Синяков В.И. Основы теории рудогенеза
Подождите немного. Документ загружается.
По
условиям
обра
зования
необходимо
различать
два
фациальных
типа
прибрежно-морских
россыпей
:
россыпи
пляжа
и
россыпи
подводного
бе
регового
склона.
Ро
сс
ы
п
и
пляжа.
Наиболее
интенсивно
тяжелые
минералы
накап
л
иваются
в
зоне
пляжа.
где
дифференциация
обломочного
материала
происходит
под
действием
прибойного
потока.
характеризующегося
во
з
вратно
-
посту
пат
ел
ьным
движением
водны
х
масс
и
высокими
скоростями.
Сепарация
минералов
и
обломков
пород
происходит
здесь
в
соот
ветств
ии
с
гидрав
лической
крупностью
частиц.
'
определяемой
их
ра
зме
ром.
плотнос
тью
и
формой
.
Механизм
сортирующей
деятельности
ветрового
волнения
весьма
сложен;
он
детал
ьно
разбирается
В
.
П
.
3енкович,ем
[1946
г
.•
1962
г.].
Г
.
С.
Башкировым
[1961
г
.
] .
В
.
В
.
Лонгиновым
[1963
г.].
А
.
А
.
Аксеновым
(1972
г
.
]
и
др
.
Воздействующая
на
берег
волна
в
сторону
берега
движется
с
большей
скоростью.
чем
откатывающаяся
на
зад
по
склону.
В
резу
л
ьтате
сильных
волнений
тяжелые
частицы
перемещаются
в
сторону
берега
,
куда
волна
набегает
с
бо
"Л
ьшей
скоростью,
а
более
легкие
частицы
смещаются
в
глубь
водоема
.
В
зоне
п
л
яжа
формируются
тонкие
прослои
(1
- 2
см)
тяжелых
минералов.
Повторение
этого
процесса
приводит
к
образованию
серии
слой
ков
черных
песков
.
Штормы
выпо
лажи
вают
профиль
пляжей
;
вынося
кварц
,
они
способствуют
дальнейшему
обогащению
и
созда/От
более
мощны~
(
до
1
м)
прослои
черного
шлиха
,
имеющие
в
ра
з
резе
форм
у
ли
нз
шири
ной
до
20
-
25
м.
Образующийся
продуктивный
рудный
горизонт
обычно
содержит
до
20
и
более
прослоев,
обогащенных
тяжелым
шлихом
и
раз
деленных
горизонтами
белы
х
пе
с
ков
.
Слои
располагаются
горизонта
л
ьно
либо
с
небольшим
наклоном
в
сторону
моря
.
Так
во
з
никают
промышлен
-
ные
пляжевые
россыпи
ценны
х
тяжелых
минералов
.
,
Ро
сс
ыпи
по
д
во
д
но
г
о
скл
он
а.
Россыпи
фации
по
д
водного
склона
форми
руются
под
действием
двух
факторов
-
волнений
и
течений
за
вне
.
шнеЙ
гра
ницей
зоны
забурунивания
.
Т
е
чения
имеют
относительно
низкие
скорости
,
направлены
преимущественн
о
в
о
д
ну
сторону
и
проявляются
на
значи
.
тельных
площадях
'
морского
дна.
На
поверхности
глубокого
'
моря
частицы
воды
при
волнении
описы
вают
в
вертикальной
плоскости
правильные
круговые
орбиты,
наибольший
диаметр
которых
равен
высоте
волны
и
на
глубину
быстро
уменьшается.
При
прохождении
волн
над
мелководьем,
'
обычно
начиная
с
глубины
10
-
30
м,
происходит
торможение
волны
вс
ледст
вие
трения
воды
о
дно.
KpyroI;Jble
I
дв
ижения
частиц
воды
становятся
эллиптическими,
ко
то
рые
по
мере
прибли
жения
ко
дну
делаются
все
более
и
более
уплощенными.
пока
не
превра
тятся
в
плоские
(рис
.
26) .
При
д
онные
волновые
колебания
имеют
возвратно
поступательный
Х'а
рактер
.
Они
при
во
д
ят
песчано-га
ле
чный
материал
д
на
в
сильное
дв
ижение,
способствуя
отрыву
от
дна
твердых
частиц
и
взвеши
ванию
их
в
толще
воды
.
Мощность
такого «акт
ивного
·
слоя»
взвешенных
И
'
полувзвешенных
песков
на
дне
достигает
нескольких
десятков
сантиметров
.
Поскольку
'
в
первую
очередь
взвешиваются
зерна
относительно
легких
минералов
.
постольку
они,
подхваченные
течением.
быстрее
выносятся
из
этой
области
,
обогащая
тем
самым
оставшиеся
наносы
тяжелыми
минера
лами.
Наибольшие
накопления
тяжелых
минералов
устанавливаются
.
в
зоне
140
- . I - - - -
-
~
--
~
~
-
-_
\~
--
~
--
---=
-
-f-4-
- - -\-
1..
-
"О
о
'"
<>
.0.
-- 'd
--
-o
.0·0·0
о
о
Рис
.
26.
Россыпеобразующая
деятe.nьность
волны
в
прибрежно
-
морской
зоне
.
забурунивания,
где
кинетическая
энергия
волны
резко
падает
и
влекомый
ею
по
дну
обломочный
материал
отлагается
в
виде
подводной
гряд:ы
,
вытянутой
параллельно
набегающей
волне
.
Нагон
воды
в
прибрежной
части
моря,
особенно
при
подходе
волн
к
берегу
под
косым
углом,
является
причиной
возникновения
донных
те
чений.
