ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 28.09.2020
Просмотров: 3932
Скачиваний: 7
126
7,50), меньше магния (
MgO
– 3,34), кальция (CaO – 1,85), натрия (
Na
2
O
– 1,08),
калия (
K
2
O
– 0,39%).
Диатомовый ил
формируется из отмерших диатомей – разновидности фи-
топланктона с кремнистыми раковинами. Они распространены в полярных аква-
ториях в водах с пониженной температурой и соленостью. В химическом составе
ила преобладает
SiO
2
(69,72%),
CaCO
3
(19,29), меньше
MgCO
3
(1,13),
Al
2
O
3
(0,55),
Fe
2
O
3
(0,29),
Ca
3
P
2
O
3
(0,41),
CaSO
4
(0,29%).
Общая история возникновения и последующих изменений гумидных оса-
дочных пород представлена Н.М. Страховым в виде следующей схемы:
Стадия се-
диментоге-
неза
Этап 1 Мобилизация веществ в коре выветривания
Этап 2 Перенос веществ и осадкообразование на водосборных
площадях
Этап 3 Осадкообразование в конечных водоемах стока
Стадия
диагенеза
Этап 1 Окислительное минералообразование в группе мало-
устойчивых компонентов осадка
Этап 2 Восстановительное минералообразование в той же
группе
Этап 3 Перераспределение аутигенных минералов и возник-
новение стяжений; локальное уплотнение осадков
Стадия ка-
тагенеза
Региональная литификация пород под действием уси-
ливающегося давления; частичное преобразование
устойчивых компонентов породы.
Стадия
протомета-
морфизма
Глубокое минералогическое преобразование вещества
осадочных пород, их структуры и текстуры под влия-
нием главным образом температуры
Океанические илы занимают более половины поверхности Земли. Основ-
ная часть их представлена тонкодисперсными минералами. В пелагических осад-
ках концентрируется
Mn, Ni, Cu, Co, Pb, Mo, Yb, Y, La, Sc
,
B
примерно на порядок
выше, чем в литосфере. Отмечается тенденция резкого увеличения концентрации
F, Сl, Br, I, Te, As
, основным источником которых являются преимущественно
вулканические эманации на дне океана. Коллоидные терригенные частицы сорби-
руют
Na, Сa, Mg, Cu, Ni, Co, Mo, P, Pb, Zn
и др. В роли коагулянтов выступают
Fe
и
Mn.
Чем больше акватория океанического бассейна, тем интенсивнее накапли-
ваются в пелагических илах эти элементы и могут быть потенциально рудными
образованиями.
10.2.2.
Геохимия континентального и морского осадкообразования
Под воздействием экзогенных процессов образуются продукты выветрива-
ния на континенте и осадки морей и океанов. Они могут быть исходным веще-
ством для формирования месторождений полезных ископаемых осадочного про-
исхождения при наличии соответствующих геохимических барьеров. Рассмотрим
ниже их геохимию.
Отформатировано:
Шрифт: курсив
Отформатировано:
Отступ: Слева:
0 см, Выступ: 0,76 см
Формат:
Список
Отформатировано:
По ширине
127
Геохимия остаточных продуктов (резидюаты).
Остаточные продукты
после выветривания пород представлены трудноразлагаемыми минералами:
SiO
2
,
ZrSiO
4
, FeTiO
3
, TiO
2
, SnO
2
и др. Они могут переносится механически водными по-
токами, сортируясь по размеру обломков, удельному весу в виде россыпей,
участвуют в формировании коры выветривания.
Состав кор выветривания зависит от химического состава исходной поро-
ды, природных условий, геохимических процессов. Это преимущественно крем-
нисто-глинистые образования с гидроксидами
Fe
и
Al.
В вертикальном профиле
коры выветривания выражена зональность: вверху залегают нерастворимые ми-
нералы – конечные продукты разложения породы (каолинит, хлорит, тальк),
глубже – гидрослюды, серицит, бастит, ниже – неизмененные минералы первич-
ных пород. Исследователи отмечают четыре эпохи мощного развития кор вывет-
ривания: послеархейская, додевонская, мезозойская, верхнетретичная. Они быва-
ют двух типов в зависимости от химического состава –
остаточными
с отложе-
нием продуктов разложения на месте бывшей породы;
перемытыми
– с некото-
рым выносом и привносом вещества.
