Характеристика главных компонентов осадочных горных пород

Главными породобразующими компонентами осадочных пород являются:

1) реликтовые минералы и обломки пород;

2) минералы осадочного происхождения;

3) органические остатки;

4) вулканогенный материал.

Ниже рассмотрены породообразующие компоненты, за исклю­чением реликтовых минералов, которые были охарактеризованы в главе, посвященной магматическим породам.

Минералы осадочного происхождения Группа кремнезема

Наиболее распространенные минералы этой группы — опал, халцедон и осадочный кварц.

Опал

S\₂ • пН₂0. Аморфный.

п= 1,406—1,460.

Состав непостоянен. Содержание воды колеблется от 2 до 13— 14%, достигая иногда 34%. При нагревании часть воды теряется. Опал чаще всего бесцветен или молочно-белый, но иногда может в зависимости от примесей быть желтым, красным, голубым или черным. Блеск стеклянный до воскового. Полупрозрачные разности характеризуются опалесценцией. Плотность 1,9—2,5. В свежих за­боях горных выработок нередко мягок, но на поверхности быстро

твердеет (максимальная твердость 5—6) и становится хрупким. Излом раковистый.

В шлифе бесцветен. Обычно изотропен, но иногда слабо дву-преломляет вследствие внутренних напряжений. Показатели пре­ломления изменяются в широких пределах в зависимости от со­держания воды, но их значения всегда намного ниже, чем у ка­надского бальзама. Характерны отрицательный рельеф и ясно вы­раженная шагреневая поверхность (первая группа по Лодочнико-ву). С помощью полоски Бекке опал можно легко отличить от аморфного фосфата, характеризующегося резким положительным рельефом. От галита, флюорита и цеолитов опал отличается отсут­ствием спайности. Шагреневая поверхность позволяет отличить опал в шлифе от глинистых минералов и канадского бальзама.

Осадочный опал отлагается в морских водоемах. Он входит в состав многих кремнистых пород, а также выполняет пустоты и трещины в глйЬах, песчаниках и известняках. Опал слагает скеле­ты диатомовых водорослей, радиолярий и губок. Известны натеч­ные формы опала в виде сталактитов и кремнистых туфов. Опал легко переходит в халцедон и кварц. Этот минерал распространен преимущественно в кайнозойских породах, в мезозойских встреча­ется реже, в палеозойских отсутствует.

Халцедон

БЮг. Сингония не установлена.

п_е= 1,538—1,543; п₀ = 1,530— 1,533; п_е~п₀ = 0,008—0,010.

Оптически одноосный, положительный.

Ориентировка оптической индикатрисы: п_е\\с.

Халцедон является волокнистой или скрытокристаллическои разновидностью кварца. Некоторое различие в физических и оп­тических свойствах этих минералов объясняют наличием в халце­доне субмикроскопических пустот и небольшой примесью тонко­рассеянного опала. Цвет белый, серый, светло-желтый, бурый, зе­леный. Плотность 2,6. Твердость 6. Спайности не обнаруживает. Излом раковистый до занозистого.

В шлифе бесцветный. Цвета интерференции серые до белых. Имеются три разновидности халцедона, различающиеся по ори­ентировке оптической индикатрисы. У собственно халцедона волок­нистые кристаллы имеют прямое погасание и отрицательный знак удлинения, у кварцина — прямое погасание и положительное удли­нение, у лютецита — косое погасание (до 30°) к направлению уд­линения. Минералы группы халцедона наблюдаются в шлифах в виде веерообразных пучков, сферолитов, микрозернистых корочек вокруг обломочных зерен, колломорфных выделений и т. д.

Халцедон можно спутать в шлифе с гипсом. Отличительным признаком являются более высокие, чем у гипса, показатели пре­ломления (у гипса они всегда ниже 1,530). В сомнительных слу­чаях вопрос может быть решен при помощи микрохимической ре-

акции на кальций. В микрозернистых агрегатах халцедон очень похож на кварц, от которого отличается только более низким светопреломлением.

Халцедон является продуктом раскристаллизации опала, а так-^ же выпадает непосредственно из растворов, отлагаясь в порах и кавернах различных пород. Иногда образует псевдоморфозы по другим минералам или органическим остаткам. Встречается обыч­но совместно с опалом и кварцем.

