Биохимические осадочные месторождения

Формирование биохимических осадочных месторождений может быть рассмотрено на примере фосфоритов, карбонатных и кремнистых пород, а также каустобиолитов. Они имеют большое экономическое значение, так как являются важнейшими энергетическими источниками, обеспечивают химическую промышленность и производство фосфорных удобрений.

• Фосфориты. Среди фосфоритов выделяются платформенные и геосинклинальные месторождения. Фосфоритовые залежи обычно имеют пластовую или пластообразную форму и обладают значительными размерами. Например, зона распространения фосфоритовых пластов может быть вытянута на 100 км при ширине 40 – 50 м. Платформенные месторождения менее значительны по размерам. Минеральный состав фосфоритовых месторождений определяется фосфатным веществом, сложным соединением, содержащим фторапатит, карбонатапатит, гидроксилапатит. Помимо этих главных минералов отмечаются кальцит, иногда хлорит, сидерит, гетит, а для платформенных месторождений также органическое вещество. Фосфориты характеризуются биогенными текстурами руд – желваковистыми, конкреционными, зернистыми, слоистыми. Фосфатное вещество встречается в виде желваков, галек, мелких зерен, оолитов, слойков, конкреционных, цементных и органогенных образований, распространенных внутри песчано-глинистых и карбонатных пород.

• Источником фосфора для фосфоритовых месторождений служит сравнительно легко растворимый апатит магматических пород. Фосфор, сносимый в морские водоемы, усваивается организмами. Концентрация фосфора в костях, панцирях, тканях и крови морских организмов достигает значительных размеров. Отложение фосфатных соединений на дне моря может осуществляться двумя способами - биологическим и биохимическим. В первом случае в результате отмирания морских организмов и скопления их на дне моря происходит разложение органического вещества и дальнейшее образование фосфорита. Эта схема приложима в основном к образованию конкреционных (желваковистых) платформенных фосфоритов. Более сложным биохимическим путем накапливается фосфор в геосинклинальных бассейнах. Схема формирования фосфоритов для этих условий разработана А. Казакевичем (рис. 16).

• Данная схема основана на результатах измерения концентрации фосфора в колонне вод современных океанов. В третьем горизонте на глубине от 300 – 400 до 1000 – 1500 м происходит массовое разложение отмерших организмов, выделение из них фосфора и обогащение им воды. Фосфоритовое месторождение может образоваться при наличии глубинного течения, направленного из глубокой части к берегу водоема. Когда насыщенные CO₂ и P₂O₅ глубинные холодные воды подводятся в область материкового шельфа, возникают условия для химической садки кальцита и фосфорита. Этому способствуют уменьшение гидростатического давления, нагрев воды, уменьшение парциального давления углекислоты. Система равновесия нарушается, в результате образуются пластовые фосфориты геосинклинального типа. Таковы месторождения Каратау в Казахстане, многочисленные месторождения формации Фосфория в США, месторождения Северной Африки и др.

• В мире известно более 20 крупных фосфоритоносных бассейнов, которые располагаются в пределах шести провинций. Характерно положение этих провинций вблизи современных или древних краевых частей континентов. Это связано с мелководно-морским осадконакоплением, отличающимся высокой биологической продуктивностью и привносом растворенных соединений фосфора с континентов.

• Для фосфоритовых месторождений характерна связь с определенными геологическими эпохами. Более 80 % фосфоритовых руд сосредоточено в отложениях трех эпох: венд-кембрийской, пермской и поздней мел-палеогеновой.

• Все фосфориты характеризуются повышенными концентрациями радиоактивных, редких и рассеянных элементов: U, Th, Y, TR, Sc, V, Mo, Sr, Ba, Cr, F. Наблюдается положительная корреляция содержаний U и P. Повышенные концентрации элементов-примесей в фосфоритах обусловлены большой сорбционной емкостью мелкозернистого апатита и благоприятными кристаллохимическими особенностями.

• Месторождения карбонатных и кремнистых пород

• Месторождения биогенных известняков и доломитов являются ценным цементным сырьем, кроме того, используются в качестве строительного и облицовочного камня, минеральных добавок и удобрений в сельском хозяйстве.

