Полная версия

Главная arrow География arrow Литология

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

АЛЮМИНИЕВЫЕ, ЖЕЛЕЗИСТЫЕ (ЖЕЛЕЗНЫЕ) И МАРГАНЦЕВЫЕ ПОРОДЫ

АЛЮМИНИЕВЫЕ ПОРОДЫ

Алюминиевые, железистые (железные) и марганцевые породы рассматриваются в главе совместно, исходя из того, что они взаимосвязаны единством климатических условий, необходимых для их формирования. Н.М. Страхов назвал эти породы триадой Al-Fe-Mn, которая служит надежным индикатором гумидных условий палеоклимата в противоположность к описанным выше эвапоритам, которые в парагенезе с пестроцветными карбонатно-терригенными толщами, содержащими рудопроявления Cu-Pb-Zn, свойственны только аридным климатическим обстановкам.

Алюминиевые породы — это исключительно экзогенные образования с пелитоморфными, бобовыми (оолитовыми), реже обломочными структурами, состоящие более чем на 50% из минералов свободного глинозема (группы тригидратов А13+гидраргиллита А1(ОН)3 либо моногидратов — бёмита, диаспора АЮ(ОН)), а также алюмосиликатов (каолинита, галлуазита, бертьерина и др.), гидрооксидов и оксидов железа (гетита, гематита, маггемита) и, меньше, титана (анатаза, рутила и др.). Их главные представители: аллиты (от слов: алюминий и (от греч. lytos — камень) — по Г. Гарросовцу (Harrasovitz, 1926), бокситы (от названия французского департамента Beaux) — по Бертье (Bertier, 1820) и латериты (от лат. later — кирпич- сырец) — по Ф. Бьюкенену (Buchanan, 1807).

Изначально количественные минеральные и химические составы этих категорий не регламентировались. Затем советскими исследователями (Г.И. Бушинский, С.Г. Вишняков, Д.Г. Сапожников и др.) были даны градации алюминиевых пород согласно кремневому модулю Км = Al203/Si02 в весовых процентах и железистости. С.Ф. Ма- лявкиным в 1937 г. разновидности алюминиевых пород названы: бокситами при Км > 2,6, аллитами — Км от 2,6 до 1, сиаллитами — Км < 1. Впоследствии бокситы как руды стали разделять на 10 промышленных марок: низшая содержит А1203 >28% при Км = 12, а наивысшая — А1203 > 52% при Км > 12. Понятие «аллиты» было преок- купировано некоторыми литологами (В.Т. Фролов, В.Н. Шванов и др.) для обобщенного наименования всех алюминиевых пород. Термин «латериты», соответствующий наиболее железистым аллитам (по С.Ф. Малявкину), ферриаллитам (по И.П. Герасимову) и лате- ритным бокситам (по Б.А. Богатыреву), теперь используется только для названия верхних горизонтов кор выветривания в тропиках. Это оранжево-бурые, некрепкие породы с пелитоморфной структурой — глиноподобные, но не размокающие. Они представляют собой конечные продукты химического выветривания магматических и метаморфических пород в жарком тропическом климате с переменной влажностью. В результате их размыва и переотложения в реках, озерах и лагунах и посредством сопутствующих химических процессов, а также при специфических условиях формируются еще более обогащенные глиноземом бокситы — см. в работах Г.И. Бу- шинского (1971), И.И. Гинзбурга (1947), Б.А. Богатырева и др. (1998, 1999), Г.Ф. Крашенинникова (1971), Ф. Дж. Петтиджона (1981), В.Т. Фролова (1993) и др.

Новейшие данные о генезисе и постседиментационных преобразованиях бокситов обобщил и проанализировал Б.А. Богатырев в 1999 г. Все их многообразие он свел к двум большим генетическим группам: I — выветривания (остаточный тип) и II — седименто- генной (осадочный, диагенетический и катагенетический типы).

Группа выветривания включает два класса: А — элювиальный, или латеритный Б — латеритно-карстовый.

Группа седиментогенная включает классы: В — осадочный, делимый на подклассы субаэралъных осадков (коллювиальный, делювиальный, пролювиальный и полигенный) и субаквалъных осадков (овражно-балочный, аллювиальный, озерно-болотный, лагунный и прибрежно-морской); Г — диагенетический (включающий подклассы субаэрального и субаквального диагенеза); В — катагенетический.

