ЖЕЛЕЗИСТЫЕ (ЖЕЛЕЗНЫЕ) ПОРОДЫ

Железистые (железные) породы бывают сложены гидрооксидами железа (гётит FeOOH; гидрогётит, или лимонит Fe0 0HxH20, при х= от 1 до 4), оксидами железа (в основном гематит Fe203, а в некоторых метапородах магнетит Fe304), реже фосфатами (вивианит Fe3[P04]-8H20, керченит Fe3+Fe6+(0H)6[P04]18H20), а также шамозитом или причислявшемуся к нему прежде бертъерином. Последний из вышеназванных глинистый минерал по своему химическому составу близок к железистым триоктаэдрическим хлоритам. Но его кристаллическая решетка не многослойна, как у хлоритов (3-слойные пакеты перемежаются гиббситовым или бруситовым слоем октаэдрическим), а двуслойна, как у минералов серпенти- новой группы (каждый пакет сложен слоем кремнекислородных тетраэдров и слоем гиббиситовых октаэдров). И межслоевые расстояния решеток бертьерина составляют 7А вместо 14А хлоритовых. Обобщенная формула данного минерала очень изменчивая, по В.А. Дрицу и А.Г. Коссовской (1984), такова: (Mg, Fe2+)3_x (Al, Fe3+)x(Si2_x, A1x)05(0H)2. В парагенезе с бертьерином нередко встречаются истинные железистые хлориты — тюрингит, шамозит и др. Иные примеси составляют: аутогенные карбонаты (сидерит, анкерит и др.), сульфиды, фосфаты, оксиды глинозема и кремнезема, а также аллотигенные глинистые и кварцево-силикатные частицы.

Эти образования морфологически и генетически многотипны. Их структурно-текстурная приуроченность тоже различная. Наиболее контрастно различаются руды континентальных (включая окраинноморские) и океанических блоков земной коры. Обзор начнем с первых. Они по своему составу и генезису группируются в три категории: 1) генетически связанные с вулканизмом (их не рассматриваем); 2) чисто осадочные фанерозойские железняки; 3) осадочные глубокометаморфизованные докембрийские (так называемые джеспилиты, или железистые кварциты).

Остановимся на второй из перечисленных категорий. Ее руды бывают приурочены: к корам выветривания (некоторые обогащенные Fe3+ латериты причисляют к железной руде), а еще чаще — к отложениям болотно-озерных, аллювиально-дельтовых, лагунных и мелководно-морских фаций, с остатками флоры и фауны, свойственной гумидному климату (не обязательно тропическому; нередко к умеренному или холодному). Данные образования в быту именуют «железняки», а в западноевропейской геологии (во Франции и Великобритании) — «минеттовыми рудами». Они отличаются от иных типов железных руд преимущественно оолитовым строением (рис. 12.1). Оолиты состоят в основном из гётита, бертьерина или обоих этих минералов. В виде редких тонких слойков может присутствовать сидерит, слагающий кристаллически-зернистый цемент выполнения пор между рудными оолитами, а иногда вторично замещающий гётит или бертьерин внутри них. Кое-где бертьериновые («шамозитовые») оолиты могут сменяться каолинитовыми, и в качестве крупнокристаллического пойкилитового цемента там же появляется кальцит. В разрезах оолитовых железняков встречаются подчиненные слои без оолитовой структуры. Они имеют в основном глинисто-сидеритовые составы иногда с примесями микрозер- нистого апатита.

Сидерит-шамозитовый оолитит, средняя юра, Центральная Англия

Рис. 12.1. Сидерит-шамозитовый оолитит, средняя юра, Центральная Англия

(по Дж. Гринсмиту, 1981).