• Среди биогенных карбонатных пород выделяются: строматолитовые и онколитовые известняки и доломиты; органогенно-детритовые, органогенные (ракушечники) и органогенно-обломочные известняки; мел; переходные породы (глинистые или доломитистые известняки).

• Биогенные карбонатные породы накапливались в условиях хорошо прогреваемых мелководных морей, коралловых атоллов, брахиоподовых и устричных банок. Соленость морских вод должна была быть нормальной, а гидрофизические условия благоприятными для массового развития скелетных организмов.

• Месторождения биогенных кремнистых пород представляют собой силикатные осадочные образования. К ним относятся: диатомиты, сложенные остатками панцирей диатомовых водорослей; трепела, состоящие из мельчайших глобулей опала и халцедона с остатками радиолярий, спикул губок; опоки, включающие аморфные массы кремнезема в смеси со скелетами диатомей, радиолярий и губок.

• Диатомиты – это легкие кремнистые осадочные породы, состоящие из диатомей. Это одноклеточные организмы живут как индивидуально, так и колониями. Их раковины состоят из кремния, который экстрагируется из морской воды (рис. 18, 19). Качество диатомитов зависит от качества и количества опала и других минералов, таких как кварц, глинистые минералы, пирит, органическое вещество. Часто развитию диатомей способствует вулканическая деятельность, в результате которой большое количество Si растворяется в воде, провоцируя расцвет водорослей. Диатомиты часто переслаиваются с пирокластическими породами. Главными производителями диатомитов являются США, Китай, Франция, Мексика, Чехия.

• Радиоляриты – кремнистые органические породы представляют собой отложения спикул многоклеточных организмов и отражают продуктивность планктона в мелководных обстановках. Когда радиоляриевые илы уплотняются, образуются породы, состоящие из «осколков» спикул. Кремнистые породы получили особенно широкое развитие в юре во время стадии спрединга океана Тетис. Они продолжают накапливаться в современных апвеллинговых системах, продуктивных в отношении фосфоритов и радиоляритов. Эти породы использовались нашими далекими предками для изготовления режущих инструментов. Перечисленные кремнистые породы обладают высокими сорбционными, фильтрационными, звуко- и теплоизоляционными, каталитическими свойствами, химической стойкостью и являются ценным горно-индустриальным сырьем. Кремнезем для биопродукции, по мнению ряда геологов, поступал из вулканического пепла, кремнесодержащих гидротерм и выщелачивался из вулканических пород. Обстановки современного биогенного кремненакопления часто совпадают с накоплением органического вещества и располагаются: в мелководно-морских заливах с проявлением активного вулканизма; в краевых частях океанов, окраинных морях, пресноводных озерах.

• Осадочные месторождения горючих полезных ископаемых. Важнейшими типами биогенных осадочных месторождений являются месторождения твердых горючих полезных ископаемых – торфа, лигнитов, бурых и каменных углей и горючих сланцев. Все они представляют в той или иной степени литофицированные концентрации собственно углеродистого органического вещества.

• Месторождения углей принадлежат к образованиям фитогенным, связанным с жизнедеятельностью древних растений. Первичная органическая масса ископаемых углей разделяется на сапропелевую и гумусовую. Сапропелевые осадки формировались при накоплении на дне водоемов отложений простейших, главным образом, планктонных водорослей. Гумусовые осадки возникали при накоплении и последующем преобразовании на дне водоемов отмерших высших растений. В озерно-болотных водоемах возникали лимнические, в прибрежной части морей паралические угли. В прибрежных зонах водоемов и в болотах происходило разложение растительной массы, или ее гумификация, из смеси которой возникал торф, исходный материал для гумусовых углей. В соответствии с этими двумя процессами накопления исходной органической массы, необходимой для угленакопления, выделяются две группы углей: гумулиты и сапропелиты.

• Захоронение органической массы, диагенез и последующий метаморфизм приводили к ее углефикации и образованию ископаемых углей. При этом происходит уплотнение, обезвоживание, цементация и полимеризация. Вследствие этого исходная растительная масса сапропеля и торфа претерпевала следующий ряд постепенного и необратимого изменения: бурый уголь, каменный уголь, антрацит, шунгит и графит.