Образование основной массы алюминиевых пород (около 80%) связано с латеритным выветриванием и продуктами их ближнего переотложения — коллювием, делювием и пролювием. Доля лате- ритно-карстовых экзодиагенетических и осадочно-диагенетических бокситов оценивается Б.А. Богатыревым приблизительно в 15%. А суммарное количество бокситов, накопленных в разного типа водоемах вместе с образованными на стадиях субаквального диагенеза и катагенеза, не превышает 5%. Относительно механизмов формирования последней из перечисленных категорий было (и остается поныне) много дискуссионных проблем. Гораздо понятнее механизм латеритизации, которая осуществляется в тропиках буквально у нас на глазах: в Западной Африке (Гвинея), на Мадагаскаре, в Индии (Восточные Гаты), Индокитае, Центральной Америке (о. Куба, Ямайка и др.), Южной Америке (в пределах Бразильского и Гвианского щитов), юго-западной Австралии (бокситорудный район Дарлинг Рейндж) и Океании (Гвианские острова). Там латеритные бокситы приурочиваются к верхним частям мощных (десятки метров) зональных глинистых (каолиновых) кор выветривания базальтов, гранитоидов и различных сланцев.

Гипотезу формирования латеритов как продуктов своеобразной и мощной коры выветривания кристаллических пород (или так называемого латеритного профиля выветривания) одним из первых сформулировал в начале XX в. английский геолог Фокс (подробное изложение см. в учебниках М.С. Швецова и Г.Ф. Крашенинникова). Он подчеркнул, что латеритный профиль формируется в жарком климате с чередованием периодов ливней и засух, в обстановках холмисто-овражных ландшафтов. Классический разрез такого профиля состоит из следующих зон (снизу вверх): 1) неизмененные магматические породы (например, базальты); 2) те же породы, дезинтегрированные и каолинизированные (на начальном этапе выветривания); 3) каолиновая глина; 4) зона окремненного каолинита (с линзовидными выделениями аутогенного опала или халцедона), названная Фоксом «кремнистым литомаржем»; 5) латеритный боксит; 6) твердая корка («кираса», или «панцирь») гидрооксидов железа. В этом профиле зона 4 «кремнистого литомаржа» совпадает с уровнем просачивания атмосферных вод, питающих роднички на склонах балок и оврагов.

Последовательность перечисленных зон соответствует этапности процессов выветривания. Границы зон постепенно опускаются вниз, до уровней речек или водотоков на дне балок. Очевидно, что в начальные периоды формирования второй зоны осуществлялся интенсивный вынос из породы щелочных и щелочноземельных элементов до тех пор, пока на этом месте не возникала третья зона, отвечающая химическому составу каолинита, у которого количество А12Оэ и Si02 приблизительно уравниваются. Из третьей зоны продолжался вынос Si02. Он обеспечил возрастание «модуля глиноземистости» Al203/Si02 от 1 до 5 и более, т.е. превращению породы в латеритный боксит четвертой зоны.

Данная последовательность вещественно-минеральных трансформаций ярко иллюстрирует схему химической осадочной дифференциации Л.В. Пустовалова, а именно: миграция химических элементов начинается с наиболее подвижных К+, Na+; затем мигрируют

Ca2+, Mg2+, Si4+ и все «останавливается» на Fe3+ и А13+. Кроме того, примесь чрезвычайно малоподвижного титана сохраняется во всем профиле практически неизменной (доли процентов). Всю эту стройную картину немного нарушает смена четвертой зоны на пятую: с первого взгляда может показаться непонятным тот факт, что именно железо, которое геохимически подвижнее алюминия, венчает разрез бронирующим панцирем. Объяснение этому дает следующее представление о механизмах латеритизации.

Главным фактором этих процессов служат насыщенные О В кислые воды, регулярно промывающие по трещинам и порам горные породы и разлагающие их алюмосиликаты, вынося оттуда растворенные компоненты. Будучи ими нейтрализованы и повысив свой pH, воды периодически выносят и значительную часть Si02, обеспечивая так называемую десилификатизацию отложений. Условий для наличия и работы таких вод должно быть три: 1) жаркий климат с контрастными периодами увлажнения (сезоны тропических ливней) и засух; 2) обусловленная этим климатом огромная биомасса растительного, животного и бактериального ОВ, поставляющая гумус и органические кислоты в поверхностную воду; 3) овражнобалочный, холмистый рельеф местности.