Эти
течения
пере
носят
взвешенный
материал,
осаждение
которого
начинается
при
падении
их
скорости
.
Максимум
вдольберегового
переноса
материала
на
подводном
склоне
приурочен
к
внешней
границе
'
зоны
забу
рунивания.
Роль
приливно-отливны)(
течений
в
концентрации
тяжелых
ми
нералов
в
достаточной
мере
еще
не
оценена
.
Современные
морские
россыпи
подвижны
и
под
влиянием
'
смены
режима
подводных
течений,
господ
ствующих
ветров
и
штормовых
волн
испытывают
переотложение.
РУ
Д НЫ
Е
ФОРМАЦИИ
РО СС
ЫПНЫХ
М
ЕСТ
ОРО
ЖДЕ
НИ
Й
1.
Формация
ЭОЛОТОНОСНЬ!Х
россыпей
.
Промышленное
~начение
имеют
аллювиа
л
ь
ные
россыпн,
приуроченные
к
современным
речным
долннам
(Лена,
КOJIыма),
а
также
мезозойские
(Урал)
и
палеогеновые
(Урал,
Сибирь)
.
Прибрежно-морские
россыпи
нзвестны
на
Аляске.
2.
Формация
россыпей
платины
.
Месторождения
представлены
долинными
и
террасовыми
россыпями
(Урал)
.
Из
прибрежно
-
морских
россыпей
известна
лишь
одна террасовая
россыпь
на
берегу
Берингова
'
моря
на
Аляске.
З
.
Формация
россыпей
алмазов
.
Россыпные
месторождения
дают
25%
мировой
добычи
алмазов
.
Они
известны
в
Бразилии,
Венесуэле,
Якутии,
на
Урале
.
Прибреж
но-морс;кие
россыпи
·алмазов
ра~рабатываются
на
Атлантическом
побережье
Юго
Западной
J}ФРики
(от
устья
р
.
Оранжевая
на
юге
до
границы
с
АнгOJlОЙ
на
севере)
.
4.
Формация
ильменит
-
рутил
-
циркон-монацитовая
.
данный
тип
россыпей
разви
т
на
огромных
пространствах
берегов
Индийского
океана
(Индостан,
Шри-Ланк
а
,
Мадагаскар),
Тихого
(Тайвань
,
Австралюt),
Атлантического
(США,
Бразилия
)
.
КрупнеАшими
раАонами
являются
Флорида
(США),
побережья
Бразилии
и
BOCTO
~
ной
Австралии
.
5.
Формация
оловоносных
россыпей
.
Мировой
известностью
пользуются
россып
и
Юго
-
Восточной
Азии
(Индонезия
,
Малайзия,
Таиланд
'
и
др
.
)
.
Наибольший
интер
е с
представляют
аллювиальные
и
прибреЖНО
-
МОРСКttе
россыпи
и
россып
'
и
затопленны
х
речных
долин
.
Около
80%
запасов
олова
зарубежных
стран
сосредоточено
в
ро
с
сыпях,
из
которых
получают
до
50%
мирового
производства
оловянных
концентратов
.
6.
Формация
магнетитовых
и
титаномагнетитовых
россыпей
.
Промышленны
А
интерес
представляют
морские
россыпи,
выявленные
в
д
оль
берегов
и
на
шe.nьф
е
.о
.
Северный
в
Новой
Зe.nандии
и
на
островах
Японии.
В
Советском
Союзе
прибреж
но
-
морские
россыпи
титаномагнетита
известны
на
Курильских
островах
и
на
о
.
Са
халин
.
141
7.
ФОРМЙЦШI
россыпей
J/Н
'
/UРЯ.
Едииственным
источником
добычи
янтаря
являются
морские
РОССЫПI1
побережья
Балтийского
моря
в
пределах
СССР,
Польши,
Г
ДР
11
ФРГ
.
Классическим
районом
раЗВI1ТИЯ
IlрибреЖНО-МОРСКl1Х
россыпей
янтаря
является
3емландский
полуостров
Балтийского
моря
.
Гла
в
а
11
ОС
А
ДОЧНЫЕ М
Е
СТОРОЖД
Е
НИ
Я
Осащ>чными
'
называются
месторождения,
образующиеся
в
процессе
отложения
полезных
KOMnolleHToB
на
дне
разного
рода
водоемов,
а
также
такие
месторождения,
в
которых
залежи
полезных
ископаемых
возникают
в
процессе
lIерераспре
д
еления
вещества
в
осадке
на
стадии
диагенеза
и
npl1
катагенезе
.
Группа
осадочных
месторождений
весьма
разнообразна
11
имеет
очень
большое
промышленное
значение.
В
нее
входят
не
только
месторождения
каменных
и
бурых
углей.
горючих
сланцев,
огнеуп()рных
глин,
натриевых,
калийных
и
магниевых
солей,
гипса,
известняков,
не
только
рудные
скопления,
железа,
марганца,
бокситов,
меди,
свинца
и
цинка, но
и
многие
редкометалльные
месторождения
-
пластообразные
залежи
целести
на
в
красноцветных
и
вулканогенно-осадочных
формациях,
германиевые
руды
в
УГ
J
IЯХ,
ванадий
и
молибден
в
углеродисто-кремнистых
,
породах,
уран
и
рений
в
черных
сланцах,
сера
в
известняках
и
др.
Изучали
осадо
чн
ые
месторождения
многие
исследователи:
А
.
Д.
Архан
гельский,
А
.
Г.
Бетехтин,
Г
.
И
.