• В составе углей различаются органическая и минеральная массы. Органическая масса состоит из углерода, водорода, кислорода, азота. В состав минеральной массы входят Si, Al, Fe, Ca, Mg, K, Na и другие элементы. В углях в промышленно значимых концентрациях могут накапливаться U, Mo, Be, Ge, Ga, Re, Sc, высокие содержания отмечаются для Zn, Cd, As, Cu, Ni, Co, Zr, Y, TR, Th и др. В целом отмечается прямая корреляция содержаний микропримесей с зольностью и обратная – со степенью метаморфизма углей. Рудные концентрации в углях являются результатом их взаимодействия с поверхностными и подземными водами, при этом происходят сорбционные процессы, соосаждение с сульфидами железа, оказывают влияние окислительно-восстановительные и кислотно-щелочные барьеры.

• Структура углей определяется вхождением в их состав четырех инградиентов – двух матовых (фюзен и дюрен) и двух блестящих (витрен и кларен). Для технических углей в составе выделяют балластную (негорючую) и горючую массы. В негорючую массу входят влага и зола. Горючая масса состоит из летучих компонентов, кокса и серы. Для этих же целей производится характеристика спекаемости и теплотворной способности.

• Угленосные отложения обычно состоят из перемежающихся терригенных песчано-глинистых осадков. В почве и кровле пласта чаще находятся тонкозернистые глинистые или алевролитовые породы. Чередование гранулометрических разностей обусловливает ритмическое строение угленосных толщ.

• По условиям образования они разделяются на формации геосинклинальные и платформенные. Геосинклинальные преобладают в палеозое, а платформенные доминируют в кайнозое. В истории осадконакопления выделяются три эпохи углеобразования. Первый максимум приходится на поздний карбон – раннюю пермь, второй на позднюю юру – ранний мел, третий на поздний мел – третичный период.

• Месторождения горючих сланцев.Горючими сланцами считаюткарбонатные, кремнистые или глинистые породы, содержащие 15 - 40% органического вещества (керогена). Они отличаются от углей более значительной зольностью и меньшей теплотой сгорания, поэтому являются низкокалорийным топливом и ценным химическим сырьем. Горючие сланцы могут быть гумусовыми, сапропелевыми и смешанными. Промышленное значение имеют лишь сапропелевые сланцы. Горючие сланцы многими исследователями рассматриваются в качестве нефтематеринских толщ.

• Среди месторождений горючих сланцев известны образования всех периодов - от кембрийского до третичного. Они слагают пласты мощностью в несколько метров. Характерно субгоризонтальное залегание рудовмещающих толщ. В сланцах отмечается накопление ряда элементов: Re, Mo, U, Se, Te, V, Ni, Ag, TR и др.

• Концентрации металлов в черных сланцах.Черные сланцы представляют собой темные пелитоморфные, сланцеватые осадочные породы, обогащенные седиментогенным органическим веществом. Они могут быть глинистыми, карбонатно-глинистыми и глинисто-кремнистыми. По своим особенностям они близки горючим сланцам, но содержат меньше органического вещества (от 1 до 10 - 15%). Их отличает широкое, часто региональное распространение в пределах складчатых и платформенных областей, более широкий временной диапазон распространения, включающий протерозойскую эпоху, большая степень метаморфизма пород и органического вещества.

• Некоторые элементы в черных сланцах накапливаются в промышленных масштабах (медистые сланцы Центральной Европы, ураноносные сланцы Чаттануга в США). Полезными компонентами в черных сланцах являются Cu, U, V, Pb, Zn, Au, Ag, Mo, Ni, Co, платиноиды. Рудные тела пластовые и в основном залегают внутри пласта углеродистых сланцев. Концентрации элементов низкие, но, учитывая огромные массы черных сланцев, они нередко сосредотачивают грандиозные запасы руд. Так, например, запасы урана в черных сланцах Чаттануга в США оцениваются в 5 млн.т при содержании металла 0,066%. Уран находится в форме уран-органических комплексов, сорбированных ионов и изоморфного замещения Ca в коллофане.

