Биогенный способ перехода в твердую фазу

В океанической воде Р2О5 находится в сильно недонасыщенном растворенном состоянии. Переход в твердую фазу осуществляется 2 путями: биогенным (биолитным) и хемогенным.

В первом случае оксид фосфора входит в состав раковин в виде фосфатных минералов, которые в процессе гибели образуют так называемые ракушняк-терригенные с примесью глауконита формации, лежащие с размывом на древних платформах с содержанием полезного компонента 4-10% (Прибалтика). Обычно такие формации связаны с трансгрессией или регрессией моря, что подтверждается находками фосфатных раковин и желваков в отложениях со следами перерывов и размывов в осадочных толщах.

Желваковые и конкреционные фосфориты с содержанием оксида фосфора 7-13% чаще всего встречаются совместно с ракушняковыми, но формируются они уже на стадии диагенеза из отжимающихся иловых растворов, обогащенных фосфором и карбонатом кальция. Такие месторождения чаще всего приурочены к склонам синеклиз (Актюбинский бассейн) и к молодым платформам (Вятско-Камское месторождение и Курская группа месторождений).

 Хемогенное образование пластовых фосфоритов

Для хемогенных фосфоритов характерно содержание оксида фосфора от 15 до 35%. Внешне они довольно разнообразны и представлены карбонатами, кремниевыми, глинистыми и обломочными породами. Только под микроскопом можно определить, что сложены они преимущественно фосфатными оолитами и стяжениями разной формы с размерами не крупнее 1 мм в диаметре.

Механизм их образования по теории Казакова-Бушинского следующий: В приповерхностной зоне воды в морях и океанах содержание оксида фосфора низкое в связи со значительным поглощением фосфора различными организмами(10-50 мг/м3). На глубине более 2000м содержание Р2О5 может достигать 300мг/м3 за счет падения на дно погибших организмов (нектона и планктона), но в присутствии повышенного содержания растворенного углекислого газа в воде оксид фосфора сохраняется в растворе. Когда глубинные холодные воды, насыщенные Р2О5 выносятся течением в зону, на границу с шельфом, где резко снижается гидростатическое давление, происходит прогрев воды и СО₂ начинает интенсивно выделяться в поверхностные воды, наступает пересыщение по фосфату кальция, который и выпадает в осадок иногда одновременно с карбонатами или несколько позднее. В верхней части водоема, на глубине 50м фосфор снова поглощается организмами, его насыщение резко падает и садка фосфатов резко прекращается.

 

Соли (эвопориты)

Э- это хлоридные и сульфатные соли, образовавшиеся путем выпадения в осадок из истинных растворов на испарительном гх барьере, источником служит морская вода, сгущение которой до солеродного раствора-рапы возможно только в аридных условиях в полузамкнутых лагунах, куда должна постоянно поступать морск.вода, содержащая хлориды и сульфаты Mg,k,Na. При этом бассейны должны находиться в спец.тектонических условиях, где наблюдается конседиментационное прогибание дна.

Соленость морской воды-3,5%, при повыш. концентрации солей до 8,0% в морской воде начинает выпадать в осадок доломитовый ил. При повыш до 12-15% кристаллизуются сульфаты. В открытом море такие процессы невозможны. Прогрессирующее осолонение морской воды в полузамкнутом бассейне может привести к формированию всей гаммы сульфатов, хлоридов Mg,N,K и Ca. В прибрежных условиях из морской воды сульфаты, хлориды и смешанные хлоридно-сульфатовые соли. В наст время известно более 60 минералов-эвапоритов. Можно разделить на 4 стадии:

1. При солености от 15-20% выпадают в осадок гипсы-ангидриты и астраханит (Na2SO4*MgSO4*4H2O)при повышении солености до 22-26% начинает кристаллизоваться галит, сопровождаемый садкой кизерита (MgSO4*Н2O), полигалита (К2SO4*2CaSO4*MgSO4*2H2O) и астраханита ­­это стадия формирования нормальных сульфатов.

