Основные учения о полезных ископаемых

СОДЕРЖАНИЕ

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1. Осадочные  месторождения горючих полезных  ископаемых. Пример описания представительного  типа месторождений, план и  разрез месторождения

 

 

Важнейшими типами биогенных  осадочных месторождений являются месторождения твердых горючих полезных ископаемых – торфа, лигнита, каменного и бурого угля и горючих сланцев. Все они представляют собой концентрации органического вещества различной степени литификации.

1. Месторождения сапропеля, торфа и угля

 

Ископаемые угли представляют собой литифицированный торф и сапропель. Общими чертами торфяных и угольных месторождений являются:

1) приуроченность к  отложениям заболоченных ландшафтов, распространенных в межгорных  озерных котловинах, долинах равнинных  рек и их пологих водоразделах, придельтовых и прибрежно-морских равнинах;

2) ассоциация с терригенно-карбонатными  и сероцветными песчано-глинистыми формациями гумидного климата;

3) связь с эпохами  угленакопления, главными из которых  являются каменноугольная, пермская и мел-палеогеновая;

4) связь месторождений с зонами прогибания земной коры с режимом стабильного конседиментационного опускания;

5) закономерное положение  угольных пластов внутри осадочных  ритмов, сложенных угленосными терригенными  или терригенно-карбонатными отложениями;

6) различная степень литификации и углефикации скоплений органического вещества, определяющая качество (марку) угля;

7) в некоторых случаях  – повышенное содержание германия, бериллия, урана, молибдена, ванадия,  редких земель и др., вплоть  до формирования комплексных  месторождений.

Формирование торфяных залежей происходит в условиях анаэробного (бескислородного) разложения и высокой увлажненности почв. Крупные площади современного торфообразования располагаются в обширных равнинах в пределах древних и молодых платформ в областях гумидного климата.

Месторождения сапропеля  представляют собой скопления обогащенного биохимически активным органическим веществом глинистого ила озер гумидных климатических зон.

Первичное органическое вещество углей может быть гумусовым (остатки высших растений) и сапропелевым (остатки зоо- и фитопланктона). Гумусовое вещество может быть автохтонным, накопившимся на месте роста, и аллохтонным, т.е. переотложенным. По мере углефикации осадков различия между сапропелевым и гумусовым веществом часто теряются.

 

В зависимости от обстановки накопления выделяют лимнические угли, возникающие в континентальных озерно-болотных обстановках, и паралические – в прибрежно-морских условиях. Для первых характерна ассоциация углей с терригенными континентальными толщами, для вторых – с карбонатными и песчано-глинистыми прибрежно-морскими отложениями.

 

 

 

Угольные месторождения  располагаются внутри крупных прогибов – угольных бассейнов, охватывающих платформенный чехол или переходные области между платформами или складчатыми поясами. Месторождения известны в разновозрастных толщах начиная с силурийского периода (развитие растительности).

Выделяют три главные эпохи угленакопления. Первая охватывает интервал с позднего карбона по раннюю пермь, вторая – с поздней юры по ранний мел, и третья – от позднего мела до миоцена. Эпохи глобального угленакопления связывают с изменениями климата Земли.

Уплотнение торфяников, их обезвоживание в восстановительных  условиях, сопровождаемое сложными биохимическими реакциями, обусловливает их преобразование в лигниты и бурые угли. По мере преобразования в органическом веществе увеличиваются: плотность, степень полимеризации, отражательная способность, калорийность угольного топлива. Растет содержание углерода при одновременном уменьшении количества кислорода, водорода и азота. По степени углефикации выделяют ряд: сапропель или торф – лигнит – бурый уголь – каменный уголь – антрацит – графит.

 

 

 

 

Торф

 

Лигнит

 

 

Антрацит

 

При углефикации смеси  органического и минерального вещества образуются горючие сланцы, при сильном метаморфизме переходящие в графитистые сланцы.

 

 

 

 

В составе углей выделяют горючую и балластную (негорючую) массу. Негорючая масса состоит из влаги и золы. Горючая включает сумму летучих компонентов, кокс и серу (органическую). Сера разделяется на органическую, сульфидную и сульфатную. С ростом содержания сульфидной серы (главным образом, в виде пирита и марказита) увеличивается способность углей к самовозгоранию. Минеральная часть углей состоит из песчано-глинистой примеси алюмосиликатов, карбонатов, сульфидов, сульфатов и окислов.

Количество минеральной  примеси в углях определяет их зольность. С зольной частью углей  связаны основные концентрации элементов-примесей. В промышленых концентрациях в угле могут накапливаться U, Mo, Be, Ge, Ga, Re, Sc. Отмечены повышенные концентрации  для Zn, Cd, As, Cu, Ni, Co, Zr, Y, TR, Th, Tl и др. Многие литофильные элементы (U, Th, Zr, Ge) связаны с зольной частью угля, халькофильные элементы (Cu, Co, Ni, Cd и др.) скапливаются в сульфидах, Mo, Be, Ga, Sc - непосредственно в органическом веществе.

Образование микропримесей  в углях связывают с сорбцией на органическом веществе, соосаждением с сульфидами железа, действием окислительно-восстановительного и кислотно-щелочного барьеров.