• Поверхностные изменения месторождений полезных ископаемых

• Тела полезных ископаемых вблизи земной поверхности подвергаются химическому и физическому выветриванию, изменяющему их минеральный, химический состав и концентрацию в них ценных компонентов. Основное направление изменения определяется как окисление, а интервал по вертикали, в пределах которого это изменение происходит, называется зоной окисления. Наиболее радикальное изменение претерпевает большая часть сульфидных рудных тел, а также некоторых пластов углей, залежей соли и серы.

• Основы химизма этого процесса сводятся к следующему. Сульфиды в зоне окисления под воздействием воды с растворенными в ней кислородом и углекислотой, а также серной кислотой, переходят в сульфаты. Сульфатные соединения, являясь неустойчивыми, окисляются далее и конечными продуктами измененных руд окажутся оксиды, гидроксиды, карбонаты, в меньшей степени фосфаты, арсенаты, ванадаты, молибдаты, силикаты. Химизм процесса изменения приповерхностных частей сульфидных месторождений может быть представлен на примере окисления пирита. Он развивается поэтапно. Цепь химических преобразований сульфидов железа в зоне окисления имеет следующий вид:

• FeS₂ → FeSO₄ → Fe₂(SO₄)₃ → Fe(OH)₃ → 2Fe₂O₃. 3H₂O

• В результате этих преобразований в верхних частях сульфидных рудных тел накапливаются массы гидроксидов железа (бурые железняки), образующие так называемую «железную шляпу».

• По степени устойчивости и характеру изменения главных рудообразующих минералов металлические месторождения можно разбить на четыре группы.

Первая группа включает месторождения таких металлов, главные рудообразующие минералы которых практически устойчивы в зоне окисления – это месторождения оксидных и гидроксидных руд железа и марганца, бокситов, хромита, олова, вольфрама, ртути, золота, платины.

• Вторая группа охватывает месторождения таких металлов, главные минералы которых, являясь неустойчивыми в зоне окисления, заменяются вторичными устойчивыми минералами. К этой группе относятся месторождения карбонатных руд железа и марганца, свинца, мышьяка, висмута, сурьмы. В этом случае происходит изменение минерального состава, но сохраняется содержание металла. Этот процесс преобразования рассматривается на примере свинцовой руды, конечным продуктом выветривания которой является церуссит – соединение нерастворимое и устойчивое в зоне окисления.

• Галенит---------------англезит-----------------церуссит

• PbS PbSO₄ PbCO₃

• На месте карбонатных руд железа и марганца возникают их оксидные и гидроксидные соединения. Типоморфными минералами мышьяка (арсенопирита) служит скородит, висмута – бисмит, сурьмы – валентинит и сервантит.

• Третья группа состоит из месторождений таких металлов, в которых в зоне окисления происходит изменение минерального состава и возможен вынос металлов. К этой группе принадлежат месторождения Zn, Cu, U, Ni, Co, Mo, Au в сульфидной руде, бора. Для третьей группы типичны цинковые месторождения. Общая схема изменения сульфида цинка такова:

• сфалерит (ZnS) - цинкозит (ZnSO₄) - смитсонит (ZnCO₃) - (в карбонатной среде), выносится (в силикатной среде).

• Главными типоморфными минералами цинка в зоне окисления являются: смитсонит ZnCO₃ и каламин Zn₄(OH)₂(Si₂O₇). H₂O.

• Общая схема изменения сульфидов меди на примере халькопирита может быть представлена следующими образом:

• халькопирит (CuFeS₂) и халькантит (CuSO₄ . 5H₂O) - выносятся, самородная медь, оксиды меди, карбонаты меди, силикаты меди.

• Главными типоморфными минералами меди в зоне окисления являются: малахит, азурит, куприт, тенорит (CuO), хризоколла [(Cu, Al)2H2Si2O5(OH)4.nH2O]. Ниже уровня грунтовых вод следует зона вторичных сульфидных руд, обогащенная халькозином (CuSO4 5H2O) и ковеллином (CuS). На глубине они постепенно переходят в первичные сульфидные руды.

• Общая схема изменения сульфидов меди на примере халькопирита может быть представлена следующими образом:

• халькопирит (CuFeS₂) - халькозин (CuSO₄ . 5H₂O) - выносится, самородная медь, оксиды меди, карбонаты меди, силикаты меди.