Частично лимонитизированные бертьериновые оолиты и известковые обломки раковин погружены в сидеритовый матрикс. Некоторые оолиты деформированы только отчасти, другие сильно разрушены. Обломок раковины (справа) с краев частично замещен сидеритом. Черным цветом отмечен вторичный лимонит

Типичными представителями таких руд служат Керченские (Россия) и Приаральские (Казахстан) железняки соответственно миоценового и олигоценового возраста, залежи юрского возраста на северо-западе ФРГ, Франции и в Великобритании, девонского возраста в Ливии, силурийского — в Аппалачском бассейне и ордовикского возраста в бассейне Вабана, на востоке Ньюфаундленда (Канада) и др.

Рудам такого типа академик Н.М. Страхов посвятил отдельную монографию (1947), и в последующих своих работах он неоднократно возвращался к проблемам их генезиса. Сопоставив частоты встречаемости месторождений железа и алюминия и их генетические признаки, он сделал следующие выводы. Гидрогетит-шамозит-си- деритовые руды значительно сдвинуты в море сравнительно с бокситами даже морского происхождения, а это указывает, несомненно, на миграцию рудного компонента в значительно более транспортабельной форме, каковой естественно считать растворы. Действительно, возможности перемещения в растворенном состоянии у железа имеются, ибо кроме весьма мало растворимой гидрооксидной формы у него существует еще форма закисная, гораздо более растворимая. Но закисное бикарбонатное железо может накапливаться в растворе лишь в восстановительной среде, лишенной свободного кислорода. В природе такие условия реализуются в обширных заболоченных пространствах, дренаж которых, как это видно на примере р. Оби и ее притоков, дает речные воды с высоким содержанием Fe2+ (до 14 мг/л и более) при малом количестве разбавляющего взвешенного терригенного материала. Такие условия, может быть, с еще менее выраженным сносом терригенной силикатной мути, принципиально уже создавали предпосылки для хемогенного образования в геологическом прошлом железорудных месторождений оолитового типа. Формирование этих руд поэтому необходимо связать с дренажом высокожелезистых вод, возникших в условиях более или менее значительного заболачивания.

Разгрузка насыщенных Fe(HC03)2 подземных вод на берегах и дне озер сопровождалась процессами окисления до Fe(OH)3 — практически нерастворимого, с образованием в озерном иле так называемого ржавца, состоящего из конкреционных стяжений гидрооксидов железа. Такое наблюдается в озерах на севере европейской части России.

При разгрузке тех же болотных вод в реки там тоже формируется хлопьевидный «ржавец», прокрашивая речную воду в цвета слабо заваренного чая. Он оседает вдоль магистрального потока, частью рассеиваясь (у рек большой длины), частью концентрируясь в рудные скопления, внутри алеврито-песчаного аллювия. У рек малой длины (до 150 км) железо достигало их устьев, где формировались дельтовые и лиманные залежи. В качестве их примера Н.М. Страхов ссылается на описанные Л.Н. Формозовой аллювиально-дельтовые оолитовые гидрогетит-шамозит-сидеритовые железняки в среднемиоценовых кутанбулакских отложениях Северного Приаралья. Эти образования согласно их фациальной принадлежности относятся к двум типам. Один приурочен к средним и нижним участкам русла палеореки, стекавшей с находящейся северо-восточнее Мугоджар суши в Палеоаральский водоем. Эти рудные тела в плане имеют формы узких лент, иногда ветвящихся и повторяющих контуры палеорусла и его проток. Рудные горизонты имеют косослоистое строение, обильные следы переотложения вещества. Их состав в основном гидрогётитовый, и только в устьевых участках палеодолины появляются шамозит и сидерит (главным образом, в составе цемента оолитов). Ко второму типу руд отнесены дельтовые накопления, которые состоят как бы из ряда пластин, имеющих однообразно пологий (2—4°) наклон с северо-востока на юго-запад (соответственно уклону дна палеобассейна). Вкрест простирания этих пластин вещественный состав руд закономерно менялся: ближе к устью палеореки преобладали руды гидрогётитовые, а мористее (в нижних частях пластин) они становились шамозит-сидеритовыми, залегающими среди алевритовых глин с морской фауной.

