Диагенез и катагенез карбонатных отложений.

Постседиментационные преобразования известковых отложений представляют собой очень сложный процесс, реализуемый иначе, чем у пород глинистых и обломочных. В отличие от последних у известняков нет никакой корреляционной зависимости между глубинами их погружения в стратисфере и изменениями пористости. Уже в условиях начальных стадий литогенеза — раннего диагенеза в субаэральных и мелководно-морских условиях (приливно-отливная зона побережья) первично детритовые и оолитовые осадки с изначальной пористостью, колеблющейся от 40 до 70 % (выше, чем у терригенных песков!), в течение очень краткого промежутка времени — от первых десятков лет до десятков тысячеле­тий — превращаются в крепко сцементированный спаритовым кальцитом так называемый бич-рок с почти нулевой пористостью. И наоборот, на глубинах первых сотен и первых тысяч метров под покровом вышележащих отложений в известняках благодаря воздействию глубинных вод может развиваться пористость вторичного растворения — жеодовая и межкристаллическая. Одновременно внутри этих полостей и трещин может начаться кристаллизация из водных растворов новой генерации кристаллов спаритового кальцита. Агрегаты седиментогенных кальцитовых зерен, в свою очередь, под влиянием роста глубинных температур тоже испытывают перекристаллизацию.

В конечном итоге на стадиях глубинного катагенеза и начального метагенеза возникают мраморизованные, кристаллически- зернистые породы с так называемыми теневыми седиментогенными структурами — остатками ажурных сеточек-перегородок внутри коралловых построек либо с остатками пленочек пелитоморфных некарбонатных веществ, окаймлявших отдельные копролиты, оолиты и биогенные фрагменты. В результате чистый от примесей известняк становится мрамором, а известняк «загрязненный» различными глинистыми и терригенными примесями несколько дольше сохраняет признаки своей седиментогенной структуры; однако в обстановке зеленосланцевого метаморфизма он превращается не в мрамор, а в карбонатио-хлорит-эпидот-актинолитовый сланец, а затем в амфиболит.

Помимо упомянутых минеральных преобразований кальцита (и арагонита в кальцит) в известняках широко развиты процессы вторичной доломитизации (см. в подразд. 8.2), загипсования либо ангидритизации, а также окремнения, которое мы опишем в раз­деле о кремневых породах.

3. Что такое терригенно-минералогическая провинция?

Большой научной заслугой В.П.Батурина было введение понятия о терригенно-минералогических провинциях — областях развития одновозрастных осадочных пород, каждая из которых характеризуется одинаковым комплексом обломочных минералов (породообразующих либо акцессорных, из тяжелой фракции). Любая такая провинция имела свой собственный источник поступления обломочного материала — свою так называемую питающую провинцию. Она в древних осадочных образованиях не сохранилась, будучи полностью денудированной, но после того, как геолог откартировал какую-то пачку песчаных пород на значительной площади и выявил в ее пределах две или несколько терригенно-минералогических провинций, исследователь может наметить с достаточной степенью надежности местонахождение соответствующих питающих провинций и показать их на палеогеографической схеме. Такое построение будет иметь не только научный, но также инновационный интерес для прогноза вероятного местонахождения древних россыпей и коренных источников соответствующих им руд.

Билет № 16

1) Литология — это фундаментальный раздел геологии, направленный на исследование вещественного состава, строения и происхождения (генезиса) осадочных пород и породных ассоциаций, на раскрытие закономерностей их нахождения, условий и стадиальных процессов возникновения и последующего изменения в земной коре, а также эволюции этих процессов в геологическом прошлом. Все перечисленные здесь аспекты литологии тесно взаимосвязаны с интересами множества наук о Земле — минералогии, палеонтологии, стратиграфии, геоморфологии, палеогеографии, геохимии, петрологии, геотектоники, инженерной и экологической геологии, гидрогеологии, геокриологии и др. Вместе с тем литология располагает для решения своих научных задач и проблем индивидуальными, специфическими методами исследования. Они вобрали в себя многие элементы методик изучения кристаллографии, исторической и структурной геологии, петрофизики, однако синтезируют их на качественно иной, своей собственной основе.

Лавинообразный приток информации в данной области знаний стал поступать со второй половины XX в., когда резко расширились объемы нефтепоисковых работ в осадочных комплексах и стало планомерно осуществляться бурение дна океанских впадин. До этого времени литология именовалась как петрография осадочных пород, или осадочная петрография.