• Главными типоморфными минералами меди в зоне окисления являются: малахит, азурит, куприт, тенорит, хризоколла. Ниже уровня грунтовых вод следует зона вторичных сульфидных руд, обогащенная халькозином и ковеллином (рис. 2). На глубине они постепенно переходят в первичные сульфидные руды.

• Первичные минералы урана, такие как уранинит и настуран, неустойчивы в зоне окисления. Часть урана выносится из зоны окисления. Однако часть урана способна задержаться, выпадая в виде вторичных минералов: уранофана, урановых слюдок, циппеита и др. Ниже уровня грунтовых вод могут выделяться урановые черни.

• Типоморфными минералами в зоне окисления никеля служит аннабергит, кобальта – эритрин, молибдена – молибдит.

• Четвертая группа отличается тем, что в зоне окисления накапливаются металлы, отсутствующие в первичной руде. Это происходит с молибденом в форме вульфенита PbMoO4 и с ванадием в виде ванадинита Pb5Cl [VO4]3, концентрирующихся в зоне окисления свинцовых руд. Такая концентрация обусловлена высаживанием молибдена и ванадия из грунтовых вод при соединении их со свинцом.

• Зона вторичного обогащения рудных месторождений формируется ниже уровня грунтовых вод при переотложении части металла, выщелоченного из зоны окисления. Здесь происходит отложение вторичных минералов, как бы цементирующих другие минералы, в связи с чем, эту зону также называют зоной цементации. Для возникновения зоны вторичного обогащения необходимо чтобы в зоне окисления образовались легкорастворимые соединения, чтобы в ней не было осадителей, чтобы при переходе из окислительной в восстановительную среду они выпадали в осадок. Этим требованиям отвечают месторождения Cu, U, Ag и Au, иногда Ni.

• Медь выделяется в форме вторичных сульфидов – халькозина и ковеллина. Часто зона вторичного обогащения медных месторождений представляет собой их основную ценность, содержание меди в ней превышает содержание в первичной руде в 2 – 3 раза.

• Уранпереотлагается в зоне вторичного обогащения в форме порошковатой, часто богатой, урановой черни.

• Золото и серебро мигрируют из верхних частей рудных тел и, переотлагаясь ниже уровня грунтовых вод, образуют участки вторичного обогащения этих металлов, иногда очень высокого содержания.

• По степени устойчивости в зоне выветривания нерудные месторождения могут быть разделены на три группы.

• Первая группа – практически не изменяющиеся в коре выветривания, включает месторождения алмазов, горного хрусталя, драгоценных камней, граната, корунда, алунита, диатомита, трепела, песков, гравия, кварцитов и др.

• Вторая группа – слабо изменяющиеся в коре выветривания нерудные месторождения, охватывает пегматиты, асбест, различные карбонатные и силикатные породы, глины.

• Третья группа – заметно изменяющиеся в коре выветривания – угли, сера и соли.

• В углях возрастает влажность, увеличивается содержание летучих, снижается содержание кокса, возрастает зольность, падает теплотворная способность.

• Сера неустойчива на поверхности и окисляется с образованием квасцов, ярозита, гипса.

• Соли, разлагаясь, формируют «соляную шляпу» известняково-ангидрит-гипсового состава.

• МЕТАМОРФОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

• К метаморфогенным месторождениям относятся такие месторождения, которые непосредственно сформированы в результате метаморфических процессов (метаморфические) или изменены под влиянием метаморфизма (метаморфизованные). Они включают месторождения железа, марганца, золота, урана, титана, меди и полиметаллов, алмазов, горного хрусталя, графита, кварцитов, яшмы, граната, флогопита, керамического сырья, корунда, высокоглиноземистого сырья, наждака, мрамора, нефрита, лазурита и др.

• Метаморфические процессы имеют локальный и региональный характер. К локальным разновидностям относятся автометаморфизм и контактовый метаморфизм, а также динамометаморфизм вдоль тектонических зон. Региональный метаморфизм развивается вследствие совокупного действия давления, температуры и различных минерализаторов, особенно воды. В крайних формах он переходит в ультраметаморфизм, обуславливающий переплавление пород. Региональный метаморфизм, вызванный повышением температуры и давления, называется прогрессивным, способствующим реакциям с выделением воды и углекислоты из минералов. Метаморфизм, связанный со сменой высокотемпературных минеральных ассоциаций низкотемпературными, способствующий обратному поглощению воды и углекислоты, называется регрессивным. Вследствие метаморфизма изменяется форма, строение и состав тел полезных ископаемых.