Продолжая свой анализ условий транспортировки и седиментации железа, Н.М. Страхов подчеркнул, что только у большой сети самых малых рек малоподвижное железо успевало достичь конечного водоема стока (моря), формируя там бассейновые оолитовые осадки, и главной ареной формирования таких руд являлась именно периферическая зона морей. В качестве аргументации последнего тезиса ученым приводились палеофациальные профили множества железорудных палеобассейнов Америки, Западной и центральной Европы, в которых по простиранию, т.е. вдоль побережий морских палеобассейнов, железорудные толщи оказывались чрезвычайно выдержанными (например, керченские миоценовые руды прослежены с запада на восток более чем на 100 км, а силурийские в Аппалачской складчатой системе с небольшими перерывами тянутся от штата Нью- Йорк до Алабамы на 1800 км!); тогда как вкрест своего простирания рудные тела менее устойчивы и измеряются всего лишь немногими километрами, редко до 18—20 км (минеттовые юрские руды Франции). Рассуждая о вероятных поставщиках туда металла, Н.М. Страхов считал, что наряду с речным привносом большую роль играют высачивания в водоемы грунтовых железистых вод на побережье, у уреза водоема или непосредственно на его дне.

А в самом водоеме большое влияние на разубоживание либо концентрирование компонентов железа оказывала гидродинамика в сочетании с неровностями дна. Донные западины в прибрежной полосе морского бассейна, отгороженные песчаными барами и отмелями, становились своеобразными ловушками вещества. Это очень наглядно показано в монографии английского исследователя генезиса осадочных руд различных металлов Дж. Мейнарда (1985). Им, в частности, на рис. 2.19 этой книги воспроизведена построенная в итоге палеогеографического реконструирования прибрежного участка морского ордовикского палеобассейна Вабана наглядная блок-диаграмма (рис. 12.2). На ней отчетливо видно, что там имелись благоприятные условия для выщелачивания железа из субстрата болот прибрежной равнины и для его переноса оттуда подземными водами ко дну лагуны, где зарождались шамозитовые (точнее, бер- тьериновые) оолиты. Они, в свою очередь, под воздействием штормов и течений переотлагались на отгородивших лагуну барах и среди осадков приливно-отливной зоны. Н.М. Страхов в свое время также констатировал, что излюбленными участками оолитовых руд являются заливы, бухты и островные моря со сложными очертаниями береговой линии. Это же подтвердили недавние исследования минералогии и стадий формирования керченских железных руд Е.А. Голубовской в 1990 г. и исследования многих зарубежных литологов на иных рудных объектах.

Реконструкция условий образования железняков Вабана (по Рейнджеру; из кн. Дж. Мейнарда, 1985)

Рис. 12.2. Реконструкция условий образования железняков Вабана (по Рейнджеру; из кн. Дж. Мейнарда, 1985):

А — прибрежный бар; б — лагуна (накопление осадков в условиях низких значений Eh); В — приливно-отливная зона; Г — надлиторальные водорослевые болота (низкие значения Eh и высокие Рсо2У,Д — старые русла рек. Железо выщелачивается из осадков в болотных условиях (Е), выносится подземными водами в лагуну и осаждается в виде бертьериновых оолитов (Ж), которые впоследствии переотлагаются в зонах береговых валов и среди осадков приливно-отливной зоны (3)

Перенос железа в конечный бассейн седиментации осуществлялся не только в двух упомянутых формах: раствора бикарбонатов в грунтовых водах с дефицитом кислорода и тончайшей механической взвеси минеральных частиц в поверхностных водах. Третий способ переноса металла реализуется в коллоидной фазе: большая часть железа, переносимого речными водами, поступает в форме гидрозолей оксидов железа, стабилизированных коллоидным органическим веществом и адсорбированных на глинистых минералах. Эти коллоидные частицы имеют положительный заряд и могут переноситься на большие расстояния без осаждения при условиях, что концентрация электролитов в речных водах низкая, а отрицательно заряженные коллоиды не присутствуют в таких количествах, которые могли бы привести к осаждению этих частиц. При впадении рек в море такие суспензии флоккулируют и вскоре осаждаются в виде шамозита или бертьерина.