До конца первой четверти XX в. фактологическая база данных, которые необходимы для более или менее корректных генетических трактовок множества очень разных по составу осадочных образований, имела существенные пробелы. Затем, по мере их заполнения исследователями, термин graphos был заменен на logos, так как к середине XX в. выдающиеся отечественные ученые — академик Н.М.Страхов, член-корреспондент АН СССР Л. В. Пустовалов и профессор М.С. Швецов, а также их ученики и последователи разработали стройные теоретические концепции учения об осадочных процессах, которое успешно развивается исследователями осадочных комплексов во всем мире.

2) Гольмиролиз – совокупность различных химических процессов, совершающихся под влиянием морских факторов и приводящих к изменению состава минеральных тел, находящихся в море, как во взвешанном состоянии, так и на его дне. Сюда относятся явления растворения, окисления, гидротации, катионного обмена и др химические, биохимические и минералогические процессы. Продукты всего этого безобразия – гальмиролититы. К ним относятся сцементированные аутигенным карбонатом корки “твердого дна”, интенсивно биотурбированные. Фролов причисляет все эти образования к категории “подводного эллювия” и классифицировал их на группы и типы: физический элювий, биоэлювий. Такая точка зрения не нашла признания у остальных. Страхов и Холодов относят вышеперечисленное к ранней подстадии диагенетического превращения осадка в породу. Япоскурт согласен с последней теорией, однако не отрицает и первого варианта., но применительно только к условиям длительных седиментационных пауз.

3) Механизму возникновения глауконитов посвящено множество исследований, но до сих пор окончательные точки над еще не расставлены, хотя многое стало очевидным, Очевидны, в частности, разные способы формирования этого минерала. Один из них, наблюдаемый непосредственно в петрографических шлифах, состоит в трансформационном замещении глауконитом терригенных биотитов и других триоктаэдрических слюд. Постепенная их глауконитизация бывает заметна очень явно. Известны еще случаи метасоматического замещения глауконитом мелких (мельче 0,05 мм) обломков кристаллических зерен различных силикатов — роговых обманок, плагиоклазов и других, а также пепловых частиц вулканического стекла.

Другой механизм глауконитизации — это синтез из иловых растворов SiO,, Al1O3, КЧО, Fe(HCO,), и др. О наличии такого синтеза свидетельствуют микроструктуры комочков (глобуль) этого минерала, размеры которых в поперечнике достигают иногда 0,1 — 0,25 мм; на их поверхностях сохраняются характерные трещинки синерезиса, которые описаны химиками при лабораторных экспериментах — результаты обезвоживания гелевых сгустков, которые затем рас кристаллизуются и, сокращаясь в объеме, покрываются трещинками, по облику своему подобными таковым на поверхности комочков запеченного хлебного теста. Такие разновидности глауконитовых агрегатов заполняют в глин исто-карбонатных отложениях норки зарывающихся животных, а также полости раковин погибших аммонитов и других моллюсков и полости ракови-нокдонных фораминифер. Недавние исследования зарубежных и отечественных литологов позволили сделать вывод о том, что в низкотемпературных обстановках химический синтез глауконитовых включений обеспечивают интенсивные бактериальные процессы при наличии в осадке больших количеств разлагаемых этими бактериями ОВ. Новообразованный глауконит из зон гальмиролиза разносится донными течениями (вероятно, по этой причине горизонты с повышенными содержаниями глауконитов тяготеют к участкам стратиграфических перерывов и трансгрессивных слоев в геологических разрезах древних морских отложений). В результате механической дифференциации могут возникнуть пласты, нацело сложенные из глауконитовых глобуль. Наглядным примером служат слои пакерортского горизонта ордовика Прибалтики, где скопления глауконитов находятся в тесном парагенетическом единстве с отложениями фосфатного раковинного детрита брахиопод рода Obolus (так называемых оболовых фосфоритов). Такие глауконито-иые породы по своим структурным признакам гомологичны мелкозернистым или тонкозернистым песчаникам (под микроскопом шїлиы плотно упакованные овальные глобули мелко- или тонкопсаммитовой фракций), однако по своему вещественному составу это глины с небольшой примесью кварцевых песчаных обломков и осколков фосфатных створок раковин. Учитывая своеобразный облик таких порол, применительно к ним используют термин глауконититы. Надо помнить, что это не песчаники, а глины с агрегатно-псаммитовыми макроструктурами. Однако в тех случаях, когда содержание кварцевых и полевошпатовых зерен в этих слоях превысит уровень 50%, к ним следует применять термин глауконита-кварцевые или глауконито-полевошпато-кварцевые песчаники.