Кварц в коре выветривания остается нерастворимым, образуя пески и пес-
чаники, с постепенным переходом от мелко- и тонкозернистых песков к глинам
через алевриты (размер частиц 0,1 – 0,01мм). Аморфный кремнезем слабо раство-
рим. Количество истиннорастворенной кремнекислоты в водах Черного моря со-
ставляет 70%, коллоидной 18% и планктон-детритной 12%. Соленость морской
воды и щелочность раствора способствуют повышению степени ионной диссоци-
ации
H
4
SiO
4
.
Считается, что эта кремнекислота образуется за счет гидролиза си-
ликатов. Кремний не образует химических соединений с органическими кисло-
тами почв. В результате цементации выпадающими из раствора
CaCO
3
, CaSO
4
.
2H
2
O
пески превращаются в песчаники. Согласно А.Д. Архангельскому, массовое
отложение кремнезема происходило в те геологические эпохи, когда была макси-
мальная пенепленизация суши в умеренных климатических условиях.
С кремнеземом может накапливаться органическое вещество и при после-
дующем метаморфизме образуются углисто-кремнистые или графитисто-
кремнистые сланцы. Процессам эпигенеза, метасоматоза и метаморфизма песча-
ники подвергаются слабо. Изменяется цемент песчаника. Глинистый цемент мо-
жет превратиться в смесь хлорита и серицита, а глинисто-известковистый – в
смесь хлорита и эпидота. Под действием щелочных растворов песчаники могут
подвергаться процессам серицитизации и альбитизации.
Геохимия гидролизатов
. Для гидролизатов характерно накопление алю-
миния, а соотношение
SiO
2
:Al
2
O
3
меньше 1. Такие породы называют аллитными,
которые служат основой формирования бокситов. При соотношении
SiO
2
:Al
2
O
3
больше 1 образуются ферралитные породы – основа для формирования латеритов.
Для образования бокситов из глинозема необходимо удалять
SiO
2
. Разде-
ление
Al
и
Si
протекает при рН 9 – 10. Латериты образуются преимущественно за
счет основных и базальтоидных пород, содержащих
Al
2
O
3
.
Высокое содержание
SiO
2
в гранитах препятствует образованию свободного
Al(OH)
3
. Для латеритного
выветривания и образования бокситов необходим климат с влажным периодом в
течение года. В это время происходит вынос продуктов выветривания: бикарбо-
128
натов, оснований, растворимых щелочных силикатов и некоторой части щелоч-
ных алюмосиликатов.
Платформенные бокситы, по Л.Б. Рухину, связаны с континентальными
отложениями и преобладанием
Al(OH)
3
. Бокситы в морях образуются в прибреж-
но-морских условиях и приурочены к карбонатным толщам в форме
AlO
2
H
. В
условиях диагенеза при образовании бокситов выносится
SiO
2
,
перераспределя-
ются и переотлагаются гидроксиды
Al, Fe
3+
, Ti, Zr, Ga, Be, V, Cr
и др. При окисле-
нии органического вещества и восстановлении железа образуется шамозит, в ряде
случаев сидерит. Бокситы по химическому составу изменчивы. Содержание глав-
ных элементов следующее:
Al
2
O
5
(30–62,7%),
Fe
2
O
3
(6–46),
TiO
2
(1–10),
SiO
2
(0,5–
15),
H
2
O
(11–21%). Главные минералы боксита: моноклинальный гиббсит γ-
Al(OH)
3
или гидраргиллит, триклинный байерит α-
Al(OH)
3
, моноклинный тучанит
2Al(OH)
3
· H
2
O
, ромбический диаспор α-
AlO
2
Н
и его диморфная ромбическая раз-
ность γ-
AlO
2
Н.
Известны следующие эпохи бокситообразования: докембрий, нижний и
средний кембрий, граница нижнего и среднего девона, нижний карбон, триас, с
верхней юры до верхнего мела, палеоген.
Бокситы подвергаются эпигенетическим, метасоматическим и метаморфи-
ческим процессам, в ходе которых происходит их дегидратация, окремнение, хло-
ритизация, привнос фосфора, щелочей и карбонатов.
