Рудные концентрации элементов океанических осадков




Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Рудные концентрации элементов океанических осадков

Рудные концентрации элементов океанических осадков

05.09.2017


Изучение морских и океанических отложений в последние годы выявило широкое распространение в них рудных концентраций многих химических элементов. Из континентального шельфа добываются олово, золото, платина, алмазы и другие подводные россыпные минералы. Особенно большим богатством шельфов является нефть, потенциальные запасы которой исчисляются многими миллиардами тонн. Среди минеральных рудных образований океанического дна огромны по запасам залежи марганцевых и железо-марганцевых конкреций и фосфоритов, карбонатных и диатомовых биогенных илов. Повышенное количество марганца и других элементов содержат красные глубоководные глины.
Исследования, проводимые в последние годы советскими и зарубежными учеными, показывают, что на огромном пространстве океанического ложа сосредоточены миллиарды тонн марганца, никеля, кобальта, меди, содержащихся в железомарганцевых конкрециях Так, например, советской экспедицией на судне «Витязь» в центральной части Индийского океана на глубине 4—5 км обнаружены большие скопления таких конкреций, закрывающих дно слошным покровом. Железомарганцевые конкреции распространены также в Атлантическом и Тихом океанах. В Тихом океане запасы этих конкреций оцениваются в 1656 млрд. т, в которых содержится млрд. г: 358 марганца, 207 железа, 43 алюминия, 25 магния, 14,7 никеля, 9,9 олова, 7,9 меди и т. д. Запасы марганца и никеля, содержащиеся в железо-марганцевых конкрециях морского дна, во много раз превышают разведанные запасы этих металлов на суше. Кроме того, в них много ценных рассеянных элементов. В частности, они содержат в 50—1000 раз больше таллия, чем осадочные породы. Разработка залежей этих конкреций на дне в будущем станет хотя и сложной, но вполне осуществимой инженерной задачей.
Геохимия железо-марганцевых образований. Существуют различные гипотезы возникновения железомарганцевых и марганцевых конкреций (биогенные и абиогенные). В настоящее время большинство исследователей признает, что в формировании железо-марганцевых конкреций ведущим является процесс хемосорбционного автокаталитического взаимодействия активных поверхностей с компонентсодержащими растворами. Эту гипотезу как наиболее вероятную выдвигал также Гольдберг, который считал, что образование стяжений связано с каталитическим окислением марганца в морской воде на поверхности окислов железа, приводящим к образованию ферромарганцевых минералов, большая часть которых находится в структурном беспорядке.
Если количество Fe превышает то количество, которое может быть усвоено беспорядочными слоями, образуется гётит. Считается, что конкреции образуются только на участках, где скорость осаждения низкая и где присутствуют окислы железа с большой активной поверхностью, способной обеспечить притяжение растворенного в морской воде Mn. Помимо окислов и гидроокислов марганца (манганит — у-Mn*ОН и b-МnO2) и железа, они содержат комплекс антигенных минералов.
Железо-марганцевые конкреции и корковидные образования (которые являются генетически родственными, но получившими другое морфологическое оформление) oбычно находятся на границе раздела придонная вода—грунт, реже в верхнем слое осадка, характеризующимся положительными величинами Eh.
Источником поступления железа и марганца являются придонные воды (часто обогащенные этими элементами по сравнению с более верхними горизонтами) либо иловые растворы.
Масштабы развития, интенсивности и химический состав Fe—Mn-конкреций контролируются рядом факторов Дж. Mepo выделяет на территории Тихого океана несколько провинций с различным составом Мп-конкреций (рис. 38).

Провинции А (высокожелезистые). Отношение Mn/Fe меньше 1. Величина Fe/Co в среднем выше, чем в других районах, достигает 5/7. Провинции категории А располагаются вдоль континентов. Попав в морскую среду, поступающие с континента железо и марганец разделяются. Железо, как правило, выпадает раньше, а марганец выносится в глубь океана.
