ВУЗ: Не указан

Категория: Не указан

Дисциплина: Не указана

Добавлен: 28.09.2020

Просмотров: 4287

Скачиваний: 7

ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.
background image

 

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


background image

 

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-


background image

 

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 


background image

 

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

 

 

 

            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

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 


background image

 

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.