Глауконититы являются ценными индикаторами палеогеографических обстановок. Они же служат и ценными полезными ископаемыми: агросырьем (источники калиевых почвенных удобрений, которые имеют большое преимущество перед калийными солями, потому что не содержат в себе их хлора и не заражают им ландшафт), химическим сырьем для изготовления зеленых красок и малокондиционной железной рудой.

Билет № 17

1) Первый этап генетич анализа – диагностика генетических типов. Она подготавливается детальным описанием геол разрезов (в обнажениях и в керне) с попутным выявлением и систематизацией характерных литотипов (пород с близкими структурными, текстурными и вещественными признаками). При этом вещественные признаки делятся на первичные, или собственно генетические, и вторичные, наложенные на осадок изменения. Рассматриваются лишь первичные (иногда в виде реликтов) и по ним делается заключение о соответствии каждого литотипа либо группы литотипов конкретному генетическому типу осадка.

Генетический тип отложений (Павлов) – отложения, образовавшиеся в результате работы определенных геологических агентов (гравитации, водных потоков и тп).

На первом этапе работы литолога необходим литолого-фациальный анализ, т.е. составление послойных описаний разрезов крупных регионально-стратиграфических единиц – свит, подсвит, толщ.… Затем на основе описаний выделяются наиболее характерные литотипы и генетические типы исследуемых отложений. Потом анализируются их сочетания и взаимоотношения в вертикальных разрезах и на площади развития одновозрастных породных горизонтов. Составляются фацианьные профили и карты фаций, на основе которых впоследствии строятся карты палеогеографические.

2) Соляными породами наз образования, состоящие преимущественно из легко- или заметно растворимых в влде минералов, которые относятся к видам солей: хлориды (галит, поваренная соль, сильвин), сульфаты (гипс), легкорастворимые карбонаты (сода), нитраты (селитра), бораты и фториды. Все они являются ценными полезными ископаемыми.

По условиям формирования они однотипны – хемогенный способ (в наземных водоёмах при повышении концентрации растворенных в них веществ вплоть до пересыщения ими вод и выделении в виде осадка с последующим выпариванием- отсяда название”эвапориты”).

Компоненты солей-эвапоритов, их структуры и текстуры обладуют признаками хемогенности. В основном это крупнокристаллические агрегаты с гранобластовыми структурами. Текстуры чаще горизонтально-слоистые, с признаками ритмично чередующихся слойков соли, чистой и загрязненной глинистыми примесями – явно сезонная (годичная) слоистость, отражающая колебания более и менее жарких климатических циклов, влияющих на интенсивность выпаривания соли либо на периодичность привноса в бассейн реками с суши чужеродного глинистого материала. Такие текстуры не редко осложняются петлеобразными складками постседементационной природы – диапировыми, при изменении объема пород на стадии катагенеза.

3) Структурой называется свойство горной породы, обусловленной формами и размером ее составных компонентов (минеральных или органических), а так же характером их внутрипластовых сочленений. Так например при механогенном способе формирования породы она слагается обломочными компонентами. Ими называются минеральные агрегаты, существовавшие до образования данной породы. Каждый из них имеет сугубо индивидуальную форму: окатанную, угловатую и тп.

Принципиально иные категории структур свойственны хемогенным способам породообразования. В данном случае минеральные компоненты именуются хемогенными, а так же аутигенными. Им соответствуют структуры аморфные и кристаллически-зернистые.

Еще одна категория структур возникает там, где главной причиной породообразования была жизнь и (или) гибель животных, растений, бактерий. Ее продукты, или биогенные компоненты, опознаются по их морфологии, описанной в палеонтологии. Соответствующие структуры называются биоморфными.

Билет № 18

1) Генетическим анализом именуется метод познания генезиса осадочных образований геологического прошлого, т.е. расшифровки процессов возникновения исходных осадков, ставших исследуемыми горными породами, а так же условий и обстановок их накопления (ландшафтных, климатических и др.).

Теоретической основой анализа служит сравнительно-литологический принцип познания условий формирования древних образований путем исследования способов и закономерностей современного осадконакопления, с учетом необратимого характера эволюционирования осадочных процессов в геол истории Земли, опубликованной в трудах Страхова (о способе решения генетических вопросов путем увязки данных по современному осадконакоплению с данными по древним породам с выделением сходств современного и древнего).

Первый этап генетич анализа – диагностика генетических типов. Она подготавливается детальным описанием геол разрезов (в обнажениях и в керне) с попутным выявлением и систематизацией характерных литотипов (пород с близкими структурными, текстурными и вещественными признаками). При этом вещественные признаки делятся на первичные, или собственно генетические, и вторичные, наложенные на осадок изменения. Рассматриваются лишь первичные (иногда в виде реликтов) и по ним делается заключение о соответствии каждого литотипа либо группы литотипов конкретному генетическому типу осадка.