Бушинский,
И.
М.
Губкин,
Ю
.
А
.
Жемчуж-
ников,
Д
.
Г.
Сапожников,
П. И.
Степанов,
Н
.
М
.
Страхов
и
др.
.
По
условиям
образоваНI1Я
среди
осадочных
месторождений выделяются
следующие
классы:
1)
обломочно-осадочные
,
2)
хемогенно-осадочные,
З)
биогенные
и
БИОХI
'
lмические
осадочные,
4)
гидротермально-осадочные
.
По
месту
образований
они
подразделяются
на
морские,
лагунно-морские,
озерно-болотные
и
речные
фации
.
ПО
приуроченности
к
крупным
геОЛОГI1
-
ческим
структурам
земной
коры
различают
также
месторождения
континен
Ta
.
~bHыe
11
геОСИliклинальные
.
Выделяются
седиментаЦl10нные
и
се
д
имен
тационно-диагенетические
рудные
залежи.
ОБЩИ
Е
УС
Л
ОВИЯ
ФОРМИРОВ
А
НИЯ
О
СА
ДОЧ
НЫХ
М
ЕСТ
ОРО
ЖДЕ
Н И А
Основнымн
факторами,
определяющими
накопление
первично-осадочных
рудных
образований,
являются:
1)
наличие
источника
рудного
компо
нента;
2)
благоприятные
геотектонические
условия,
определяющ
и е
рельеф
региона,
в
том
числе
и
рельеф
области
седиментации
-
дна
водоем<!;
З)
благоприятные
климатические
условия.
Только
при
оптимальном
соче
тании
ЭТI1Х
факторов
возникает
потенциальная
возможность
развития
оса
~
дочного
рудообразования.
1
42
Рудное
вещество
может
поступать
с
суши
в
результате
выветрива
ни
я
коренных
поро
д,
выпадения
СО.lеЙ
и
рудных
компонентов
из
морских
и
озерных
вод,
вулканических
выделеНlIЙ
в
ходе
эффузивного
1Ij)
\J
II\ ,
Осадочное
ру
д
ообра
з
овани
е
очень
чувствите
ль
но
к
режиму
теКТОНИ'I~
'\
I,
IIX
д
вижений.
Наиболее
благоприятные
условия
слагаются
из
незначит
е:
Ii.JIII
,IХ
положительных
движений,
предшествующих
эпохе
рудообразования,
и
ОТ
н
осительно
стабильного
режима
с
небольшими
отрицательными
движениями
в
течение
этой
эпохи.
При
интенсивных
вертика
ль
ных перемещеЮIЯХ
фор
м
ирование
руд
будет
подавлено
массой
отлагающегося
об IOмочного
ма
т
ериала
.
Кли
мат
играет
большую
роль
при
выветриваНI1И
горных
пород
,
обу
с
ло
вливая
накопление
рудного
материа
ла,
идущ
его
lIа
образоваlНtе
оса
д
очных
месторождений.
Отсюда
становится
понятной
с
вя
зь
МflOПIХ
осадоч
ных
место
рож
де
ни
й
с
климатической
зональностью.
Н.
М
.
Страхов
выде
л
яет
три
Пlпа
л
и
тогенеза
и
фОР"'1ирования
полезных
ископ
ае
мых:
гумид
ный
(осадки
преоб
лада
ют
над
испарением)
;
аридный
(испарение
преоб
,'laAaeT
над
оса
дками)
и
ледниковый
.
Месторож
д
ения
оса
д
очных
р
уд
ОТЛI1-
чаютс.я
сложным
генезисом
и
формируются
очень
ДШlтелыlO,
обычно
за
HecKO
,lbKO
стадий,
следующих
друг
за
д
ругом:
стадию
ceAIIMeHTallllll -
стад
ию
диагеliеза
-
стаДIIЮ
катаге
не
за.
Прн
этом
lIеРВI1чны
е
pY
AllbIe
кон-
.
центраЦИ
l1
,
обра
зо
вавшиеся
в
стадию
накопления
осадков,
IIрет
ерпе
в
ают
сущес
твенные
изменения
по
д
д
ействием
более
поз
д них
проц
есrо
в
.
Седиментационное
рудообразование
.
О
.
богаЩeflие
осадков
PYAllbIMII
ком
понентами
может
осуществ~яться
уже
в
стадию
сеЩlмеllтаЦИII.
Обра
зование
таких
перв
ично
-осадочных
рудных
концентраций
в
известной
мере
•
с
одно
с
седиментацией
осадков
.
Главное
отличие
осадоч
н
ого
РУДООбра
зоваllllЯ
от
формирования
осадочных
пород
заклю
ч а е
тl'Я
в
BbI
C
OKoii
rН'
II~
'
IIИ
дифференциации
м
ин
ерального
вещества
н
а
всех
стадиях
ру
д
ного
процесса:
при
подготовке
исхо
д
ного
материала,
его
переносе
и
от
IOжении
.
О
садuч
ный
ру
д
ный
пр
оцесс
осущеСТl3л
яется
разm1ЧНЫМИ
способами
:
а)
механическим
осаждением
при
ПОСТ
УГ
I
Лef
lИИ
в
область
от
IOжения
руд
flbIX
компонентов
в
твер
дой
фа
зе;
б)
выпадением
вещества
II
З
во
дной
мас
сы
при
нз
м
eHNlIlI1
фи
з
ико-химич
ес
ких
параметров
среды
(р
Н
,
Eh,
кон
ueHTpaUlI1I
С0
1
),
сорбцией
рассеянных
элементов
Г
J
lинами,
органическим
веществом
и
др
.
;
в)
путем
пересыщения
раствора
IIрИ
испарении
воды
11
в
результ
ате
различных
о/?менных реакций;
г)
коагуляцией
КОЛЛОflДНЫХ
растворов
.
Характерными
особенностями
рудных
накоп.~ениЙ,
образованных
в
стадию
седиментаllИИ,
являются
:
устойчивое
невы
со
кое
сu
д
ержание
ме
тал
ла
;
по
степенное
выкли
н
ивание
руды,
I1рои
с
ходящее
на
фоне общего
измеиения
ф
аций;
слоистая
и
тонкослоиста
я
тексту
р а
первично-осадочных
рудных
IlакоплеЮIЙ
:
пластовая
форма
ру
д
ных
тел.
Рудообразование
в
стадию
диагенеза,
ДиагенетичеСКllе процессы,
про
текающие
в
оса
д
ке
после
его
захо
ронения
на
глубину
до
200- 300
м,
ме
няют
текстуру
и
структуру
породы,
вызывают
образование
новы
х
мине
рал
ьных
ассоциаций,
способствуют
перегруппировке
вещества
в
.
пр
еделах
осадочной
ТОЛЩII.
При
всех
этих
проц
ессах
возможно
обедне
ни
е
и
даже
полное
разрушение
первичных
ру
д
ных
залежей
в
результате
выноса
металла.
Но
наблюдаются
также
ра
зли
чные
случаи,
когда
сред'и
первично
обога-
143
щенных
пО'лезным
кО'мпО'нентам
О'садкО'в
пО'являются
втО'ричные
переО'тлО'жен
ные
БО'гатые
рудные
кО'нцентрации
.
ФО'рмирО'вание
диагенетических
рудных
накО'плений
О'существляется
главным
О'бразО'м
пО'д
действием
грунтО'вых
вО'д
.
Эти
вО'ды
О'бычнО'
сО'держат
БО'льшО'е
кО'личествО'
углекислО';гы,
серО'вО'дО'рО'да,
метана,
вО'дО'рО'да,
кО'тО'рые
пО'лучаются
при
разлО'жении
О'рганических
веществ
и
являются
активными
вО'сстанО'вителями.
Они
,
спО'сО'бствуют
перехО'ду
О'кисных
сО'единений
в
за
кисные,
кО'тО'рые,
как
'
правилО',
'
БО'лее
хО'рО'шО'
раствО'римы
.
В
закиснО'й
фО'рме
металлы
мО'гут
перераспределяться
в
О'садке,
чтО'
привО'дит
к
замет
нО'му
диагенети
ческО'му
О'БО'гащению
егО'
О'тдельных
участкО'в
.
для
диагенетических
'
руд
характернО'
О'тнО'сительнО'
БО'лее
высО'кО'е
сО'держание
металла, чем
для
седиментациО'нных
залежей
тех
же
элемен
тО'в
.
В
рудах
наблюдаются
диагенетические
О'О'литы,
сферО'литы
и
кО'нкреЦии
.
ФО'рма
рудАых
тел
преимущественнО'
линзО'видная
и
,
гнездО'О'бразная
.
СО'держание
пО'лезных
кО'мпО'нентО'в
непО'стО'янltOе,
несмО'тря
на
О'днО'О'браз
ный
литО'лО'гический
сО'став
пО'рО'ды
.
Границы
рудных
тел
нередкО'
пересе
кают
слО'истО'сть
.
I
'
ОСАДОЧНЫЕ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
РУД
АЛЮМИНИЯ
,
ЖЕЛЕЗА
И
МАРГАНЦА
ГУМИДНЫХ
ОБЛАСТЕЙ
Условия
образования
прибрежно-морских
месторождений
бокситов
.
К
даннО'й
фО'рмации
О'тнО'сятся
О'садО'чные
местО'рО'ждения
БО'кситО'
в
геО'синклинальных
О'бластей
,
залегающие
среди
мО'щных
(сО'тни
метрО'в
)
карБО'натных
тО'лщ
.
Рудные залежи
приурО'чены
к
перерывам
в
О'садкО'
накО'плении;
О'ни
фО'рмируются
в
прибреж,!ых
и
прибрежнО'-мО'рских
услО'
виях
при
влажнО'м
и
жаркО'м
климате
.
МестО'рО'ждения
имеют
различ
ный
вО'зраст
и
распрО'странены
ВО'
мнО'гих
странах
,
где
дО'стигают
инО'гда
крупных
размерО'в.
ПО'зднепрО'терО'зО'йский
вО'зраст
имеет
БО'ксО'нскО'е
местО'
рО'ж
дение
в
ВО'
стО'чнО'м
Саяне,
к
девО'ну
О'тнО'сятся
местО'рО'ждения
СеверО'-
J
УральскО'гО'
БО'кситО'нО'снО'гО'
райО'на,
к
карБО'ну
-
Средней
Азии,
к
мелу
и
па
леО'гену
-
СредиземнО'мО'рскО'й
прО'винции
(Франция,
Италия,
ЮгО'
славия,
Венгрия, Греция),
к
неО'гену
и
четвертичнО'м
у
периО'ду
-
Ямайки
и
Гаити
.
ФО'рма
БО'кситО'вых
залежей
пластО'-,
линзО'-,
карманО'О'бразная
,
завися
щая
О'т
фО'рм
карстО'вО'гО'
рельефа
и
тектО'ники
.
МО'щнО'сть
разрабатываемых
тел
равна
3-20
м
.
Запасы
залежей
варьируют
О'т
нескО'льких
тысяч
ДО'
мнО'гих
миллиО'нО'в
тО'нн
.
ТипО'вО'й
разрез
прО'мышленных
залежей
имеет
следующее
стрО'ение
.
На
закарстО'ваннО'й
пО'верхнО'сти
карБО'натных
пО'рО'д
распО'лагаются
крас
ные
БО'кситы,
.
БО'гатые
глинО'земО'м
и
О'кислами
железа
и в
БО'льшинстве
случаев
не
сО'держащие
мО'рскО'й
фауны.
Выше
,
инО'гда
с
признакам
и
раз
мыва,
залегают
БО'кситы
серые,
черные
или
зеленО'ватые,
БО'лее
бедные
глинО'земО'м,
с
БО'льшим
кО'личествО'м
диагенетическО'гО'
хлО'рита,
карБО'ната,
пирита
и
с
О'статками
мО'рских
О'рганизмО'в
.
Кверху
БО'кситы
пО'степеннО'
сменяются
тО'лщей
мО'рских
глин
и
карБО'натных
пО'рО'д
.
БО'кситы
имеют
преимущественнО'
'
мО'нО'ги
д
ратный
сО'став
(
д
иаспО'р
,
·
бёмит)
.
Эта
минера-
144
Ооласть
сноса
fИласmь
осаж8енuя
Кора
8ы8еmрu8анuя
3акарсmо6анная
nо6ерхносmь
tJ,
uз6есmняко6
pe~ellllыe
.
/ / /
[2;a1@2~iP
,
Ei3
~
!!iiiiii115
Рио
.
27.
М
одел
ь
механического
переотложения
лате
ритного
материала
.
1 -
8люмос
н
л
нк
ат
ны
е
породы
:
2 -
н
звееТН
А
К
Н
;
3 -
кора
лате
РНТlt
ОГО
выветр
ив
ания
;
4 -
контннеНТ8ЛЬ
·
ны
е
з
алежи
60KCltTOB
8
к
арст
е:
5 -
бок
с
иты
осаДО
ЧllОГО
тиr
l8
.
л
огическая
специфи
~
а,
oд~aKO
,
не
является
первичной
седиментационной,
а
связана
с
последующим
'
метаморфизмом
бокситов
.
Структура
и
текстура
бокситов
разнообразны
.
Бокситы
бывают
плотные
к3менистые
или рых
л
ые
;
они
состоят
из
оолитов,
обломков,
галек,
песчинок
боксита,
заклю
ченных
в
тонком
боксито
-
глинистом
материале.
При
рас~мотрении
генезиса
осадочных
месторождений
бокситов
не
обходимо
обратить
внимание
на
источник
материала,
механизм
его
тран
спортировки,
среду
осаждения,
диагенез
и
-
позднейшие
преобразования
.
Источниками
глинозе
-
ма
для
бокситов
могут
быть:
1)
латеритизированный
или
свежий
материал
коры
выветривания
;
2)
вулканический
пепел;
3)
гли
нозем
,
выщелоченный
горячими
водами
из
вулканических
по
род
в
областях
активного
вулканизма
.
Г
линоз~м
и
сопутствующие
ему
компоне~ты
(крем
незем,
окислы
железа
и
титана)
переносятся
не
только
в
.
виде
истинных
и
коллоидных
растворов,
но
и в
виде
угловатых
обломков
различной
ве
личины:
галек,
песчинок
или
пепловых
частиц
'
.
Транспортировка
осу
ществляется
реками,
временными
мутьевыми
потоками
и
ветром
.
l-i.акопление
осадочных
бокситов
происходит:
1)
на
закарстованной
почерхности
карбонатных
пород
в
обводненных
депрессиях
при
морских
равнин
и
в
морских
заливах
и
лагунах
вблизи
от
берега;
2)
на
коралловых
ОС1:ровах.
После
отложения
бокситовый
материал
подвергается
дальней
шему
изменению
-
вторичной
латеритизации,
диагенезу,
метаморфизму,
вы
ветрива
'
нию
.
Предложено
несколько
моделей
образования
месторождений
гео
синклинальных
бокситов
:
латеритно-осадочная,
химическая,
эоловая
(пепло
вая),
вулканогенНо-осадочная
.
Главные
различия
моделей
заключаются
в
механизме
и
формах
переноса
бокситового
материала
.
Латернтно-осадочная
модель.
Эту
модель
разрабатывали
С.
Ф.
Маляв
кин
[1937
г.],
Г
.
И
.
Бушинский
[1964
г
.
],
Ю
.
К
.
Горецкий
[1958
г
.
]
,
В
.
3анс,
Д
:
Бардоши
и
др.
По
их
мнению,
осадочные
бокситовые
месторождения
образуются
на
'
известковых
плато
в
областях развития
карста
и
близ
лежащей
коры
латеритного
выветри~ания
за счет
размыва
и
сноса
обога
щенного
глиноземом
рыхлого
.
материала
в
эрозионно-карстовые
воронки
(ри
'
с
.
27) .
Перенос
материала
осуществляется
механическим
путем
в
со-
10
Заказ
26
10
.
145
ставе
грубых
и
тонких
суспензий
.
Переот
ложен
ный
в
обводненные
кар
стовые
воронки
латеритный
материал
подвергается
дал
ьнейшей
десиликации
и
обогащению
глиноземом.
Красные
бокситы
нижнего
горизонта
накапливаются
в
отдельны
х
воронках
и
в
закарстованных
пони
жен
иях
среди
известняков
.
д.
Бардош
и
отмечает,
что
заболоченная
прибрежная
равнина
для
бокситонакопления
неблагоприятна
.
Временны
е
потоки
затапливают
карстовые
воронки
и
отлагают
в
них
принесенны
е
в
виде об
лом
ков
и
тонких
сус
пензий про
ду
кт
ы
латеритной
коры
выветривания
.
дальность
пер
еноса
небольшая
- 1- 3
км
,
редко
10
км
.
Латеритизация
алюмосилнкатов,
начавшаяся
в
коре
выветривания
,
продолжается
в
карстовых
воронках
.
По
д
воз
дейст
вием
теплой
бескре м
нистой
воды
прои
сх
одит
процесс
диагенетического
превращения
глинистого
материала
в
боксит
:
выщелачивается
кремнезеМ,
'
раз
ла
гается
и
замещается
гиббситом
као
ли
нит
.
О
д
новре
ме
нно
с
накоплением
бокситов
идет
и
развити
е
карста.
Конкреционные
и
оо
л
итовые
текстуры
в
бокситах
образуются
большей
\
частью
на
месте
их за
ле
гания
в
процессе
перераспре
деле
ния
окислов
алюминия
,
железа
й
титана
.
При
опускании
суши
происходит
сначала
заболачивание
тех
ее
прибреж
ных
частей,
где
есть
понижения
с
бокси
т
ами,
а
потом
и
затопление
их
морем
.
В
результате
размыва
и
механического
переотложения
континентальны
х
красных
бокситов
формируются
слоистые
серые
морские
бокситы
.
Красна
я
окись
железа
благодаря
прис
утст
вию
в
глинистом
илу
органических
остат
ко
в
восстанавливается
с
обр
аз
ованием
железистых
хлоритов,
сидерита
и
пи
рита,
вследствие
чего
порода
приобретает
зеленовато-серый
цвет
.
В
процессе
бокситообразования
важную
роль
играют
известняки
.
Ал
юмосиликатный
материал
на
них
вс
ледст
вие
высокой
водопроницае
-
'
мо
сти
свобо
д
но
промывается
и
поэтому
р а
вните
л
ьно
ле
гко
латеритизи
рует
ся
.
Дождевые
воды,
стекающие
с
карбонатных
пород,
не
содержат
кремнекислоты
и
поэтому
легко
раз
лага
ют
каолиновые
г
л
ины
до
боксита.
Бокситовый
материал
при
переносе
мало
загрязняется
силикатными
при
месями.
Наконец,
карстовые
воронки
в
известняках
служат
уд
обными
ловушками
для
боксита,
сохраняющими
его
от
пос
леду
ющего
р
азм
ыва.
Модель
применима
к
тем
осадочным
месторождениям
бокситов,
кото
рые
отвечают
следующим
условиям:
а)
устанавливается
прямая
или
косвен
ная
связь
их
с
к
о
рами
выветривания;
б)
тела
бокситов
залегают
среди
карбонатных
пород
и
л
и
на
за
карстованном
и
звес
тняковом
фун дам
енте;
'
в)
бокситы
в
основном
имеют
обломочное
строение.
Эоловая
модель
.
Эоловая
(пепловая)
модель
была
предложена
в
1952
г
.
Годеном
дл
я
объяснения
генезиса
карстовых
бокситов
Венгрии
и
развита
затем
А.
С
'.
Кал~гиным
[1967
г.,
1973
г
.
J
примените
л
ьно
к
бокс
ит
ам,
залегающим
на
коралловых
рифах
.
По
да нной
модели
бокситы
«
карсто
вого
»
типа
-
это
латеритно
преобразованный
вулканический
пепел,
отло
жившийся
в
поло
се
барьерных
рифов
на
известняковой
повер'ХНОСТИ
остро
вов
.
Формирование
месторождения
увязывается
с
длительным
рифообра
зованием
и
синхронным
эксплозивным
вулканизмом.
Исходный
мат
ери
ал
-
вулканический
пепел
с
размером
частиц
от
грубых до
тонких
-
транспор
тируется
воздушны
м
пут
ем
и
оса
ж
дается
на
поверхности
рифовых
о ст
ровов
.
146
Благодаря
густой
сети
вулканов
в
районах
вулканич!ских
островов
и
многократно
повторяющимся
пеплопадам
даже
на
удаленных
от
вулканов
р
ифовых
островах
(особенно
в
направлении
благоприятствующих
ветров)
н
акапливаются
десятки
и
сотни
метров
вулканокластического
материала.
Пе
пел
в
жарком
морском
климате
быстро
преобразуется
в
латерит
.
Про
д
у
кты
глубокой
латеритизации
частью
сносятся
в
карстовые
углубления,
с
оздавая
плащеобразные
залежи
латеритных
бокситов,
частью
выносятся
р
е
ками
в
океан
и в
составе
донных
осадков
образуют
залежи
морских
б
окситов.
При
затоплении
опускавшегося
под
уровень
моря
древнего
б
окситоносного
плато
происходил
перемыв
латеритных
бокситов
и
осу
ще
ствлялось
~ахоронение
возникших
продуктов
перемыва
карбонатными
и
вулканомиктовыми
осадками
.
В
качестве
доказательства
применимости
модели
приводятся
следующие
с
оображения:
1)
нередко
наблюдаемые
переходы
бокситов
по
простира
н
и
ю
в
ву
л
каномиктовые
породы;
2)
ПРИСУТСТВllе
в
самих
бокситах
облом
к
ов
бокситизированных
и
свежих
эффузивов
и
туфов
С
признаками
их
п
епловой
природы;
3)
появление
туфогенных
отложений
в
кровле
бокситов.