1.2. Биохимические месторождения

 

К биохимическим относятся  месторождения фосфоритов, кремнистых, карбонатных пород, сапропеля, торфа, лигнита, бурого и каменного угля и горючих сланцев. Они имеют большое экономическое значение, так как являются важнейшими энергетическими источниками и обеспечивают сырьем химическую промышленность (в том числе – производство фосфатных удобрений).

Кроме того, биохимические  процессы представляются важными при  образовании некоторых осадочных месторождений урана, редких земель, иттрия, скандия, меди, серебра, полиметаллов (Pb и Zn), платиноидов, ванадия и серы.

1.3. Месторождения фосфоритов

 

Фосфоритами называются породы с экзогенными концентрациями скрыто- или микрокристаллического  апатита. Нижний предел содержания P₂O₅ для них – 5-12 %, верхний – 35 %. В мировом балансе фосфатного сырья осадочные фосфориты составляют около 80 %.

Характерными чертами  геологического строения этих месторождений  являются:

1) приуроченность к  континентальным осадкам, отложениям древних шельфов и внутриконтинентальных морей, отличавшихся высокой биопродуктивностью и наличием глубинных течений;

2) ассоциация фосфоритов  с кремнисто-карбонатными, карбонатными, сероцветными терригенными песчано-глинистыми и черносланцевыми формациями;

3) приуроченность к эпохам фосфатонакопления, главными из которых являются венд-кембрийская, пермская и мел-палеогеновая;

4) связь оруденения  с депрессионными зонами, осложненными  конседиментационными поднятиями и впадинами;

5) пластовая форма  рудных залежей;

6) седиментационно-обломочная, конкреционная, зернистая, слоистая  и биогенная текстура руд; структура - от тонкозернистой до скрытокристаллической;

7) повышенное содержание  ряда элементов (уран, стронций, редкие  земли, фтор и др.).

В мире известно более 20 крупных фосфоритоносных бассейнов с запасами пятиокиси фосфора более 100 млн. т каждое, располагающихся в пределах шести фосфоритовых провинций.

Залежи фосфоритов имеют  пластовую форму и значительную мощность. Так, рудные тела зернистых  фосфоритов Запдно-Казахстанской Каратауской провинции имеют крутое падение и протягиваются на многие километры (нужен рисунок). Залежи желваковых и ракушняковых фосфоритов прослеживаются на сотни метров, мощность колеблется от дециметров до первых метров.

Фосфатное вещество встречается в виде желваков, галек, мелких зерен, оолитов, слойков, конкреционных, цементных и органогенных образований, распространенных внутри песчано-глинистых и карбонатных пород.

Все фосфориты характеризуются  повышенным содержанием радиоактивных, рассеянных и редких элементов: U, Th, Y, TR, Sc, V, Mo, Sr, Ba, F. Характерна положительная корреляция содержания урана и фосфора, по которой можно проводить поиски и оценивать ресурсы обоих компонентов. Накопление примесей обусловлено большой сорбционной и изоморфной емкостью мелкозернистого апатита.

 

 

 

Рис. 1. Схема фосфоритообразования в зоне шельфа

 

 

 

/ — морские  воды,  обогащенные  СОг  н  Р2О5;  2 — осадки  глинисто-известковой  фации;  3 — осадки

фосфоритной фации.

1.4. Представления о рудообразовании

 

В Мировой океан фосфор может поступать в результате сноса с континентов и вместе с продуктами вулканизма.

В современных бассейнах  седиментации основным источником фосфора является континентальный сток.

Образование фосфоритов в прибрежных условиях происходит по двум причинам.

Во-первых, в условиях прибрежного мелководья и поступления  пищи и минеральных компонентов (в том числе – и фосфора) с континентов происходит бурный рост живого вещества, накапливающего в себе фосфаты (кости позвоночных, раковины брахиопод, остатки цианобактерий и др.).

Во-вторых, при наличии  больших глубин у берега происходит явление апвеллинга – подъема к поверхности с больших глубин холодной воды, насыщенной кислородом и фосфором.

Большое количество кислорода  в воде также резко увеличивает количество планктона и питающихся им организмов, накапливающих фосфор. После отмирания остатки различных организмов накапливаются на дне водоема, формируя фосфатные залежи.

Кристаллизация фосфата  кальция происходит в стадию диагенеза.

 

 

 

Рис. 2.    Фосфоритоносные провинции мира.

 

Месторождения фосфоритов: 1 — микрозернистых,  2 — зернистых,

3 — желваковых. Провинции: I— Скалистых гор, II— Восточно-

Американской береговой равнины, I - Аравийско-Африканская, IV — Русской платформы, V — Азиатская, VI — Австралийская.

 

 

Одной из причин глобальных эпох фосфоритообразования считают  эндогенное поступление фосфора  из мантии во время интенсивного рифтогенеза. В качестве доказательства ученые приводят совпадение эпох интенсивного фосфоритообразования  и формирования апатитовых месторождений в интрузивных массивах щелочных пород (Хибины и др.).

 

 

 

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ

 

 

1. Старостин В.И., Игнатов П.А. Геология полезных ископаемых". М., Академический проект, 2010, 512 с.

2. Синяков В. И. Общие рудогенетические модели эндогенных месторождений. Новосибирск, Наука, 2009, 243 с.

3. Синяков В. И. Основы  теории рудогенеза. Л., Недра, 2007, 192 с.

4. Станкеев Е. А.  Генетическая минералогия. М., Недра, 2006, 272 с.