Геохимия оксидатов
. Наиболее распространенные оксидаты представле-
ны осадочными рудами железа и марганца. Для их отложения в континентальных
условиях наиболее благоприятный влажный умеренный климат средних широт
(лагунные и озерно-болотные руды). Железо переносится водными растворами в
виде иона
Fe
2+
и соединений
Fe
3+
. В присутствии органических и гумусовых кис-
лот при рН менее 5,5 ион
Fe
3+
легко переходит в комплексный анион, щелочные
соли которого достаточно хорошо растворимы. Железо-органические комплексы
окисляются и образуют рыжие пленки гидроксида железа на поверхности мине-
ралов.
В зависимости от окислительно-восстановительной обстановки Л.В. Пу-
стовалов выделил следующие морские геохимические фации для железа:
окислительная при избытке
O
2
;
глауконитовая при некотором избытке
O
2
;
шамозитовая при недостатке
O
2
и
СO
2
;
сидеритовая в присутствии
СO
2
;
сероводородная с главным реагентом
H
2
S.
Н.М. Страхов железорудные месторождения прибрежных частей моря де-
лит на группы:
приморские сидериты;
лагунные гидрогетиты;
гематито-шамозито-сидеритовые руды верхней части шельфа;
сидериты нижней части шельфа;
пиритовые руды зоны сероводородного заражения.
Главная масса рудного железа земной коры экзогенного генезиса, куда мо-
жет входит гипогенное железо в результате эрозии пород. Природные гидроксиды
железа осадочных месторождений следующие: гетит α-
FeО(OH)
ромбической
129
сингонии; гидрогетит имеет тот же состав, что и гетит, но с избыточным количе-
ством воды до (10–12%), образует основную массу бурых железняков или лимо-
нитов; лепидокрокит γ-
FeО(OH)
ромбический минерал; гидрогематит α-
Fe
2
O
3
об-
ладает структурой гематита.
Выделены геологические эпохи осадочного накопления железа, начиная с
архея: нижнекембрийская, нижнеордовикская, нижний силур, верхний карбон,
юра, эоцен, плиоцен.
Марганец переносится бикарбонатными растворами в виде иона
Mn
2+
. При
одноименных зарядах частиц марганец и железо разделяются в породах, при раз-
ноименных – взаимно осаждают друг друга с образованием бурого железняка, со-
держащего до 10–18 %
MnO
2
. Марганец может окисляться до
MnO
2
только в ще-
лочной среде, окисление
Fe
2+
может происходить в щелочной и кислой среде.
Наиболее распространены марганцевые руды осадочных пород морского проис-
хождения. Ближе к берегу при благоприятных условиях преобладает пиролюзит и
псиломелан. Черные руды с
Mn
4+
по мере удаления от берега сменяются мангани-
товыми с
Mn
3+
. По мере убывания окислительной среды образуются карбонатные
руды: родохрозит –
MnCO
3
, манганокальцит –
(Mn,Ca)CO
3
, иногда олигонит –
(Mn,Fe)CO
3
. На больших глубинах дна океана из морской воды отлагается тонко-
дисперсный иловатый осадок
MnO
2
. Для марганцевых руд характерны
Li, Co, Ba,
W
иногда
Tl, Th, Ag, Cd
. Наиболее крупные месторождения марганцевых руд от-
носятся к палеогену.
Геохимия глин.
Для глин соотношение
SiO
2
:Al
2
O
3
более 2. Под глинами
понимаются рыхлые, в основном, гидроалюмосиликатные породы с размерами
частиц менее 0,01мм, среди которых более 30% имеют диаметр менее 0,001мм.
Они составляют 60% объема всех осадочных пород и наиболее сложные по свое-
му химико-минералогическому составу, по разнообразию и количеству сорбиро-
ванных ими редких металлов.
Основной путь образования глин происходит через гидролиз первичных
минералов:
4KAlSi
3
O
8
+ 10H
2
O → Al
4
[Si
4
O
10
](OH)
8
+ 4KНSiO
3
+ 4H
2
SiO
3
ортоклаз
каолинит
Глины формируются также в результате выветривания полевых шпатов на
месте залегания материнской породы и состоят из неразложившихся мелких пер-
вичных минералов, т.е. элювиальных остаточных образований.