Условия
образования
месторождений
оолитовых
железных
руд
Морские
осадочные
месторождения
железных
руд
представляют
собой
т
олщи
терригенных
или
карбонатных
пород
мощностью
обычно
несколько
д
есятков
метров,
в
которы
х
заключено
до
четырех
и
больше
пластов
оол
итовых
же
лез
ных
руд
мощностью
от
0,5
до
нескольких
метров
,
чере
д
ующихся
с
безрудными
пластами
разного
состава
.
Представителями
этих
о
бразований
являются
месторождения
Ньюфаундленда
в
Канаде
,
Клинтон
в
США,
Лотарингский
бассейн
во
Франции,
месторождения
ФРГ,
Аятское,
Колпашевское,
Керченское
в
СССР
и
др.
Во
многих
странах
осадочные
железорудные
месторождения
служат
основным
и
даже
единственным
источ~иком
сырья
для
черной
металлургии
.
Месторождения
отличаются
.
огромными
размерами;
их
промышленные
запасы
измеряются
миллиардами
тонн
руды.
Изучаются
эти
месторождения
давно
и
по
ним
имеется
обширная
ли
тература:
Н
.
М
.
Страхов
[1947
г.
,
1962],
Л
.
Н
.
Формозова
[1960],
Е
.
Ф
.
Шню
ков
[1965
г
.
],
Ю
.
П
.
Кротов
[1959
г
.
],
И
.
П.
Новохатский
[1958
г
.
],
А
.
У.
Лит
B
IIHeHKO
[1967
г
.
]
и
др.
,месторождения
оолитовых
железных
руд
известны
среди
отложений
геОСliнклиналей,
краевых
прогибов,
древних
и
молодых
платформ
.
В
исто
РИII
Земли
эпохами
интенсивного
рудообразования
были
средний
ордовик
-
дево
н,
средняя
юра
-
ранний
мел
и
палеоген
-
неоген
.
В
палеозойскую
эру
месторождения
формирова.1ИСЬ
в
геосинклинальных
зонах
(Клинтон
в
Аnпа
л
ачской
геосинклинали)
;
в
мезозое
и
кайнозое
главной
ареной
оса
до
чного
же
ле
зооруденения
становятся
платформенные
области
.
Со
став
рудовмещающих
пород
разный
.
В
одних
месторождениях
'
ОО
Л
II '
TOUbIt'
руды
залегают
среди
терригенных
отложений,
причем
максимальное
количество
руды
сосредоточено
в
зоне
перехода
от
песков
к
более
тонко
зеРНIlСТЫМ
осадкам
(Керченский
бассейн).
В
других
месторождениях
в
составе
рудоносной
толщи
главную
роль
играlQТ
массивные
и
оолитовые
10
· .
147
известняки,
{J-ОЛОМИТЫ,
мергели,
песчаники
!
(Лотарингский
и
Клинтонский
бассейны)
.
Руды
залегают
в
форме
пластов.
По
простиранию
пласты
coxpaH~
ют
высокую
устойчивость;
мощность
пластов
и
содержание
железа
в
них
меняются,
но
железорудный
го
р
изонт
прослеживается
на
большом
расстоя
нии.
Первичными
минералами
оолитовых
руд
во
всех
месторождениях
,
от
древнейших
до
наиболее
молодых,
являются
различные
железистые
хлориты
и
ГИДРООКIjСЛЫ
железа.
Они
слагают
и
оо.iiиты
и
цемент.
Первичный
кальцит
встречается
только
в
рудах
известковой
формации
(Лота
р
ингия)
.
Желе
зистые
оолиты
везде
сопровождаются
терригенным
материалом.
Сидерит
в
оолитовых
рудах
всегда
вторичный,
образовавшийся
в
процессе
диагенеза
.
Во
всех
оолитовых
рудах
мира
наблюдаются
следы
перемыва
рудного
материала,
что
свидетельствует
об
их
формировании
в
подвижной
водной
.
среде,
а
не
в
тихих
застойных
участках
бассейнов.
Мо
дель
мес
т
орождений
керченско
г
о
типа
.
Месторождения
керченского
типа
приурочены
к
песчано-глинистым
толщам
без
глауконита;
оолитовые
руды
отличаются
повышенным
содержанием
марганца
и
фосфора
.
Образо
вание
месторождений
происходит
в
гумидных
поясах
на
периферии
морских
бассейнов
-
в
заливах,
бухтах
и
островных
морях
со
сложными
очерта
ниями
береговой
линии
при
слабо
расчлененном
рельефе
прилегающей
к
морю
суши
.
Питание
области
рудной
седиментации
осуществляется
терригенным
и
хемогенным
материалом,
сносимым
речками,
ручьями
и
грунтовыми
водами
с
коры
латеритного
выветривания.
'
Железо,
марганец
и
другие
элементы
пере
носятся
в
виде
коллоидных
растворов
золя
Fe(OH)3+,
ста
билизированных
гумусовыми
органическими
соединениями
(гумиты
железа),
устойчивыми
в
слабокислых
средах
.
Возможно,
часть
железа
переносится
в
виде
истинных
растворов
(бикарбонатов)
и
в
виде
мути.
Малые
элементы
(As,
У,
Ni)
поступаю~
в
бассейны
в
адсорбированном
на
поверхности
мицелл
г
л
инистых
минералов
состоянии
.
.
Осаждение
железа
-
процесс
хемогенный
,
связанный
с
изменением
рН
вод при
их
нейтрализации,
а
тем
более·
с
повышением
щелочности
.