Конкретный способ формирования упомянутого минерала был в деталях объяснен зарубежными геохимиками и литологами. Они доказали возможность возникновения бертьерина на основе каоли- нитовой матрицы, т.е. в результате процессов трансформирования кристаллических решеток кластогенных глинистых (каолинитовых) частиц со вхождением туда железа из коллоидов, которые были адсорбированы этими же частицами. Остальные катионы и анионы не поступали извне, а перегруппировывались внутри данной системы:

Первичный бертьерин, вероятнее всего, пребывал в скрытокристаллической форме, совершенствуя свою структуру в ходе диагенеза. Геохимические обстановки его формирования отвечали среде от слабокислой до слабощелочной (но со значениями pH ниже тех, что потребны для генерации глауконита) при Eh от +0,4 до -0,4. До недавних пор считалось, что этот минерал не характерен для современных морских отложений, однако ныне стало известно, что он распространен в мелководье и на глубинах до 150 м в районах теплых течений в полосе между 10° северной и южных широт (включая дельту р. Нигер) в парагенезе с привнесенными с суши каолинитом и иллитом. А глауконит, который своим внешним обликом (в петрографических шлифах) бывает похож на описываемый минерал, распространен в современных и древних отложениях, как правило, мористее.

Выше были описаны химические и механогенные процессы осаждения железосодержащих компонентов. К сказанному необходимо добавить, что, работая на современной мощной электронно-микроскопической аппаратуре, палеонтологи в содружестве с микробиологами выявили огромный вклад бактериального фактора в механизмы концентрирования железистых оолитов. Ныне стали хорошо известными виды бактерий, концентрирующих в своих клетках или вокруг них гидрооксиды железа (железобактерии), серу (серобактерии) и другие элементы. По мнению многих ученых, микроорганизмы играли главную роль в образовании руд железа, марганца и даже алюминия.

Дальнейшие позднедиагенетические и катагенетические преобразования железных руд см. в трудах Н.М. Страхова, Дж. Мейнарда и Дж. Гринсмита. Отметим только, что бертьерин подвергается частичной или полной метасоматической сидеритизации, а осадочные гидрооксиды железа дегидратируются по схеме: Fe(OH)3 —> —> FeOOH —> Fe203. Их конечный продукт — гематит. Он в рудных телах кайнозойского и мезозойского возраста редок (исключая юрское месторождение Минетта во Франции, где гематит распространен наряду с гётитом). В отложениях палеозоя, которые гораздо дольше испытывали влияния литогенетических процессов и прошли через стадию катагенеза, гематит стал минералом преобладающим, а кое-где в небольших количествах появилась примесь магнетита.

Метаморфизованные осадочные железные руды докембрия (джеспилиты) имеют в основном либо кварцево-гематитовый, либо квар- цево-магнетитовый составы и крупнозернистые гранобластовые структуры. Признаки седиментогенных структур у них совершенно утрачены, однако текстуры сохранились отчетливо: характерная по- лостчатость, унаследовавшая первичную горизонтальную слоистость, следы ее диагенетического нарушения (подводно-оползневые 5-образные складки) и отпечатки ряби течения или трещин усыхания. Эти породы залегают среди различных кристаллических сланцев, порфироидов, порфиритоидов, мраморов и гнейсов. Восстановление состава адекватных им осадочных пород требует скрупулезного сочетания методик литологических исследований с петро- лого-геохимическими (см. раздел о метаморфизме). Сейчас литологи и петрологи преуспели в этом деле, однако данная тема выходит за рамки нашего курса. Поэтому относительно специфики докем- брийской железорудной седиментации интересующийся читатель адресуется к работам Н.М. Страхова, Дж. Мейнарда, В.Т. Фролова и В.Н. Холодова.

Железосодержащие породы дна океанских водоемов, или железомарганцевые конкреции (ЖМК), рассмотрены в разд. 12.3.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >