых преобладают диаспор, бёмит и гидраргиллит. Содержание оксидов алюминия колеблется в широких пределах, составляя преимущественно 30−50 %. Значительное место в алюминистых породах занимают примеси, среди которых основными являются оксиды железа (10−15 %), шамозит, каолинит, карбонаты кальция и магния, а также обломочные минералы – кварц, полевые шпаты, мусковит, рутил и др.

Главнейшими алюминистыми осадочными породами являются

латериты и бокситы.

Латериты − ярко окрашенные, преимущественно коричневатокрасные, реже серовато-розовые породы, рыхлые, водопроницаемые

24

или плотные. Окраска пород определяется наличием в них железа в окисной форме. Основным алюминийсодержащим минералом является гидраргиллит.

Латериты представляют собой современную кору выветривания пород, богатых алюмосиликатами, образовавшуюся в условиях жаркого переменно-влажного климата. В результате химического выветривания в условиях кислой среды из материнских кристаллических пород удаляются подвижные соединения, а на месте остаются и постепенно накапливаются оксиды алюминия, железа, кремния и глинистые минералы, составляющие в совокупности латерит.

Бокситы – так же, как и латериты, имеют преимущественно ко- ричнево-красную, розовато-красную, оранжево-красную окраску, но встречаются разности светло-серые и черные. Окраска определяется составом и количеством примесей. Прочность пород непостоянна, встречаются как рыхлые, так и весьма плотные разности.

Алюминийсодержащие минералы представлены диаспором, бёмитом и гидраргиллитом. Суммарное их содержание может достигать 70−80 %. При погружении бокситовых отложений происходит их дегидратация и главным минералом становится диаспор. В бокситах также постоянно присутствуют лимонит, гётит, гидрогётит, тонкодисперсный гематит и гидрогематит, примеси кварца, опала, халцедона, каолинита.

По происхождению бокситы разделяются на две крупные группы:

остаточные (псевдоморфные) и переотложенные (осадочные).

Псевдоморфные бокситы представляют собой ископаемую кору выветривания и характеризуются в различной степени реликтовыми структурами пород, за счёт выветривания которых они возникли. Наиболее распространены бокситы с реликтовыми структурами основных пород: базальтов и долеритов. Отмечаются и бесструктурные бокситовые глинистые породы.

Осадочные бокситы образуются в результате переотложения латеритной коры выветривания. Освобождающийся при выветривании глинозём (разложение каолина) образует устойчивые в растворе коллоиды с гумусовыми веществами. В таком виде они выносятся речными водами в озёра и моря, где и происходит их отложение в виде геля гидрооксида алюминия.

25

Осадочные бокситы образовались в платформенных либо геосинклинальных условиях. Платформенные бокситы приурочены к делювиальным, аллювиальным и котловинным (озёрным) отложениям. Геосинклинальные бокситы обычно залегают на закарстованной поверхности известняков и покрываются карбонатными породами с морской фауной.

Подавляющее большинство переотложенных бокситов в процессе диа- и катагенеза приобретают различные разновидности бобовых и оолитовых структур. Характерны также конгломератовые и брекчиевые структуры. Бобовины в бокситах обычно представлены затвердевшими сгустками колломорфного вещества гиббсит-гематитового состава. Часто бобовины несут следы переноса (обломаны, либо стёрты края, сортированы по крупности и пр.).

Основная масса добываемых бокситов используется для получения алюминия, иногда – для изготовления огнеупоров и адсорбентов.

Эпохи накопления глиноземных пород

Месторождения бокситов докембрийского возраста неизвестны. Однако в докембрийскую эпоху в различных регионах мира сформировались небокситовые источники глиноземного сырья – силлиманитовые, андалузитовые и кианитовые кристаллические сланцы и гнейсы.

Раннепалеозойская эпоха также была неблагоприятной для образования месторождений бокситов. Наиболее значительное месторождение этого возраста (Боксонское) известно в Восточной Сибири. Оно приурочено к доломитовой свите рифей-раннекембрийского возраста.

В позднепалеозойскую эпоху месторождения бокситов формировались преимущественно в Северном полушарии. В девоне образовались месторождения геосинклинального типа Урала и Салаира, в карбоне – бокситы на Восточно-Европейской, Китайской и СевероАмериканской платформах. Преобладают бокситы морского генезиса, которые, по-видимому, сформировались за счет перемыва и переотложения продуктов кор выветривания. В России наиболее крупные месторождения залегают среди известняков, в Китае и США приурочены к угленосным отложениям и ассоциируют с плотными маложелезистыми каолиновыми породами.

26

Мезозойская эпоха была благоприятной для формирования промышленных месторождений в Южной Европе, в пределах Средиземноморской геосинклинали. Здесь они образуют два протяженных пояса. Один из них простирается от северо-восточных районов Испании через южные части Франции и Италии до восточного берега Адриатического моря и далее через Грецию и Эгейские острова в Турцию. Другой пояс расположен севернее и включает месторождения бокситов Австрии, Венгрии и Румынии. В Европе все мезозойские месторождения бокситов ассоциируют с известняками и доломитами. Иногда они окаймлены и отделены от известняков красноватым землистым материалом, известным под названием терра росса

(terra rossa).

Бокситовые залежи диаспорового типа известны в Индии в Западных Гималаях. Бокситы мезозойского возраста имеются также в Казахстане, где выделяется Северо-Казахстанская бокситовая провинция.

Кайнозойская эпоха – выдающаяся для бокситообразования (более 90 % всех мировых ресурсов). Крупнейшие месторождения третичных бокситов сосредоточены в странах Западной Африки, Австралии, Южной Америки и Карибского бассейна. Значительные месторождения известны также в Азии.