Кварц

В осадочных породах присутствует кварц терригенный — маг­матического происхождения и кварц осадочный, образующийся в условиях поверхности земной коры.

В настоящем разделе охарактеризован кварц осадочного про­исхождения. Кристаллооптические константы кварца приведены в главе, посвященной магматическим минералам (см. стр. 94).

Зерна магматического кварца, перешедшие в осадочные поро­ды, обычно изометричные и более или менее окатаны. Осадочный кварц отличается от них отсутствием включений и неправильной формой, обусловленной формой той полости, в которой он отла­гался. Иногда при заполнении пустот и трещин в породах образу­ются агрегаты довольно крупных кристаллов длиннопризматиче-ского габитуса. В эпигенетически измененных песчаниках можно встретить каемки обрастания вокруг обломочных зерен магмати­ческого кварца, представленные аутигенным кварцем, имеющим ту же оптическую ориентировку, что и обломочное зерно.

В шлифах кварц можно спутать со сходными по характеру двупреломления полевыми шпатами. Однако последние имеют спайность, плагиоклазы обычно полисинтетически сдвойникованы, для натриево-калиевых полевых шпатов характерен более низкий показатель преломления, чем у канадского бальзама, в то время как у кварца он выше. В микрозернистых агрегатах кварц похож на гипс. Для последнего в отличие от кварца характерны спай­ность, более низкие показатели преломления, двуосность.

Осадочный кварц отлагается непосредственно из растворов, а также образуется в результате перекристаллизации опала и хал­цедона. Он широко распространен в кремнистых породах, запол­няет трещины, поровые пространства и другие полости в песчани­ках и известняках.

Группа карбонатов

Минералы группы карбонатов имеют широкое распространение в осадочных породах. Наиболее важную роль среди них играют кальцит и доломит. Значительно реже встречаются сидерит, родо­хрозит, магнезит, анкерит.

Кальцит

СаСОз- Тригональный. п₀ = 1,658; п_е = 1,486; п₀—п_е = 0,172.

Оптически одноосный, отрицательный.

Ориентировка оптической индикатрисы: я_е||с

Бесцветный или белый, при наличии механических примесей серый, желтый, розовый или голубоватый. Блеск стеклянный. Плот­ность 2,7. Твердость 3. Характерным диагностическим признаком является растворимость с бурным вскипанием в 10%-ной соляной кислоте. В осадочных породах кальцит встречается в виде зерен различной крупности, а также слагает оолиты и разнообразные органические остатки.

В шлифе кальцит бесцветен. В достаточно крупных зернах хорошо выражена спайность по ромбоэдру, наблюдающаяся в ви­де пересекающихся под острым углом трещин. Рельеф зависит от ориентировки сечения; в разрезах, параллельных оптической оси, видна отчетливая псевдоабсорбция. Интерференционная окраска белая высшего порядка. Иногда наблюдаются полисинтетические двойники. В карбонатных породах, сложенных кальцитом, зерна последнего обычно имеют неправильную «лапчатую» форму с ха­рактерными извилистыми контурами (рис. 92). В породах микро­зернистого строения наблюдается агрегатная поляризация — от­сутствие полного погасания при повороте столика микроскопа вследствие различной ориентировки мелких кристалликов каль­цита.

Кальцит образуется в осадочных породах, или выпадая непо­средственно из растворов, или как продукт жизнедеятельности ор­ганизмов. Интенсивность осаждения кальцита из морской воды зависит от количества растворенной в ней углекислоты. Удаление СОг из раствора создает обстановку, благоприятную для выпаде­ния СаС0₃ в осадок. Растворимость СОг понижается при низком давлении и высокой температуре водной среды. Наиболее благо­приятные условия для осаждения кальцита — мелководные теп­лые моря.

Ромбическая модификация карбоната кальция называется ара­гонитом. От кальцита арагонит отличается двуосностью и харак­терной игольчатой или волокнистой формой кристаллов. В уело* виях земной поверхности арагонит неустойчив и быстро переходит в кальцит.

Доломит

CaMg(C03b. Тригональный.

л₀ = 1,679; п_е= 1,500; п₀—п_е = 0,П9.

Оптически одноосный, отрицательный.

Ориентировка оптической индикатрисы: п_е\\с.

Бесцветный, белый, часто с желтоватым или бурым оттенком. Блеск стеклянный. Плотность 2,8. Твердость 3—4. В 10%-ной со­ляной кислоте вскипает только в порошке и при нагревании. Круп-

Рис. 92. Кальцит. Увел. 35, николи +.

