Билет 20

I. Триада Al - Fe – Mn. климатические и ландшафтно-палеогеографические условия образования.

Алюминиевые, железистые и марганцевые породы взаимосвязаны единством климатических условий, необходимых для их формирования. Н.М.Страхов назвал эти породы триадой Al-Fe-Mn, которая служит надежным индикатором гумидных условий палеоклимата.

Алюминиевые породы — это исключительно экзогенные образования с пелитоморфными, оолитовыми, реже обломочными структурами, состоящие более чем на 50 % из минералов свободного глинозема (группы тригидратов Аl3+ — гидраргиллита Аl(ОН)3 либо моногидратов — бёмита, диаспора Аl(ОН)), а также алюмосиликатов (каолинита, галлуазита, бертъерина и др.), гидрооксидов и оксидов железа (гетита, гематита, маггемита) и, меньше, титана (анатаза, рутила). Их главные представители: аллиты, бокситы и латериты.

Гипотезу формирования латеритов как продуктов своеобразной и мощной коры выветривания сформулировал в начале XX в. 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:

1. неизмененные магматические породы (например, базальты);

2. те же породы, дезинтегрированные и каолинизиованные (на начальном этапе выветривания);

3. каолиновая глина;

4. зона окремненного каолинита ("кремнистый литомарж"), просачивание атмосферных вод;

5. латеритный боксит;

6. твердая корка («кираса», или «панцирь») гидрооксидов железа.

Главным фактором этих процессов служат насыщенные ОВ кислые воды. Будучи ими нейтрализованы и повысив свой рН, воды периодически выносят и значительную часть SiO 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.

Железистые породы бывают сложены гидрооксидами железа (гётит; гидрогётит, или лимонит), оксидами железа (в основном гематит, в некоторых метапородах магнетит, реже фосфатами (вивианит Fe3[P04]*8Н20, керченит), а также шамозитом или причислявшемуся к нему прежде бертьерином.

Эти образования морфологически и генетически многотипны. Их структурно-текстурная приуроченность тоже различная. Наиболее контрастно различаются руды континентальных (включая окраинно-морские) и океанических блоков земной коры. Континентальные по своему составу и генезису группируются в три категории: 1) генетически связанные с вулканизмом; 2) осадочные фанерозойские железняки; 3) джеспилиты.

Руды второго типа бывают приурочены:

1. к корам выветривания (некоторые обогащенные Fe3+латериты причисляют к железной руде),

2. 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 отличаются от иных типов железных руд преимущественно оолитовым строением. Оолиты состоят в основном из гётита и/или бертьерина. В виде редких тонких слойков может присутствовать сидерит, слагающий кристаллически-зернистый цемент выполнения пор между рудными оолитами, а иногда вторично замещающий гётит или бертьерин внутри них.

Марганцевые породы сложены более чем на 50% агрегатами: оксидов четырехвалентного Мn (пиролюзитом, псиломеланом), оксидами трехвалентного Mn, с примесью 0-30% Fe203; гидрооксидами (пирохлорит, манганит), карбонатами (родохрозит) и силикатами (браунит). Структуры их в основном криптозернистые, пелитоморфные, реже оолитовые.

Сопоставляя фациальные ряды многих морских марганценосных комплексов кайнозоя и мезозоя, Н. М. Страхов выявил, 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 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. Это логически увязывается с наибольшей геохимической подвижностью марганца во всей рассматриваемой здесь гумидной триаде Аl — Fe — Мп.

Огромные потенциальные запасы рудных веществ представляют собой железомарганцевые 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 вернадита, тодорокита, бернессита, 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 воде. А скорость их кристаллизации значительно выше, чем скорость накопления океанских глинистых илов, вследствие чего эти конкреции обычно выступают над глинистым ложем океанского дна.

Как произошли, адекватно не знает пока никто.

II. Смектиты.

Пакеты трехслойные. В центре каждого пакета расположен октаэдрический слой, а сверху и снизу — слои тетраэдрические. Из-за такой конструкции получается, что каждый пакет обращен к своему соседу одинаковыми с ними анионами => связи между пакетами очень непрочные. Их способны раздвинуть молекулы воды и ОВ (совместно с так называемыми «обменными» катионами — Na+, Са2+ и др.). Такие кристаллические решетки называются лабильными. Межплоскостные расстояния у них колеблются в пределах 10 — 17А. Главное физическое свойство смектитовых глин: их сильная разбухаемость при смачивании.

Разновидностей смектитовых минералов известно много по двум причинам. Во-первых, в зависимости от заселения октаэдров трех- либо двухвалентными катионами, смектиты бывают диоктаэдрическими (преобладают в природе) и триоктаэдрическими. Во-вторых, в октаэдрах и иногда в тетраэдрах катионы замещают друг друга: А13+ <—> Fe3+, Mg2+ <—> Fe2+ и др. Это свойство именуется изоморфизмом. Благодаря ему смектиты представлены многими изоморфными разновидностями: диоктаэдрическими — монтмориллонитами глиноземистыми, глиноземисто-железистыми и железисто-глиноземистыми, а также целиком железистыми разностями, именуемыми нонтронитами; а также триотраэдрическими — разнообразными сапонитами.

Все перечисленные разновидности смектитов под микросколом неотличимы друг от друга. Можно лишь констатировать, что смектиты среди глинистых минералов — единственные, обладающие очень низкими показателями преломления (ниже, чем у канадского бальзама, либо ненамного выше). Интерференционные окраски их — желтые 1-го порядка, угасания прямые. Точную диагностику этих минералов могут обеспечить только рентгеноструктурные и микрозондовые анализы.