Третий путь формирования глин – «оглинивание» бокситов под действием
кремнистых растворов, образовавшихся при гидролизе:
4Al(OH)
3
+ 4H
2
SiO
3
→ Al
4
[Si
4
O
10
](OH)
8
+ 6H
2
O
Наконец, значительная часть глин создается водно-осадочным путем (оса-
ждение и переотложение). В геосинклиналях глины превращаются в аргиллиты
путем уплотнения, пропитки связующим веществом, частично перекристаллизо-
ваны.
По определению И. Конта (1958), глинистые минералы представляют со-
бой водные силикаты со слоистыми и цепочными решетками, состоящими из сло-
ев кремнекислородных тетраэдров, образующих гексаны, и соединенные с окта-
эдрическими слоями. Они пластичны и высокодисперсны. В учебной и научной
130
литературе приводят химические формулы, отличающиеся между собой, однако
основа их везде одинакова:
Si, Al, O, OH.
Выделяют следующие характерные группы глинистых минералов:
монтмориллонитовая (смектиты);
каолинитовая (кандиты);
гидрослюды;
вермикулиты;
хлориты;
аллофаны и аллофаноиды;
сепиолит и палыгорскит;
смешанно-слоистая.
К
монтмориллонитовой группе
относятся минералы: монтмориллонит
Al
2
[Si
4
O
10
](OH)
2
.
nH
2
O
; нонтронит
(Fe,Al)
2
[Si
4
O
10
](OH)
2
.
nH
2
O
– железистая раз-
новидность монтмориллонита; бейделлит – обогащен алюминием; сапонит, вол-
конскоит, соконит и гекторит – соответственно разновидности магниевая, хромо-
вая, цинковая и литиевая. Соотношение
SiO
2
:Al
2
O
3
от 0,4 до 2,0.
Для образования монтмориллонита наиболее подходит сухой умеренный
или теплый климат, нейтральная или щелочная реакция, присутствие в растворе
достаточной концентрации
Mg, Ca, Fe
, отсутствие заметных количеств калия, ко-
торый привел бы к образованию гидрослюд, преобладают вулканический пепел,
карбонатные, основные и ультраосновные породы. С монтмориллонитом ассоци-
ируют гидрослюды, галлуазит, опал, палыгорскит, хлориты, карбонаты.
Волконскоит образуется в условиях восстановительной среды, теплого и
влажного климата. Встречается в верхнепермских песчаниках красноцветной
толщи Предуралья.
При увлажнении монтмориллонита значительно увеличивается расстояние
между слоями, что позволяет проникать в них катионам, которые могут перехо-
дить в необменную форму при высыхании и сближении слоев, т.е. решетка монт-
мориллонита подвижная. Емкость поглощения составляет 80–120мэкв на 100г
фракции менее 0,001мм. С органическим веществом образуются водопрочные аг-
регаты. Минералы группы монтмориллонита часто образуют смешанно-слоистые
минералы с гидрослюдой, хлоритом и другими глинистыми минералами.
К
каолинитовой группе минералов
принадлежит каолинит
Al[Si
2
O
5
](OH)
4
,
галлуазит
Al
2
[Si
2
O
5
](OH)
4
.
.
2H
2
O
, диккит, накрит. Соотношение
SiO
2
:Al
2
O
3
= 2. Это
диоктаэдричесие слоистые гидросиликаты.
Каолинит образуется в условиях теплого гумидного климата с кислой сре-
дой. В большом количестве каолинит встречается на элювии древних извержен-
ных пород в субтропической и тропической зонах. Ему часто сопутствует кварц,
галлуазит, аллофан, гиббсит, гетит. Образуется из полевых шпатов, слюд и других
минералов. Емкость поглощения не превышает 25 мэкв на 100г фракции менее
0,001мм. Он не обладает внутренним кристаллическим набуханием, поэтому сор-
бирует очень мало элементов. Галлуазит формируется при быстром выветрива-
нии, иногда в присутствии нейтрализующихся сульфатных растворов. Возможно
образование галлуазита при разложении плагиоклазов, амфиболов и хлоритов.
Емкость поглощения 40–60 мэкв на 100 г фракции 0,001 мм.