2.  Сильвинитовая стадия. Соленость 27-32%.в ней формируется сильвин(KCl),каолинит (KCl*MgSO4*3H2O), лангбейнит (K2SO4*2MgSO4) и унаследованные от предыдущей стадии минералы -галит, кизерит, полигалит. В рез-те образуется сложная хлоридно-сульфатная п. –«хардзальц»,добываемая в Германии и Прикасп. Низменности

3.  карналлитовая стадия. Соленость повышается до 32% и более. Выпадает в осадок каркаллит (KMgCl3*6H2O) и все предыдущие минералы (обязательно каркаллит сопровождают сильвин и галит)

4.  Бишофитовая . соленость 40%. Соответствует эвтоническим растворам. Вся вода из рапы полностью поглощена минералами в форме гидрата. Одновременно с каркаллитом образуется бишофит (MgCl2*6H2O).

Крупные соляные месторождения формировались только в 2 периода –Кембрии(только до 2й ст) и Пермь (все 4ст, 70% месторождений солей). Всего 106 соленосных бассейнов.31-калийные соли,8-калийно-магниевые. Во всех остальных формирование доходило только до 1 стадии. Причины: изменение климата, тектонические условия. Для геологических формаций характерно зональное строение, в основе- мергельно-доломитовые породы, переходящие вверх по разрезу в ангидритовые, которые сменяются толщей каменной соли и заверш. Формированием калийно-магниевых пород

 

Каустобиолиты

Каустобиолиты-горючие полезные ископаемые органического происхождения. Они занимают особое место среди осадочных горных пород, т.к. являются полностью результатом жизнедеятельности растительных и отчасти животных организмов.

Их подразделяют на три группы:

1) каустобиолиты угольного ряда(торф, сапропель, горючие сланцы, ископаемые угли);

2) каустобиолиты нефтяного ряда(нефть, битумы, горючие газы);

3) липтобиолиты(янтарь, воск, смола).

Различают два способа накопления материнского вещества: 1-автохтонный, когда органическое вещество сохраняется на месте своего произростания и 2-аллохтонный, когда накопления материала происходит за счет его сноса из других мест.

Выделяют два основных периода в формировании каустобиолитов: 1-торфяной(до покрытия осадка вышележащими отложениями) характерзуется разложением и превращением растительных остатков под влиянием биохимических процессов, протекающих в растительной массе. В этот период образуется генетический тип каустобиолитов, петрографические особенности корого обусловлены исходным материалом и характером его превращения, что связано с физико-географическими условиями накопления.

Во второй период(после перекрытия осадка вышележащими отложениями) происходит химическое изменение растительного вещества под влиянием геологических факторов- повышение температуры и возрастание литостатического давления. В этот период происходит углефикация материнского вещества (увеличивается содержание углерода, удаляется кислород и другие летучие компоненты). Совокупность первичных и вторичных процессов изменения растительного вещества и создает все разнообразие ископаемых каустобиолитов.

По данным Фролова каустобиолиты могут быть представлены 4 генетическими типами, которые он объединил в 2 группы: бентосную и планктоногенную.

Бентосная группа представлена мангровыми и подводно-луговыми органогенными отложениями.

Мангровые отложения-это накопление органического вещества высших растений, преимущественно древесных, растущих в соленой воде в приливно-отливной зоне тропического и субтропического пояса. Они являются морскими аналогами торфяников, за счет которых формировались угольные пласты паралических толщ, особенно палеозойских(Донбасс, Кузбасс и т.д.)

Современные мангры широко распространены по вост. побережью Австралии и берегам Новой Гвинеи(ширина зоны 5-10км), а также в дельтах рек Нигера, Ганга, Брахмапутры, Амазонки, где ширина мангровых зарослей достигает 50 км.

Подводно-луговые отложения служат источником для образования горючих сланцев. Современными их аналогами являются заросли водной растительности, широко распространенные в дельте Волги. При его переработке материнское вещество не окисляется полностью, в основном гидролизуется и переходит в осадок, где захороняется. Эти отложения изучены слабо, хотя имеют широкое распространение начиная с девона. Горючие сланцы Дагестана образуют линзы и пласты толщиной до 50 см и протягиваются на сотни метров.