Провинции В (высокомарганцевые). В этих областях отношение Mn/Fe меняется в пределах 12—60, в среднем 30. Конкреции высокомарганцевых провинций в целом характеризуются низкими содержаниями кобальта, никеля и меди. Дж. Meро считает лучшим объяснением этого явления высокие скорости формирования конкреций, так как марганцевые коллоиды при кратковременном контакте с морской водой не смогут сорбировать большое количество элементов до того момента, когда они будут связаны в конкреции.
Многие авторы считают, что источником поступления марганца и железа в провинциях В являются эруптивные процессы и разложение вулканических пород. В относительно мелководной зоне иногда формируются конкреции с высоким содержанием карбоната кальция, например конкреции в вулканической зоне Фудзи около берегов Японии. (В конкрециях плато Блейк — мелководная область в Атлантическом океане— отмечено повышенное содержание фосфата кальция). Конкреции района Фудзи также характеризуются очень низкими содержаниями кремнезема и глинозема.
Провинция С (с высоким содержанием никеля и меди) расположена в наиболее удаленных от континентов и островной части участках. Отношение Mn/Fe колеблется в пределах 1—6 ( в среднем 2,1). Отношение Ре/Со меняется в широких интервалах (19—260, в среднем 60). Среди малых элементов наиболее устойчиво отношение Mn/Ni. Провинции С характеризуются также небольшими отношениями Ni/Cu, причем содержание Cu варьирует значительно больше. По мнению многих авторов, накопление Cu в пелагических осадках в значительной степени связано с биологическими процессами и они могут играть роль в формировании конкреций в этой зоне. Отмечается увеличение содержания меди в конкрециях около экватора. В конкрециях экваториальной зоны отмечаются также более высокие содержания Ba, осаждение которого также осуществляется в результате биологических факторов. В некоторых конкрециях провинции С отмечаются также низкие содержания свинца по отношению к общей величине Mn/Ni, что дает возможность, по мнению Дж. Меро, судить о различной скорости роста конкреций.
Провинция D (с высоким содержанием кобальта). Величина Mn/Fe варьирует незначительно и составляет в среднем 1,3 (пределы колебаний 0,9—1,8). Весьма устойчиво также отношение Mn/Ni. То же самое относится и к отношению Fe/Co, оно изменяется от 8 до 39, составляя в среднем 22.
Марганцевые конкреции и корки в провинции D характеризуются также относительно высоким содержанием Pb при низкой концентрации Cu. Провинция D в значительной степени связана с областью подводных возвышенностей в центральной части Тихого океана.
Дж. Mepo отмечает две возможные причины обогащения кобальтом конкреций в этом районе: 1) обогащение пород, слагающих подводные горы, и 2) резко окислительная обстановка поднятий в связи с высокими скоростями течений над ними. Резко окислительная обстановка может благоприятствовать поглощению ионов кобальта как осаждающими золями, так и непосредственно сформировавшимися конкрециями.
Наряду с указанными четырьмя зонами возможно выделение различных переходных зон.
В связи с проблемой изучения поведения малых элементов в Mn-конкрециях на дне океана интересно привести некоторые данные о связи этих элементов в марганцевых рудах, а также в пресноводных конкрециях.
Исследование корреляционных связей математическими методами между малыми элементами с железом и друг с другом показывает, что в Mn-рудах (сингенетически-диагенетического осадочного происхождения) Ni, Mo, Cu в большей степени связаны с Mn, а Cr и V с Fe. Наблюдается корреляционная связь между Co и Cu, Co и Ni и др.
Расчет парных коэффициентов корреляции в марганцевых конкрециях и их генетическую интерпретацию провел Кронан. Согласно его данным, в них наблюдается сильная положительная связь в ассоциациях Mn—Ni—Cu—Mo (эти элементы концентрируются в Mn-минералах) и Fe—Ti (они связаны с железистыми минералами). Обнаружена также связь Co—Pb. По мнению Кропана, оба эти элемента чутко реагируют на глубину, на которой образуется конкреция, и их содержание уменьшается с ее возрастанием. Преимущественным влиянием глубины на геохимию кобальта объясняется также отсутствие в конкрециях характерной для зоны гипергенеза связи Fe—Co. Связь между содержанием хрома и количеством обломков возможно обосновать преимущественной миграцией хрома во взвеси и последующим его перераспределением при окислении.