При перечисленных условиях кислые воды, просачиваясь вглубь, осуществляют свою деструктивную работу. Периоды ливней обеспечивают вымывание из пород растворившихся легкоподвижных продуктов химического выветривания, вынос их в ручьи и речки, текущие на дне овражных балок, а те, в свою очередь, уносят растворы далеко в конечные водоемы стока. А в период засухи оставшиеся в трещинах и порах воды продолжают насыщаться растворенными веществами. В это время сквозь верхний латеритный пористый слой часть воды поднимается капиллярными силами наверх. Там вода испаряется, оставляя на земной поверхности гидроксиды железа, извлеченного водой из латерита (менее подвижный алюминий остается in situ).

Процессы латеритизации реализуются чрезвычайно медленно, на протяжении многих десятков и сотен тысяч лет. Очень важным для них условием является стабильность климато-тектонических обстановок. Важно, чтобы за это время не произошли существенные изменения тектонического режима, могущего повлиять либо на усиление расчлененности рельефа (и тогда не успевшие претерпеть химическое выветривание породы будут постоянно сноситься с горных склонов), либо на возникновение сплошного пенеплена (где без должных перепадов высот от водоразделов к наземным водотокам исчезнут условия, обеспечивающие периодическое интенсивное вымывание из пород дождевыми водами легкоподвижных элементов, без чего латеритизация приостанавливается).

Класс латеритно-карстовых бокситов возникает также в тропическом гумидном климате в результате десилификатизации алюмосиликатного материала (вулканических пеплов в том числе), скопившегося на закарстованной поверхности рифогенных известняков. Такие руды кайнозойского возраста известны на поверхностях атоллов современной тропической акватории океанов (острова Фиджи, Тонго, Реннел и др.), а также на островах Ямайка, Гаити и Больших Антильских Карибского бассейна. Их древними (мезозойско-палеозойскими) аналогами считаются карстовые бокситы складчатых областей Восточного Урала, Салаира, Средиземноморья и др.

Прочие три класса — осадочный совместно с диагенетическим и катагенетическим — представлены бокситами разнообразных структурно-текстурных разновидностей и окрасок. Последние в большинстве представляются красно-бурыми, коричневато-бурыми. Однако в болотных, озерных и лагунных осадках, претерпевших субаквальный диагенез при восстановительных геохимических обстановках (обусловивших редукцию Fe3+ —> Fe2+ Mn4+ —> Mn2+ и др.), бокситы приобретают зеленовато-серую или серую краски. Последующим катагенезом могут быть обусловлены каолинити- зация, шамозитизация и связанное с ними обеление окрасок бокситов. Структуры их бывают пелитоморфными, обломочными и оолитовыми (при крупности оолитов, достигающей 2,5 мм и более, они именуются «бобовыми»). В вещественном составе наряду с гидрар- гиллитом заметную роль приобретают моногидраты алюминия — бёмит, отчасти диаспор с примесями аллофана mAl203«Si02, гетита Fe203 H20, гематита Fe203, каолинита, шамозита (бертьерина) (Fe2+,Mg)2>3(Fe3+,AlV7(SiOl 4, А10 65(ОН)10 и небольшими количествами иллита модификации 2Mj. Все эти минералы настолько ми- крозернисты (вплоть до аморфных), что исследовать их невозможно без применения рентгенографии и электронографии. Оптическая микроскопия выявляет важные для понимания генезиса, но недостаточные для точной вещественной диагностики текстурно-структурные особенности. Вот почему при полевых визуальных наблюдениях такие руды порою не замечались из-за ошибочного отнесения их к глинистым, железистоглинистым или глинисто-кремнистым породам, и некоторые месторождения бокситов открывали только после тщательного исследования музейных коллекций (в первой половине XX в.).

В новейшей сводке о бокситах Б.А. Богатырева и его коллег относительно класса седиментогенных руд сказано дословно нижеследующее. Среди современных осадочных бокситов промышленные объекты связаны только со склоновыми образованиями. А в древних бокситорудных формациях осадочные бокситы распространены более широко. Осадочные руды преобладают среди палеозойских отложений. Здесь также превалируют генетические типы бокситов ближнего переотложения — делювиальные, коллювиальные, пролювиальные (девонские месторождения Среднего Тимана), овражнобалочные (карбоновые отложения Тихвинского района). Аллювиальные бокситы мелового возраста известны на Урале (Соколовское месторождение) и на Украинском щите (Смелянское месторождение). Лагунные или прибрежно-морские бокситы распространены в основном среди палеозойских формаций на Урале, Салаире, Воронежском кристаллическом массиве (Курская магнитная аномалия), Тимане, где они прослеживаются в виде маломощных (до 1 м), но выдержанных слоев с небольшим размывом залегающих на красных бокситах, накопившихся в субаэральной обстановке. Делювиальные, пролювиальные и коллювиальные бокситы окаймляют все положительные бокситоносные морфоструктуры сплошными или прерывистыми шлейфами, имеющими в разрезе форму линзовидных или пластовых тел мощностью до Юм. Овражно-балочные бокситы слагают вытянутые линзовидные тела, приуроченные к верховьям оврагов, а аллювиальные — узкие ленты протяженностью несколько километров и мощностью до 5 м (Смелянское месторождение на Украине).