Генетический тип отложений (Павлов) – отложения, образовавшиеся в результате работы определенных геологических агентов (гравитации, водных потоков и тп).

На первом этапе работы литолога необходим литолого-фациальный анализ, т.е. составление послойных описаний разрезов крупных регионально-стратиграфических единиц – свит, подсвит, толщ.… Затем на основе описаний выделяются наиболее характерные литотипы и генетические типы исследуемых отложений. Потом анализируются их сочетания и взаимоотношения в вертикальных разрезах и на площади развития одновозрастных породных горизонтов. Составляются фацианьные профили и карты фаций, на основе которых впоследствии строятся карты палеогеографические.

2) Алюминиевые породы – экзогенные образования с пелитоморфными, оолитовыми, реже обломочными структурами, состоящие более чем на 50% из минералов свободного глинозема, а так же алюмосиликатов. Их главные представители – аллиты, бокситы, латериты.

Они входят в триаду Al-Fe-Mn, выделенную Страховым, которая является индикатором гумидных условий палеоклимата.

Образование основной группы ал пород (80%) связано с латеритным выветриванием и продуктами их ближайшего переотложения – коллювием, делювием и пролювием. Гепотизу формирования латеритов мощной коры выветривания сформулировал англ геолог Фокс. Он подчеркнул, что латеральный профиль формируется в жарком климате с чередованием периодов ливней и засух, в обстановке холмисто-овражных ландшафтов. Классический разрез такого профиля состоит из следующих зон (снизу вверх): 1) неизменные магматические породы; 2) те же породы, дезинтегрированные и коалинизированные(на начальном этапе выветривания); 3) каолиновая глина; 4) зона окремненного каолинита; 5) латеральный боксит; 6) твердая корка гидроксидов железа.

Процесс латеризации протекает очень медленно(до нескольких 1000 лет).

3) Текстура пород существенно детализирует генетическую информацию, дополняя более общие структурные показатели. Она определяет как характер взаимных ориентировок породных компонентов внутри пласта вместе с формами его подошвы и кровли. При хаотическом расположении внутренних компонентов текстура называется беспорядочной, а при явной дифференцированности их по размеру или по составу, или при однообразной ориентировки удлиненных частиц – слоистой. Формы разнообразны: горизонтальная, волнистая, косая и тд.

Билет 19

I. Осадочные полезные ископаемые

Гипергенез.

Образование кор выветривания. С ними связаны месторождения бокситов (около 95% мировых запасов), железа, марганца, никеля, кобальта, редких металлов, золота, каолина, апатита, магнезита, талька, барита, цеолитов, монтмориллонита и камнесамоцветного сырья.

Характерными чертами месторождений, сформированных в результате процессов выветривания являются:

- связь с влажным и жарким климатом;

- приуроченность месторождений к эпохам выравнивания;

- локализация месторождений в определенных зонах вертикального разреза кор выветривания;

- преимущественно плашеобразная форма рудных тел;

- слабая сцементированность вмещающих пород, рыхлые, пористые, цементные, каркасные текстуры, колломорфные и тонкодисперсные структуры руд.

Седиментогенез.

Россыпь — это скопление рыхлого или сцементированного обломочного материала, содержащего в виде зерен, их обломков либо агрегатов ценные минералы. Полезные минералы россыпей включают: Au, Pt и платиноиды, U, Th, Y. TR, Sc, V, Zr, Та, Nb, Ti, Sn, W, Be, Hg, Fc, Сг; драгоценные и поделочные камни (алмаз, изумруд, корунд, гранаты, топаз, турмалин, янтарь, аметист, агат, горный хрусталь и др.)» формовочные, стекольные и строительные пески, каолины. Различают аллювиальные, пролювиальные, прибрежно-морские, карстовые и озерные россыпи.

Диагенез.

Хемогенные осадочные месторождения включают месторождения каменных солей, окисных и карбонатных руд железа и марганца, железомарганцевых конкреций океанического ложа, части бокситов. Некоторые исследователи относят к этому классу месторождения железистых кварцитов. Среди рассматриваемых месторождений выделяется два типа — сформированные из истинных растворов и из коллоидов. К первому относят месторождения солей и рассолов (хлоридные, сульфатные, содовые), ко второму — металлов (оолитовых руд; железо-марганцевых конкреций; железистых и марганцевых кварцитов).