Кронан провел аналогичные исследования также на пелагических глинах. Были выявлены ассоциации V—Cr—Ti, которые являются отражением их связи с обломочной фракцией, а также Mn—Ni—Mo. Эту связь в глинах можно объяснить наличием марганцевых микроконкреций. В целом ассоциации элементов в марганцевых конкрециях проявляются более четко, чем в пелагических глинах.
Г. Робер и Т. Артур отмечают, что содержание Zn в пресноводных конкрециях из Канады выше, чем в океанических конкрециях, а Co, Ni, Cu и Pb на один-два порядка ниже. С помощью электроннорентгенометрической техники было установлено, что в каждом микрослойке конкреции отмечается обратная зависимость между содержанием Mn и Fe. По мнению указанных авторов, это является следствием периодического сезонного осаждения гидроокислов этих металлов. Рассчитанная скорость роста концентраций составляет от 0,1 до 1,5 мм в год. Вероятно, накопление Fe—Mn новообразований (в том числе руд) в пресноводных озерах является значительно более быстрым процессом, чем в морских условиях. Например, возраст оз. Пунус-Ярви около 5000 лет, а длительность рудообразования, которая захватывает верхнюю зону, измеряется сотнями лет (до 1000—1200 лет).
Розман Роульд и Каллендер Эдвард изучали марганцевые конкреции оз. Мичиган (США). По их данным, среднее содержание Fe в них 20%, Mn — 6%. Эти авторы установили, что Mn-конкреции оз. Мичиган содержат в 5—50 раз меньше Mn, Cu, Ni и Zn, чем Мn-конкреции морских отложений. Это явление имеет место, несмотря на то что содержание этих элементов в морской воде и в воде оз. Мичиган близкое. Богатым источником поступления многих элементов в оз. Мичиган являются выветривающиеся породы Канадского щита, где много железорудных месторождений. В то же время было обнаружено, что поровые воды озерных осадков характеризуются более высокими содержаниями этих элементов, чем поровые воды морских осадков. Сравнивая данные по канадским озерам и оз. Мичиган, мы видим, что имеются различия в поведении цинка. В отличие от оз. Мичиган в канадских озерах в марганцевых конкрециях больше Zn, чем в морских.
Н.М. Страхов и другие приводят следующие данные о содержании малых элементов в марганцевых рудах оз. Пуннус-Ярви, расположенного в пределах Балтийского щита. Прежде всего отмечается очень высокое содержание Ba. Содержание V, Cr, Co, Ni, Cu, Ga, Ge, Pb удивительно низкое по сравнению с осадочными рудами Mn. По сравнению с илами наблюдается очень незначительное накопление Zn и W и довольно явная концентрация Mo. Другие обычные спутники марганца (Ni, Co, Cu) в этих условиях не концентрируются. Данное озеро, как и многие рудные озера Балтийского щита, характеризуется очень слабой общей минерализацией (причем вода мягкая, так как мало Ca) и незначительным количеством растворенного органического вещества. Режим в озере выражение окислительный (Eh в наддонной воде +550 до +440 мв), pH около дна летом 6,8—7,1, зимой 6,3—6,5.
Геохимия фосфатных образований. Фосфаты пользуются широким распространением на поверхности шельфа Мирового океана. В настоящее время они обнаружены вдоль западных берегов американского континента (в частности, в районе Калифорнии), близ берегов Японии, вдоль восточного побережья США, около Аргентины, Южной Африки, а также в Индийском океане. Известны они также в пермских отложениях в США (провинция Фосфория), Марокко, Кара-Tay в России, в меловых отложениях Западной Африки и т. д. В отношении их образования существует много гипотез, которые отражены в многочисленной литературе по данному вопросу. Вероятно, это является следствием того, что в их образовании играют роль несколько факторов, которые могут варьировать в разных геологических обстановках. Пожалуй, наиболее широким распространением пользуется гипотеза, согласно которой в результате резкой смены температуры и солености (результат слияния полярных и экваториальных течений или впадения крупной реки в океан) происходит гибель большой массы организмов. В результате их разложения происходит высвобождение фосфатов и растворение их в морской воде. Благодаря течениям происходит их миграция в участки, где создаются благоприятные условия для осаждения в коллоидной форме, после чего происходит коагуляция коллоидов в фосфоритные желваки.