Рис. 93. Доломит. Увел. 35, николи +.

ные кристаллы встречаются редко, более обычны мелкозернистые или пелитоморфные образования.

В шлифе доломит бесцветный. Характерны псевдоабсорбция и высокие цвета интерференции. Полисинтетические двойники встре­чаются значительно реже, чем у кальцита. Порода, сложенная доломитом, обычно имеет вид мозаичного агрегата более или ме­нее однородных по величине ромбоэдрических зерен. В отличие от кальцита доломит, как правило, не образует кристаллов с изви­листыми очертаниями. Ромбоэдры доломита иногда имеют зо­нальное строение и содержат непрозрачные включения в центре кристалла (рис. 93).

Доломит образуется либо как первичный химический осадок, либо в результате эпигенетической доломитизации известняков. Минерал доломит слагает породу того же названия.

Сидерит

РеСОз. Тригональный.

п₀ =1,875; л_е= 1,633; п₀—п_е = 0,242.

Оптически одноосный, отрицательный.

Ориентировка оптической индикатрисы: п_е\\с.

Серовато-белый, серый с зеленоватым оттенком, вследствие процессов окисления становится бурым. Блеск стеклянный. Плот­ность 3,5—3,9. Твердость 4—4,5. Холодная соляная кислота на си­дерит почти не действует; в горячей соляной кислоте он раство­ряется, раствор при этом окрашивается в желто-зеленый цвет за счет образования хлористого железа. Макроскопически сидерит отличается от других карбонатов большей плотностью, нераство­римостью в холодной соляной кислоте и характерной бурой окрас­кой, возникающей в результате перехода сидерита в водные окис­лы железа.

В шлифе сидерит бесцветен или окрашен в бурые цвета. В от­личие от кальцита и доломита показатели преломления сидерита во всех сечениях выше, чем у канадского бальзама. Цвета интер­ференции высокие. Сидерит встречается в виде ромбоэдров, удли­ненных шестигранников, микрозернистых агрегатов, оолитов и сфе-ролитов.

Образование сидерита происходит в восстановительных усло­виях, возникающих в осадке в конечную стадию диагенеза. Желе­зо поступает в осадок главным образом в окисной форме и восста­навливается там органическим веществом. В связи с этим сидерит обычно ассоциирует с битуминозными глинами и алевролитами, а также с каменным углем. Минерал сидерит слагает породу то­го же названия, образует конкреции, линзообразные, гнездовидные и неправильной формы скопления в других породах.

Рассмотрев диагностические признаки наиболее распространен­ных карбонатов, можно констатировать, что все они характеризу­ются рядом специфических особенностей, позволяющих легко от­личить их под микроскопом от любых других минералов. Карбо-

Y If-

наты оптически одноосны, отрицательны, имеют очень высокое двупреломление, обусловливающее появление белой интерферен­ционной окраски высшего порядка, переходящей на тонких срезах в перламутровые цвета. Характерно явление псевдоабсорбции. На­сколько просто отличить карбонаты в шлифе от других минера­лов, настолько трудно различать их между собой, особенно в случае мелкозернистого строения породы. Однако имеется ряд при­знаков, помогающих определить карбонат под микроскопом. Эти признаки могут быть суммированы следующим образом.

ту

too

BOO 1000 I 'С

Рис. 94. Кривые нагре­вания карбонатных ми­нералов: / — кальцит: 2 — доломит: 3 —. сидерит

1. Показатели преломления сидерита во всех сечениях выше, чем у канадского баль­зама, в то время как у кальцита и доломи­та п_е меньше 1,540.

2. Различная форма зерен для кальци­та, доломита и сидерита.

3. Для кальцита характерны полисинте­тические двойники, для доломита — кри­сталлы зонального строения.

4. Породы, сложенные кальцитом, обыч­но имеют неравномернозернистую структуру, породы, сложенные доломитом и сидеритом, — равномернозернистую.

5. Сидерит часто окрашен в бурый цвет водными окислами железа, образовавшимися при его разложении.

В тех случаях, когда указанные признаки в породе не наблю­даются, прибегают к дополнительным лабораторным исследова­ниям. Наиболее эффективными методами при определении карбо­натов являются иммерсионный и термический анализы; в неко­торых случаях применяют микрохимические анализы.