Меха
низм
осаждения
сводится
к
коагуляции
золя
окиси
железа
противопо
ложно
заряженными
электролитами
слабощелочных
морских
вод.
Часть
хи
мически
переносимого
железа
может
коагулировать
еще
в
реках
и
сносится
в
водоем
в
виде
гелевых
сгустков.
Накопление
коллоидных
хемогенных
продуктов
осуществляется
в
широкой
полосе
мелководных
прибрежных
зон.
Железо,
марганец,
кремнезем
осаждаются
в
виде
гидрqокисеЙ.
Значи
тельную
роль
при
этом
играют
процессы
соосаждения
различно
заряженных
частиц
и
сорбционные
явления,
что
приводит
к
накоплению
на
дне
заливов
железистых
осадков
с
повышенным
содержанием
кремнезема,
марганца,
фосфора,
мышьяка,
ванадия
и
других
элементов
.
Важную
функцию
выпол
няют
перемыв
и
переотложение
значительной
части
рудных
осадков.
Сла
бые
течения
и
волновые
движения
перемещают
их
и
способствуют
кон
центрации
в
разного
рода
понижениях
.
Депрессии
служат
ловушками
для
накопления
рудных
осадков
и
сохранения
их от
размыва
.
Физико-химические
условия
среды
рудонакопления
различны.
В
прибреж
~
ной
зоне
водь!
t:оде!Jжат
повышенное
количество
кислорода
и
часто
бывают
1
48
с
ильно
опреснен
ными
.
С
удал
ением
от
берега
эти
условия
изменяются
.
В
лагунах
и
заливах
обитают
различные
организмы,
остатки
которых
с
капливаются
в
донных
осадках
этих
водоемов
и
вызывают
появление
там
в
осстановительной
среды
.
Хотя
основная
концентрация
>i'<елеза
в
рудных
пл
астах
создается
еще
при
накоплении
первичных
железистых
осадков,
ос
новные
TeKcTypflble
и
структурные
особенности
руд,
их
современный
минеральный
состав
складывается
не во
время
седиментаЦИИ,
'
а
при
диаге
незе,
эпигенезе
и
гипергенном
изменении
руд
.
Геохимическую
основу
диагенетического
минералообразования
состав
ляет
развитие
восстановительной
среды
в
ру
д
ных
осадках
,
что
обусловли
вает
восстановление
окисных
соединений
железа
и
марганца
в
более
лег
корастворимые
закисные
формы
.
В
верхнем
слое
оса
д
ка
формируются
гидроокислы
железа
,
псиломе
ла
н и
глауконит
.
В
более
глубоких
гори
~OHTax
осадка
в
восстановите
ль
ных
,
условиях
идет
образование
желези
стых
хлоритов
и
сидерита.
Большинство
исследовате
лей
считают,
что
оолиты
гидрогетита
и
же
лезистого
хлорита
начинают
образовываться
еще
в
раннюю
стадию
диаге
неза
в
обво
д
ненных
илах
и
с
вежеосажденных
гелях
благодаря
коагуляции
и
абсорбции
вещества
.
Ритмическое
чередование
в
оолитах
оболочек
раз
ного
состава
связывают
с
изменением
физико-химической
среды,
с
диффу
з
ией
растворимых
соединений
или
золей
железа
в
коллоидной
среде
.
Центра
ми
оолитообразования
служат
зерна
глауконита
н
терригенных
минералов,
мелкие
об
ломки
раковин
.
Е
.
Ф
.
Шнюков
[1965
г.]
важную
роль
в
формировании
оолитовых
руд
отводит
гидродинамическому
режиму
во
д
оема
.
По
его
представлениям,
оолиты
возник~ют
в
зоне
мелководья
как
итог
бесконечного
множества
волнов
ых
движений,
вызывающих
вращение
обломочных
частиц
,
сгустков
коагулята
,
обломков
оолитов,
которые
становятся
центрами
притяжения
коагулирующих
коллоидных
частиц
и
их
хлопьев
.
Это
приводит
к
кон
центрическому
обрастанию
вращающихся
зе
рен
.
Состав
же
возникающих
оболочек
З8ВИСИТ
'
ОТ
окислительно
-
восстановительных
условий
в
придонных
сл
оях
воды
.
Перемыв
железис.тых
осадков
при
волнени
.
ях
и
течениях
спо
собствует
выносу
тонкого
пелитоморфного
материала
в
более
удаленные
от
берега
участки
во
д оема
и
обра
з
ованию
в
прибрежной
зоне
мощных
л
инзовидных
тел
богатых
обломочно-оолитовых
руд
.
При
перемывании
руд
ных
осадков
происходит
их
выветривание,
хлоритовые
оолиты
преобразуются
в ~
идрогетитовые
.
Механизм
формирования
осадочных
месторождений
марганцевых
руд
в
эту
группу входят
наиболее
важные
в
промышленном
отношении
меСТQр.ождения,
пре
д
став
ле
нные
п
л
астовыми
зале
жами
марганцевых
руд
среди
оса
'
д
очных
поро
д
морского
происхождения
.
К
ним
принадлежат
Чиатурское,
Никопольское
и
Большетокмакское
месторождения
в
СССР,
Моанда
в
Габоне,
месторождения
в
Марокко
и
др
.
Условия
образования
марганцевых
месторождений
детально
изучали
.
А
.
Г
.
Бетехтин,
В.
И
.
Грязнов
,
Е
.
С.
Базилевская,
И
.
М
.
Варенцов,
И.
С.
да
-
149