Преобладание среди всех перечисленных типов бокситов обломочных структур и текстур свидетельствует о преимущественно ме- ханогенном их накоплении, косая слоистость — о донных течениях, а контракционные трещины — о периодическом пересыхании водоемов. В то же время в мезозойских и кайнозойских осадочных бокситах постоянно отмечаются конкреционные и гелевидные структуры, указывающие на хемогенное происхождение части алюминия.

Можно также добавить, что в лагунных и прибрежно-морских бокситах известны отпечатки соответствующих этим условиям организмов — брахиопод, двустворок, мшанок, амфипор, криноидей и др. А текстурные слепки трещин усыхания на пластовых поверхностях свидетельствуют о периодическом усыхании этих очень мелководных водоемов. Подстилают бокситы более древние породы в основном карбонатного состава, отделяемые от бокситов эрозионными поверхностями несогласия. Перекрываются же бокситы отложениями (карбонатными либо терригенными) морского мелководья, с явными признаками трансгрессивного строения разреза.

Характерный парагенез осадочных бокситов с карбонатами ложа бассейна седиментации вполне естественен, потому что при наличии в субстрате иных пород, содержащих большие количества Si02, транспортируемый наземным водотоком инертный алюминий был бы непременно связан кремнеземом в единую конструкцию каолинита: 2Si02Al2034H20.

Вообще о механизмах и способе транспортировки алюминия в конечный бассейн дискуссии не прекращаются по сей день. Ныне преобладает точка зрения, высказанная в 1935 г. отечественным геологом С.Ф. Малявкиным относительно того, что осадочные бокситы являются продуктами перемыва латеритных кор, и способ транспортировки вещества механогенный. Дальность переноса — минимальная (от первых км до десятков км). Альтернативная гипотеза А.Д. Архангельского (высказанная в том же 1935 г.) объясняла генезис бокситов химическим растворением, переносом растворов соединений алюминия в очень кислых речных водах тропиков и выпадением А1(ОН)3 в осадок при резком повышении pH на границах река —море.

Гипотеза А.Д. Архангельского сыграла положительную роль в поисках новых месторождений алюминия. Сторонники С.Ф. Маляв- кина сконцентрировали усилия на обнаружении древних латеритных кор. Но таковых сохранилось от эродирования мало; во многих случаях палеолатеритные коры были большей частью размыты и пере- отложены. Обнаруживать эти образования, скрытые под покровом вышележащих толщ, нелегко. А последователи А.Д. Архангельского сразу сконцентрировали свое внимание на базальных горизонтах трансгрессивных морских серий, перекрывающих с размывом более древние карбонатные толщи. Таким путем вскоре были найдены новые месторождения («Красная шапочка» на Северном Урале, а также в Средней Азии и других местах).

Тем не менее чисто химический способ бокситообразования ставится теперь под сомнение, начиная с работ Н.М. Страхова, который в 1963 г. писал нижеследующее: «Оолитовая, бобовая и пятнистая текстуры бокситовых руд возникали в диагенезе за счет перераспределения материала, что является, как известно, одним из характерных явлений диагенетических процессов. Толкование их А.Д. Архангельским и другими авторами в качестве седиментационных текстур ошибочно, что сейчас как будто не вызывает сомнения». И еще там же: «В настоящее время стало ясно, что первая концепция (А.Д. Архангельского. — Лет.) не может объяснить многих черт геохимии алюминия и бокситов. Так, работами Ю.К. Горецкого в Грузии доказано, что А12Оэ и ТЮ2 в водах рек нетранспортабельны. Из тех же едва уловимых содержаний этих компонентов в водах, какие все же имеются, невозможно получить рудных накоплений». И теперь новейшие исследования Б.А. Богатырева (1999) допускают хемогенный генезис только для части глинозема, поставляемого в осадочный бассейн в основном механогенным способом.