• Форма рудных тел. Среди метаморфизованных месторождений преобладают пластообразные, линзовидные, ленто- и жилообразные залежи. Их размеры иногда достигают значительных величин. Характерны полосчатые, сланцеватые, плойчатые текстуры. Метаколлоидные текстуры в процессе метаморфизма преобразуются в кристаллические.

• Минеральный состав отличается переходом гидроксидов в оксидные соединения. Гидроксиды железа преобразуются в гематит и магнетит. Псиломелан и манганит замещаются браунитом и гаусманитом. Опал переходит в кварц, фосфорит преобразуется в апатит, органическое вещество графитизируется.

• Геологический возраст. Метаморфогенные месторождения локального контактового происхождения могут иметь самый различный возраст. Среди регионально метаморфизованных месторождений резко преобладают древние образования. Большинство из них принадлежит докембрийским формациям.

• Геологическая структура. Складчатые структуры метаморфогенных месторождений характеризуются наличием уплотненных, разбитых густой сетью трещин изоклинальных складок, с очень характерным крутым погружением шарниров. Зоны смятия, представляющие собой плоские, интенсивно развальцованные нарушения, обычно согласные с общим планом рассланцевания, относятся к наиболее типичным геологическим структурам, свойственным региональным метаморфогенным месторождениям.

• Физико-химические условия образования

• Теоретически и экспериментально установлено, что нижняя температурная граница регионального метаморфизма колеблется в пределах 450 – 500 °С, а верхняя граница, установленная по парагенезису пироксена и гиперстена, определяется в 900 – 950 °С. По имеющимся данным, давление может достигать 1500 -1700 МПа.

• Классификация метаморфогенных месторождений

• Серия метаморфогенных месторождений подразделяется на две группы - метаморфизованные и метаморфические. Группа метаморфизованных месторождений расчленяется на два класса: регионально метаморфизованные и контактово-метаморфизованные.

• Регионально метаморфизованные месторождения

• В классе регионально метаморфизованных месторождений известны месторождения Fe, Mn, Pb, Zn, Cu, Au и U, фосфора. Все они залегают среди докембрийских, отчасти нижнепалеозойских метаморфических пород. Это месторождения железа: КМА, Кривого Рога, Кольского полуострова и др.; марганца: Бразилии, Индии; золота и урана: Витватерсранд в ЮАР и др.

Регионально метаморфизованные месторождения железных руд составляют подавляющую часть мировых запасов железа. Находятся они среди докембрийских, отчасти нижнепалеозойских пород. Рудные тела разделяются на бедные и богатые. К бедным принадлежат серии пластообразных залежей железистых кварцитов, вытянутые на десятки километров при мощности в сотни метров. Железистые кварциты состоят из тонко чередующихся прослоек кварца, минералов железа (магнетит, гематит, мартит) и силикатов (биотит, хлорит и др.) Содержание железа в них составляет 25 - 43%. Богатые руды с содержанием железа 50% и более образуются при выветривании железистых кварцитов. По форме среди них преобладают плащеобразные тела. В минеральном составе богатых руд отмечаются мартит, гидрогематит и другие гидроксиды железа. Проблема генезиса железистых кварцитов многие годы была предметом дискуссий между сторонниками первично осадочного морского и вулканогенного происхождения. В последние годы геологи признают существование и тех и других месторождений, выделяя в составе древних докембрийских пород четыре железисто-кремнистые формации. Значительно более спорными остаются вопросы генезиса богатых руд. Существует по крайней мере три точки зрения: одни считают, что формирование богатых руд обусловлено гидротермальным процессом; другие связывают его с глубинной циркуляцией поверхностных вод; согласно третьей, они имеют метаморфогенное происхождение. Вероятно, богатые руды имеют сложный полигенный генезис.

Осадочно-метаморфизованные месторождения
железистых кварцитов