Вопросы к теме 8

1.Какие породы называются «глиноземными»?

2.Основные типы глиноземных пород.

3.Что собой представляют остаточные (псевдоморфные) бокситы?

4.Что собой представляют переотложенные (осадочные) бокситы?

5.Особенности формирования бокситов в позднепалеозойскую эпоху.

6.Особенности формирования бокситов в мезозойскую эпоху.

Литература к теме 8

Ежова А.В. Литология. Томск: Изд-во Том. политехн. ун-та, 2009.

335 с.

Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение. М.: Недра, 2007.

27

Платформенные бокситы СССР. М.: Наука, 1971. 395 с. Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли. М.: Наука, 1980. 78 с. Рухин Л.Б. Основы литологии. 3-е изд. Л., 1969.

Тема 9. ФОСФАТНЫЕ ПОРОДЫ (ФОСФОРИТЫ)

К фосфатным относятся породы, содержащие не менее 10 % Р2О5. Наиболее известны из них фосфориты, основной составной частью которых являются минералы – соли фосфорной кислоты – гидроксилапатит, фторапатит, карбонатапатит, а также аморфный фосфат – коллофанит. В качестве примесей в фосфоритах присутствуют глинистый материал, карбонаты кальция и магния, обломочные зерна, органическое вещество, а также аутигенный опал, халцедон, глауконит и пирит. В зависимости от состава примесей фосфориты внешне могут быть похожими на другие осадочные породы – песчаники, известняки, глины. Окраска фосфоритов обычно темная, серая, корич- невато-серая, зеленовато-серая. Она обусловлена присутствием примесей – органического вещества, сульфидов железа, глауконита. Чистые фосфориты имеют белый цвет.

По условиям образования различают пластовые, конкреционные фосфориты, костяные брекчии и терригенные фосфатные породы.

Пластовые – геосинклинальные фосфориты залегают в виде пластов мощностью от нескольких сантиметров до 15–17 метров, окрашены обычно в темные тона. Макроскопически похожи на песчаники, кремень, яшму. В шлифах видно, что частицы покрыты концентрическими слоистыми оболочками фосфата, а сцементированы они аморфным фосфатом, кальцитом или доломитом.

Конкреционные фосфориты разделяют на радиально-лучистые и желваковые. Радиально-лучистые фосфориты представляют собой шаровидные образования размером от единиц до 20 сантиметров, имеющие хорошо выраженную радиально-лучистую структуру. Желваковые фосфориты слагаются однородными стяжениями фосфата, имеющими разнообразную форму. В них часто встречаются сложенные кальцитом обломки фауны и фосфатизированные растительные остатки. Поверхность первичных желваков шероховатая, а переотложенных – глянцевая.

28

Костяные брекчии – породы желто-бурого цвета, довольно пористые, состоят из позвонков рыб и других костей, сцементированных карбонатным, песчано-глинистым или фосфатным цементом.

Терригенные фосфатные породы представлены ракушечниками,

сложенными остатками фосфатных раковин беззамковых брахиопод (Obolus, Lingula), и песчаниками, в которых обломочный материал сцементирован фосфатным веществом.

Образование фосфоритов в морских водоёмах происходит в результате гибели и разложения организмов, освобождении P2O5, накопленного в телах организмов.

Эпохи накопления фосфатных пород

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

Поздний докембрий – ранний кембрий – это эпоха глобального формирования пластовых фосфоритов зернистого типа.

Ордовик – силур – это 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 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.

Вопросы к теме 9

1.Какие породы называются фосфатными?

2.Какие типы фосфатных пород различают по условиям образования?

3.Основные эпохи накопления фосфатонакопления.

29

Литература к теме 9

Ежова А.В. Литология. Томск: Изд-во Том. политехн. ун-та, 2009.

335 с.

Ильин А.В. Древние (эдиокарские) фосфориты. М.: Геос, 2008. 81 с.

Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение. М.: Недра, 2007.

Ронов А.Б. Осадочная оболочка Земли. М.: Наука, 1980. 78 с. Рухин Л.Б. Основы литологии. 3-е изд. Л., 1969.

Тема 10. МАРГАНЦЕВЫЕ ПОРОДЫ

К марганцевым осадочным породам относятся образования, содержащие свыше 10 % оксида марганца. В их состав входят различные минералы марганца, в основном оксиды (манганит, псиломелан, пиролюзит, браунит) и карбонаты (родохрозит, мангано-кальцит). Кроме того, обычно присутствует значительное количество других компонентов, представленных окисными соединениями железа, глинистыми минералами, кальцитом, обломочным материалом, кремнистыми образованиями. Марганцевые породы подразделяются на четыре минералогопетрографических типа: окисные, окисленные, кар-

бонатные и силикатные.

Окисные руды состоят из минералов оксида и гидроксида марганца: пиролюзита, манганита, псиломелана. Эти породы имеют чёрную окраску, конкреционную, бобовую, оолитовую структуру, реже землистое сложение. Источником марганца являются кристаллические породы. Переносится он в виде коллоидов гидроксида марганца, частично в ионной форме. Причиной осаждения марганца является коагуляция коллоидов и деятельность бактерий. Окисные руды образуются в мелководной области моря, где, благодаря волнениям, в изобилии присутствует кислород. Широко известны болотно-озёр- ные руды марганца, в которых он в виде гидроксидных соединений ассоциирует в различных пропорциях с оксидами и гидроксидами железа. Окисные руды являются наиболее ценными для промышленности.

Окисленные руды возникают в обстановках широкого развития кор выветривания на марганецсодержащих породах и рудах. Они

30