Большие влияния на качественные изменения седиментогенных бокситовых руд оказывали процессы постседиментационного литогенеза. Впервые на возможность образования бокситов на стадии диагенеза в проточном водоеме указал в 1977 г. Г.И. Бушинский. К началу 90-х гг. XX в. В.В. Жуков, Б.А. Богатырев и другие исследователи опубликовали физико-химическую модель бокситизации на стадии субаэралъного диагенеза (см. подразд. 4.2.2). Термин впервые был упомянут М.С. Швецовым (1958). Однако геологи в большинстве своем данное понятие не использовали из-за того, что признаки обозначенной этими словами стадии трудно распознаваемы на фоне массового развития гипергенных процессов, с которыми субаэральный диагенез перемежается очень тесно. Важность его стадиального обособления подчеркнул в 1966 г. известный исследователь палеогеографии четвертичного периода профессор Е.В. Шанцер. Он использовал близкое по смыслу название: «экзодиагенез». Его процессы начинают свою «работу» там, где последовательное формирование коры выветривания прерывается эпизодами перекрытия коры рыхлыми наносами (эолового, делювиально-пролювиального либо аллювиального генезиса). Сквозь них просачиваются вниз поверхностные (атмосферные) воды, привнося с собой в толщу выветрелого субстрата новые порции растворенных веществ, которые бывают отличны по своему составу от образований коры выветривания, а потому вступают с ними в химические взаимодействия и тем самым обеспечивают активизацию аутигенного минералообразования (и конкрециеобразования в том числе). Таким способом, например, в толщах лёссов формируются аутигенные карбонатные стяжения (так называемые журавчики) или карбонатные пленочки, скрепляющие отдельные алевритовые частички между собой (см. в подразд. 4.2.2).

Применительно к бокситообразованию субаэральный диагенез латеритной коры играет очень важную роль. Он, в зависимости от состава вод, просочившихся через вышележащий покров осадков, может обеспечить либо улучшение качества бокситового осадка (при концентрации в водах Si02 меньше 2 мг/л), либо его ресилификатизацию и разубоживание процентных содержаний А1203 (при более высоких концентрациях Si02). При этом минеральные ассоциации, возникшие на стадии субаэрального диагенеза, мало отличаются от ассоциаций латеритов. Но здесь появляются оолиты, бобовины (пизолиты) и другие конкреционные структуры явно аутогенного генезиса. Текстуры же меняются слабо. По данным Б.А. Богатырева и В.В. Жукова, кайнозойские бокситы, образовавшиеся в результате субаэрального диагенеза, характеризуются рыхлым пелитоморфным строением с пористостью в 50—60% (бокситы месторождения Тромбес в Бразилии), а более древние, захороненные под толщами осадочных пород (палеозойские Тиманские, Северо-Онежские, Казахстанские бокситы) имеют более плотное сложение и пористость в первые проценты.

Со стадией более изученного субаквалъного диагенеза лагунных и мелководно-морских бокситов связываются более явные межслоевые перераспределения компонентов (Al, Si, Fe, Са, Mg и др.) и обн разование новых минеральных фаз: моногидратов А13+ — бёмита и диаспора, а также каолинита, бертьерина (см. разд. 12.2), сульфидов (пирита и др.), фосфатов и карбонатов (кальцита, сидерита и анкерита). Последние формируют иногда крупные (1—3 см в диаметре) конкреции, поглотившие реликты первичных бокситовых минералов, но чаще образуют мелкую вкрапленность либо обволакивают бокситовые оолиты в виде цемента базального типа.

На стадии катагенеза начинается трансформация тригидратов А13+ в моногидраты. В бокситах складчатых областей наблюдается массовая замена гидраргиллита моногидратами и оксидами А13+ и замена гидроксидов Fe3+ оксидами, что объясняется повышенными Т-Р обстановками. При термобарических условиях глубинного катагенеза (более 100—160 °С) и метагенеза (более 200—250 °С) происходит также трансформация 7А бертьерина (шамозита) в 14А хлорит. Здесь же в заметных количествах (до 5%) за счет моногидратов А13+ начинает формироваться корунд А1203 (с твердостью 9 по шкале Мооса).

Одним из признаков окончания метагенетической стадии и начала метаморфизма является массовое появление хлорита, диокта- эдрической слюды политипной модификации 2Mj и ЗТ, триоктаэд- рической слюды, пирофиллита, хлоритоида, дистена, силлиманита и др. вместе с исчезновением каолинита, шамозита, гиббсита и гидрооксидов железа. При глубоком метаморфизме бокситов из них формируются кристаллически-зернистые агрегаты корунда — наждак (полезное ископаемое — материал для шлифовки).

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>