При исследовании карбоната в иммерсионных жидкостях до­статочно определить показатель преломления обыкновенной вол­ны n₀ = n_g, величина которого во всех сечениях минерала имеет одно и то же значение.

Кривые нагревания некоторых карбонатов показаны на рис. 94. На термограмме кальцита эффект эндотермической реакции его диссоциации имеет максимум при температуре около 940° С. Для доломита кривая нагревания имеет более сложную конфигурацию с двумя максимумами эндотермической реакции — при температу­ре 760 и 940° С. Кривая нагревания сидерита характеризуется эн­дотермическим пиком при температуре с максимумом около 540° С и наличием экзотермического эффекта при температуре около 750° С.

Группа глинистых минералов

Глинистые минералы играют в составе осадочных пород исклю­чительно важную роль. Они слагают глины, а также могут нахо­диться в качестве примеси в песчаниках, алевролитах, известня-

ках и многих других породах, существенно изменяя их физико-химические свойства.

Минералы этой группы относятся к водным алюмосиликатам. Наиболее широкое распространение имеют каолинит, монтморил­лонит и гидрослюды.

Глинистые минералы в подавляющем большинстве случаев ха­рактеризуются слоистым строением кристаллической решетки. Благодаря структурному подобию глинистых минералов получили широкое распространение так называемые смешанио-слойные ми­нералы, в которых отдельные кристаллы образованы элементар­ными слоями различных типов. Наиболее часто наблюдаются соче­тания гидрослюдистых и монтмориллонитовых слоев, гидрослюди­стых и каолинитовых и пр. Смешанно-слойные образования наря­ду с изоморфизмом определяют широкие колебания состава гли­нистых минералов.

Диагностика глинистых минералов представляет значительные трудности, обусловленные очень малым размером их частиц. В свя­зи с этим изучение минерального состава глин стало возможным лишь после введения в практику исследования пород рентгено-структурного, электронномикроскопического, термического и ряда других лабораторных методов. Кристаллооптическое исследование глинистых минералов в шлифе дает хорошие результаты только в случае сравнительно однородного состава глины, а также при изу­чении глинистых минералов в цементе песчаников, где глинистое вещество обычно значительно лучше раскристаллизовано.

Каолинит

Al₄[Si₄Oio] (ОН)₈. Триклинный.

n_g= 1,56—1,57; п_р = 1,55—1,56; n_g—Mj, = 0,006—0,007.

Белый, иногда с буроватым или зеленоватым оттенком. Плот­ность 2,6. Твердость около 1. На ощупь жирный. Встречается в ви­де мелоподобных плотных агрегатов.

В шлифе каолинит бесцветный. Рельеф заметный, положитель­ный. Характерно низкое двупреломление, в тонкочешуйчатых аг­регатах кажется почти изотропным. Иногда каолинит образует довольно крупные чешуйки веерообразной или червеобразной фор­мы (рис. 95). В этом случае форма чешуек и их оптические кон­станты позволяют достаточно уверенно диагностировать каолинит в шлифе.

На электронномикроскопических снимках каолинит имеет вид четко ограниченных шестиугольных непрозрачных листочков.

Кривые нагревания каолинита (рис. 96) характеризуются ин­тенсивной эндотермической реакцией в интервале 550—610° С и четким и интенсивным экзотермическим эффектом при температуре 920—1000° С.

Каолинит образуется за счет разложения слюд, полевых шпа­тов, фельдшпатидов и некоторых других силикатов в процессе их

Рис. 95. Каолинит. Рис. 96. Кривые нагре-

вания глинистых мине­ралов:

1 — каолинит: 2 — гидрослю­
да (ГИДРОМУСКОВИТ); 3 —
МОНТМОРИЛЛОНИТ

выветривания и переноса продуктов разрушения. На земной по­верхности каолинит устойчив в условиях кислой среды. Каоли­нит слагает каолиновые глины, входит в состав полиминеральных глин, иногда присутствует в цементе обломочных пород.

Гидрослюды

Ki-i,5Al₄[Siy-e.sAli_i,₅0₂о] (ОН)₄. Моноклинные.

rc_g =1,57—1,61; л_р = 1,54—1,57; n_g—п_р?«0,03.

Минералы этой группы отличаются от собственно слюд пони­женным содержанием калия и большим содержанием кремнезема и воды.