Важнейшими типами биогенных осадочных месторождений являются месторождения твердых горючих полезных ископаемых — торфа, лигнитов, бурых и каменных углей и горючих сланцев. Все они представляют собой концентрации собственно углеродистого органического вещества.

Существуют гидрогенные урановые руды, описанные Перельманом, Холодовым. Образуются благодаря миграции внутри осадков в аридных зонах при субаэральном диагенезе вод, содержащих растворенные соли урана.

В областях развития ледниковых отложений формируются лессы, используемые для строительства. Еще неметаллические полезные ископаемые: гипс, фосфориты, опалолиты, доломиты, цеолиты, каолиновые глины субстрата угольных пластов, монтмориллонитовые глины, образованные за счет диагенетического преобразования пепловой вулканокластики.

Катагенез.

Высвобождающиеся в процессе илитизации воды устремляются в пласты пористых пород-коллекторов либов тектонически ослабленные зоны. Проходя через них, они насыщаются многими катионами и образуют рудоносные гидротермы. Под влиянием флюидного давления они выжимаются в направлении от центра к периферии впадины и вверх, где значения давления и температуры значительно понижены, и внутри отдельных карбонатных пластов метасоматически формируются стратиформные руды Mg, Fe, Cu, Pb, Zn и др. (Саткинские магнезиты и Бакальские сидериты в рифейских толщах Южного Урала).

На стадии катагенеза, согласно учению Вассоевича, проходит главная фаза нефтеобразования, в результате которого вода, несмешивающаяся с нефтью, вытесняет ее в природные резервуары. Также происходит углефикация ОВ.

 

II. Вулканогенно-осадочные породы.

Вулканогенно-осадочные породы — весьма распространенная группа пород, которые состоят целиком или преимущественно из продуктов синхронного седиментации вулканизма. Они по источнику своего вещества могли бы рассматриваться как продукты эндогенные, однако по характеру процессов и экзогенных условий накопления данные породы принадлежат к категории осадочных образований. Среди них выделяются две разновидности: обломочные и хемогенные.

Вулканогенно-обломочные породы классифицируются:

1. на эффузивно-кластические (лавокластиты), возникшие в результате синхронной излиянию механической фрагментации периферии лавовых потоков (по размеру обломков подразделяются аналогично псефитам), и гиалокластиты — подводно-эксплозивные, пульверизационные, десквамационные), состоящие из фрагментов сидеромеланового, палагонитизированного вулканического стекла (по гранулометрии гомологичные пелитам, алевритам, пескам и дресвяникам);

2. эксплозивно-кластические (вулканические туфы), сложенные синхронным пирокластическим материалом с возможным содержанием чужеродного материала от 0 до 10 %;

3. переотложенные (тефроиды), отличающиеся от туфов окатанностью фрагментов, наличием сортировки и слоистости;

4. смешанные (туффиты) с заметной (10 — 50%) примесью невулканогенных компонентов. Термин «туффит» в настоящее время признается не всеми. Япаскурт считает уместным использовать его там, где вулканопластика резко отлична своим составом от терригенной примеси, например: смесь базальтовых частиц с окатанными зернами кварца.

Вулканические туфы по величине своих обломков подразделяются на; агломератовые, псефитовые, псаммитовые, алевритовые и пелитовые; а по набору компонентов на: лито-, кристалло- и витрокластические, а также смешанные; по составу, в соответствии с типом излившихся пород, на: базальтовые, андезитовые, риолитовые и др. Среди генетических разновидностей туфов выделяются отложения пирокластических потоков, шлаковых конусов, притрубочные, тефровые и др.

К хемогенным разностям вулканогенно-осадочных пород относятся продукты гидротермальной вулканической деятельности — опалолиты, сульфатолиты, каолинолиты, отложения оксидов Мn, сульфидов, которые по форме залегания — покровной, жильной и гнездовой — отличны от прочих осадочных пород, но по существу представляют хемогенно-метасоматические осадочные образования.

Отличие вулканогенных пород от других осадочных в их форме (рогульки всевозможные).

 

III. Рекристаллизационный и Рекристаллизационно-грануляционный бластез терригенного кварца.

Бластез - процесс перекристаллизации породообразующих компонентов в твердом состоянии, без фазовых переходов, но при участии межкомпонентных растворов. Рекристаллизационный бластез сводится к кагбэ проникновению одних зерен в другие с замещением кварца кварцем. Миграция со временем продвигается все глубже, и иногда некоторые соседние зерна могут быть полностью поглощены мигрирующей границей. Это может усложняться грануляцией: возникновением на контактах разноориентированных мелких кварцевых индивидов, погасающих в шахматном порядке и кажущихся неразъемными.

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 ассоциация<