Условия седиментации. Смектиты генерируются в щелочных обстановках. Таковые наблюдаются при аридном климате в зонах гипергенеза, в соленых озерах и лагунах, а также на дне всех морей и океанов, где смектиты распространены особенно широко.

1. В морских условиях присутствует много переотложенных (из кор выветривания, из более древних эродируемых осадочных толщ или из солеродных бассейнов и др.) частиц глиноземистых монтмориллонитов, которые сравнительно с прочими глинистыми минералами обладают наилучшей плавучестью, и потому далеко разносятся морскими течениями, а потом посредством организмов-фильтраторов осаждаются в виде агрегатных комочков на дно бассейна в достаточно глубоководных, гидродинамически застойных условиях.

2. разновидность в основном мелководно-морских и лагунных смектитов формируется хемогенным способом за счет осевшего на дне вулканического пепла, в процессе гальмиролиза, в обстановках крайне замедленных темпов осадконакопления (так называемых седиментационных пауз, когда за длительное время, иногда на протяжении сотен лет, осадок не перекрывается новыми слоями). И в таких обстановках стекловидные пепловые частицы трансформируются в глиноземистый либо глиноземисто-железистый монтмориллонит.

3. существуют разновидности глубоководных железистых смектитов (в том числе нонтронита), которые формируются на океанском дне при застывании там излившейся базальтовой лавы или частиц базальтовой пирокластики, быстро охлаждаемых на контакте с океанской водой и покрывающихся корками аморфного вещества — палагонита, частично преобразуемого затем в смектиты в парагенезе с микрокристаллическим цеолитом (в основном филлипситом).

В перечисленных осадочных отложениях господствуют диоктаэдрические разности смектитов. Триоктаэдрические смектиты широко развиты в продуктах разгрузки на дне горячих гидрогерм в рифтогенных океанических структурах и характерны для осадков высокоминерализованных эвапоритовых комплексов.

Трансформации седиментогенных глинистых минералов, в особенности смектитов. При температуре 70—80 °С и выше начинают активизироваться процессы ухода межслоевых молекул Н20 совместно с ОВ и обменными катионами (Na+, Са2+, Mg2+, Fe2+), а в тетраэдрических элементах кристаллической решетки осуществляется частичная замена каждого 3-го катиона Si+4 на катион А1+3, обладающий меньшим ионным радиусом. Этим процессом нарушается баланс кристаллических зарядов. Он тут же восстанавливается привносом в межслоевое пространство (на место «выдавленной» молекулы воды) катионов К+. Источником последних могут послужить корродируемые полевые шпаты и другие минералы из соседних слоев алевритовых, песчаных пород либо кислых эффузивов. Таким путем совершается межслоевой обмен веществом: из глин в песчаники поступают растворы Si02 (пополняющие резерв кремнезема, необходимого для развития кварцевого регенерационного цемента), а в глины привносится из песчаников К+, что влечет за собой трансформацию смектита в диоктаэдрическую слюду — иллит.

Зоны трансформаций смектитов в иллиты имеют толщины порядка многих сотен метров. Процессы эти осуществляются не сразу, а через переходные, так называемые смешанослойные образования. В последних часть слоев трансформирована, а другая часть на какое-то время сохранилась в прежнем виде. Постепенно, сверху вниз по разрезу процентные соотношения исходных и трансформированных слоев внутри глинистого кристалла меняются в сторону увеличения последних. Полная их трансформация в слюду или хлорит завершается синхронно с предельным уплотнением породы (пористость 5 — 2%), превращаемой в аргиллит.

В термобарических условиях глубокого катагенеза трансформационные иллиты и хлориты начинают испытывать политипные преобразования структур своих кристаллических решеток. Иллиты превращаются в серицитоподобную слюду.

III. Аутигенно-минералогическая провинция.

Аутигенно-минералогические провинции — территории в пределах единого бассейна седиментации, характеризуемые определенными парагенетическими ассоциациями аутигенных компонентов осадочных пород, в которых запечатлены признаки геохимических обстановок, свойственных моментам накопления осадка и начальным этапам его превращения в породу. Методику анализа этих провинций разработали Л. В. Пустовалов (1940) и Г. И.Теодорович (1958), которые использовали для данной категории термин «геохимические фации». Под ним подразумевались пласт или свита пластов, которые на всем протяжении обладают одинаковой изначальной геохимической характеристикой, возникшей в результате условий образования осадочной породы и проявляющейся в совместном нахождении одного и того же комплекса син-генетичных аутигенно-минеральных выделений. В. Пустоватое описал 9 морских геохимических фаций: сероводородную (с сульфидами), сидеритовую, шамозитовую, глауконитовую, фосфоритовую, окислительную, ультраокислительную (оксиды, гидроокислы Fe и Мп), доломитовую и морских солей, а также 6 континентальных геохимических фаций: латеритную, ортштейновую, пустынную, растворимых солей, железных руд и углей. ГИ.Тсодорович существенно расширил и детализировал данную типизацию. Выделяя ее, исследователь должен строго дифференцировать многоэтапные минеральные новообразования, отделяя седиментогенные и диагенетические компоненты от более поздних минеральных агрегатов, свойственных последиагенетическим стадиям катагенеза и гипергенеза.