Гидрослюды бесцветные, зеленоватые, бурые. Блеск стеклянный до матового. Характерна весьма совершенная спайность по (001).

В шлифе гидрослюды бесцветные или светло-зеленые. В послед­нем случае наблюдается слабый плеохроизм. Показатели прелом­ления изменяются в зависимости от химического состава гидро­слюд, но они всегда немного выше, чем у каолинита. Диагностиче­скими признаками гидрослюд при изучении их в шлифах явля­ются сравнительно высокие цвета интерференции (обычно желтые или оранжевые) и удлиненная форма чешуек. Последние нередко имеют субпараллельную ориентировку; в этом случае порода в шлифе погасает при повороте столика микроскопа как один кри­сталл. Отмечается значительное сходство гидрослюд с серицитом.

В связи с чрезвычайно тонкозернистостью гидрослюд оптиче­ские методы при диагностике минералов этой группы малоэффек­тивны, так как различить отдельные минералы в шлифе практи­чески невозможно. Удовлетворительная идентификация минералов этой группы может быть достигнута лишь при совместном приме­нении нескольких методик.

На электронномикроскопических снимках частицы гидрослюд имеют вид непрозрачных или полупрозрачных чешуек удлиненной или изометричной формы. На кривых нагревания гидрослюд на­блюдается, как видно на рис. 96, три эндотермических и одна эк­зотермическая реакция.

Наиболее характерными диагностическими признаками обла­дает один из минералов группы гидрослюд — глауконит, который встречается в виде зерен агрегатного строения, интенсивно окра­шенных в ярко-зеленые или буроватые цвета. При скрещенных николях глауконит (в отличие от похожего на него хлорита) оста­ется зеленым, что объясняется не только яркостью окраски глау­конита, но и совпадением с нею его цветов интерференции.

Гидрослюды образуются при разложении слюд и некоторых других силикатов (например полевых шпатов). Не исключена воз­можность синтеза гидрослюд за счет монтмориллонита в резуль­тате адсорбции последним калия из морской воды. В некоторых случаях гидрослюды возникают при диагенезе в процессе измене­ния других глинистых минералов. Гидрослюды являются главны­ми породообразующими минералами многих глин.

Монтмориллонит

(7₂Са, А1)ОН₀,7(А1, Mg, Fe)₄(Si, А1)₈О₂₀(ОН)₄ • nH₂0.

n_g= 1,50—1,53; п_р = 1,48—1,51; n_g—n_p = 0,02.

В связи с явлениями изоморфизма в зависимости от присутст­вия тех или иных обменных катионов химический состав монтмо­риллонита значительно изменяется. Цвет белый или зеленоватый, но может иметь также другую окраску в зависимости от примесей. Блеск матовый, иногда восковидный. Плотность от 2,2 до 2,9. Твердость 1,5—2,5. Активно поглощает воду и другие вещества. Во влажном состоянии характерно вспучивание и резкое увеличе­ние объема.

В шлифе монтмориллонит бесцветный. В отличие от каолинита и гидрослюд его показатели преломления ниже, чем у канадского бальзама. Двупреломление монтмориллонита характеризуется жел­товато-оранжевыми цветами интерференции, близкими цветам ин­терференции гидрослюд. Размеры кристалликов монтмориллонита обычно очень малы и в шлифе они не видны даже при больших увеличениях. На электронномикроскопических снимках для монт­мориллонита характерны бесструктурные облаковидные массы или комковатые агрегаты с расплывчатыми очертаниями.

Кривая нагревания монтмориллонита (см. рис. 96) свидетель­ствует об интенсивной эндотермической реакции с максимумом в интервале 150—180° С, затем имеется еще две эндотермические реакции и одна экзотермическая.

Монтмориллонит образуется в условиях щелочной среды в мор­ских осадках и в коре выветривания. Слагает бентонитовые гли­ны, являющиеся продуктом разложения вулканического пепла.

Иногда монтмориллонит служит цементирующим материалом в песчаниках.

К группе монтмориллонита кроме собственно минерала монт­мориллонита относятся также бейделлит и нонтронит. Минералы этой группы широко распространены в осадочных породах, а в некоторых глинах играют роль главных породообразующих.

Группа железистых минералов

Шамозит

Fe+| Ali.₆(Mg, Fe+³)o,8-(Si2,6Al₁,₄)Oio(OH)₈. Моноклинный.