Планктоногенная группа представлена лагунными и пелагическими отложениями. Современные лагуны, накапливающие ил, обогащенный органическим веществом в основном фитогенного состава с небольшим участием зоопланктона и нектона (не более 10%). За их счет формируются горючие сланцы(диктионемовые и граптолитовые) раннего ордовика в Прибалтике и Ленинградской области.

Планктоногенные пелагические отложения представлены битуминозными сланцами доманикового горизонта, исходным материалом для которых служили сапропелевые водоросли.

Доманиковый тип – это отложения застойных впадин вдали от берега, представленные глинами, кремнями и карбонатами. Органическое вещество битумного ряда образовалось за счет водорослей с участием планктона. Доманиковые нефтематеринские породы широко распространены на Русской платформе, с ними связаны крупные месторождения Татарии, Башкирии, Самарской области, Пермского края и т.д.

 

Манганаты

Псиломелан, пиролюзит и родохрозит.

Источником образования отложений служат коры выветривания изверженных пород. Кларк марганца составляет всего лишь 0,1% от общего объема литосферы.

Все отложения подразделяются на остаточные и переотложенные. Почти все минералы представлены тонкодисперсными, колломорфными, часто скрытокристаллическими структурами и в корах выветривания обычно имеют натечные формы или землистые скопления.

Марганец обычно связан с корами выветривания у/о и основных пород.

Перенос образовавшегося в коре выветривания Mn(OH)2 временными потоками и реками при рН=5,5-6, попадая в щелочную среду морской воды, коагулирует и образует пизолитовые структуры.

В некоторых специфич. обстановках, при усиленном выносе коллоидной массы, возникает их повышенная концентрация в осадках прибрежной области.

Высокие рудные концентрации Mn в прибрежной зоне гумидного литогенеза находится под влиянием 5 факторов:

1. локально резко усиленная подача данных компонентов с берега, например, при размыве кор выветривания или древних месторождений Mn.

2. влияние гидродинамического режима

3. действие разбавления терригенным материалом суши

4. концентрирующее влияние процессов перераспределения в диагенезе рудного осадка

5. перемыв рудного пласта с выносом из него тонкодисперсного терригенного материала

Рудообразование достигает наибольшей силы, если все 5 факторов действуют согласовано.

Проследив размещение Mn внутри гумидных поясов, можно считать установленными следующие факты:

1. Руды Mn формировались в основном в тропических и субтропических влажных зонах и значительно реже - в умеренном влажном поясе.

2. В пределах стабильных регионов рудообразования была установлена их приуроченность к позитивным тектоническим структурам: выступам фундамента и их склонам, причем железо-марганцевые руды располагаются в более низких и далеких от свода частях склона.

3. железо-марганцевые конкреции чаще приурочены к олигомиктовым формациям.

В настоящее время установлены крупные скопления железо-марганцевых конкреций на дне Тихого и Атлантического океанов на глубине 3500-4000 метров. Они генетически связаны с подводным вулканизмом.

 

Хар-ка аллитов.

Латериты-розовато-коричневатый цвет, глиноподобное в-во(плотное, не размокающее в воде )ТВ<5 черта кирпично-красная, структура скрытокристаллическая(землистая) текстура тонкослоистая

Бокситы- породы коричневато-красного(оранжего-желтого)цевета хар-ся пизолитовой(бобовой)структурой. Гл.породообразующие минералы 1. диаспор 2 гидрамлит В чистом виде хар-ся светло-серым почти белым цветом. Желтовато-оранжевую окраску имеют за счет содержания оксидов железа 20 и более%

Глины- образуются в корах выветривания

Метод капли:

По составу

1. гидрослюдистые шероховатая поверхность

2. каолитовая-гладкая жирная

3. монтмориллонитовая-вспучивающаяся

Метод окрашивания:

Раствор мителеновый голубой 0,01 норм раствор

Каолинитовая-сиренево-фиолетовый цвет. Не имеет окраску

Гидрослюдистая-голубовато-синий (не меняет окраску после КCI)

Монтмориллонитовая-сильно увеличивается в размере при добавлении воды. Цвет фиолетовый. Ярко зеленый зеленовато-голубой при добавлении КCI