л*= 1,63—1,66; л_р= 1,62—1,65; %—п_р=0,010—0,012.

Оптически двуосный, отрицательный.

Зеленый, темно-зеленый, зеленовато-желтый или бурый. Плот­ность 3. Твердость 3. Спайность хорошая в одном направлении. Встречается в виде бобовин или сплошных землистых масс.

В шлифе плеохроирует от желтовато-зеленого до бледно-зеле­ного. Рельеф заметный, положительный, двупреломление низкое. Характерно мелкочешуйчатое, волокнистое или оолитовое строе­ние. Шамозит легко окисляется. Эта особенность затрудняет его определение в шлифах, так как образовавшиеся гидроокислы же­леза делают породу малопрозрачной.

Шамозит является наиболее распространенным представите­лем группы железистых хлоритов (лептохлоритов). Лептохлори-ты образуются химическим путем в морских и континентальных условиях. Вероятно, чаще всего они представляют собой продукты диагенетических процессов. Минералы этой группы иногда сла­гают крупные железорудные залежи.

Пирит и марказит FeS₂.

Пирит и марказит являются полиморфными разновидностями сернистого железа. Для пирита (кубическая сингония) харак­терны ограненные кристаллы кубической формы, для марка­зита (ромбическая сингония) — радиально-лучистые и волокни­стые образования. Плотность пирита 4,9 — 5,2, марказита 4,6 — 4,9. Твердость пирита 6—6,5, марказита 5—6.

Минералы эти непрозрачны. В отраженном свете имеют золо­тисто-желтый цвет с характерным металлическим блеском.

Сернистые соединения железа являются широко распростра­ненными аутогенными образованиями, возникающими в осадоч­ных породах, главным образом в диагенетическую, реже в эпиге­нетическую стадию. Они встречаются в тонкорассеянном состоя­нии в виде отдельных кристаллов или зерен неправильной фор­мы, образуют конкреции, оолиты, а также псевдоморфозы по жи­вотным и растительным остаткам.

Гематит

Р'егОз- Тригональный.

Цвет черный, стально-серый или красный. Характерным при­знаком является вишнево-красная черта, которую дает гематнт на белой фарфоровой пластинке. Плотность 5,2. Твердость 5 — 6. В осадочных породах гематит встречается в виде микрозернистых агрегатов, чешуйчатых выделений и натечных образований, а так­же слагает конкреции, оолиты и псевдоморфозы по другим желе­зосодержащим минералам.

В шлифе гематит непрозрачен или полупрозрачен. В отра­женном свете красный.

Гематит возникает при окислении пирита, сидерита и неко­торых других минералов. Широко распространен в коре вывет­ривания, развивающейся в условиях жаркого сухого климата. В обломочных породах иногда образует цементирующее вещест­во. В результате регионального метаморфизма железосодержа­щих осадочных толщ дает скопления промышленного масштаба.

Гидроокислы железа

Наиболее распространенные минералы этой группы — гётит РегОз-НгО и гидрогётит РегОз • пН₂0. Макроскопически и в шлифе эти минералы трудно отличимы друг от друга. Гидрогётит пред­ставляет собой скрытокристаллический гётит, содержащий аб­сорбционную или капиллярную воду. Минерал такого же, как у гидрогётита, химического состава ранее называли «лимонитом». Однако в настоящее время название «лимонит» обычно приме­няется как собирательное для обозначения скрытокристалличе-ских гидроокислов железа, ближе не исследованных.

Окраска и цвет черты гётита и гидрогётита изменяются от охряно-желтого до красновато-бурого. В порошковатых разностях эти минералы пачкают руки. Встречаются они в виде землистых агрегатов, примазок, корочек, волокнистых выделений, различных натечных форм, оолитов, конкреций и т. д.

В шлифах гётит и гидрогётит почти непрозрачны. В отражен­ном свете желтовато-бурые, бурые.

Гидроокислы железа образуются при разложении железосо­держащих минералов в диагенетическую и эпигенетическую ста­дии, а также в озерах, болотах и других водоемах осаждением из растворов или в результате биогенных процессов. Эти мине­ралы в виде более или менее значительной примеси широко распространены в осадочных породах. Иногда они образуют зна­чительные скопления, слагая основную массу железорудных осадочных месторождений.