По данным Г.Н. Батурина, который изучал фосфоритовые конкреции в районе шельфа Юго-Западной Африки, основным источником фосфора в осадках является диатомовый детрит. Осадки содержат до 10—25% органического вещества и 0,1—0,4% фосфора. Отношение P:Cорг колеблется в пределах 1:25—1:60 (это отношение в диатомовом планктоне 1:25).
Как отмечает Г.Н. Батурин, в процессе распада органического вещества в осадках происходит их минерализация и растворение фосфора в иловых водах, где его содержание достигает 2—3 мг/л при колебаниях pH в пределах 7,2— 7,8 и Eh около 200 мв. При пересыщении иловых растворов фосфатом кальция происходит осаждение фосфатного геля, после чего содержание минерального фосфора в растворе снижается до 1 мг/л и ниже.
В зоне шельфа Юго-Западной Африки встречаются три разновидности фосфоритовых конкреций: 1) гелевидные фосфатовые стяжения (содержащие 5—10% Р2О5); 2) рыхлые конкреции (15—23% P2O5) и 3) плотные конкреции (25—33% P2O5).
По мере литификации конкреций и частичной кристаллизации фосфата в них возрастает содержание P2O5, CaO, CO2, F, Sr и уменьшается содержание SiO2, Fe, Al, Cорг.
Мансфельд связывал широкое распространение фосфоритов в миоценовых отложениях Калифорнии с вулканической деятельностью. По его мнению, с ней было связано появление газов (в частности, фтора), которые приводили к фиксации фосфатов в форме нерастворимых соединений.
Важным источником поступления фосфора в гипергенный цикл миграции являются выветривающиеся магматические и метаморфические породы, которые могут определять, является ли кора выветривания и провинция перспективной в отношении фосфатности. В частности, перспективными являются карбонатиты, содержащие апатит, габбро, нефелиновые сиениты, пироксениты и др.
А.Н. Коваленко, изучавший фосфоритные конкреции в глинистых сланцах верхнего протерозоя Украинского Приднестровья, указывает, что источником фосфора был апатит гранитов Украинского щита, подвергшийся выветриванию.
Как указывает Э.Т. Дегенс, при изучении проблемы возникновения апатитов осадочного генезиса важно ответить на вопросы, являются ли они обычными химическими осадками, образующимися при пересыщении природных вод; представляют ли они собой биогеохимический продукт, например, жизнедеятельности организмов; являются ли продуктом простого замещения, получающимся в результате проникновения анионов PO4 в известковое вещество.
Большое значение для понимания условий Еозникновения фосфатов имели экспериментальные опыты Эймза. Согласно им, основные условия среды, необходимые для отложения природных фосфатов, следующие: 1) значение pH > 7; 2) наличие известкового материала и системы, насыщенной Ca по отношению к концентрации в ней НСО3-; 3) содержание PO4в3- 0,1 ч.н. млн. и 4) невыпадение осадков. Кристаллические решетки апатита могут включить до 10 вес. % CO3в2- Если содержание СО3в2- превышает эту величину, избыток СО3в2- образует настоящий карбонат, например кальцит. Таким образом, образование карбонатного апатита — результат неполного замещения ионов СО3в2- ионами РО4в3-. Превращение кальцита в карбонатный апатит может происходить при значительно более низких концентрациях РО4в3- и Ca2+, чем те, которые требуются для осаждения апатита. Нужно отметить также, что в противоположность остальным апатитам (F-, OH- и С1-апатиты) карбонатные фосфаты не осаждаются из водных растворов. В этом отношении, как указывает Э. Т. Дегенс, они очень напоминают так называемые первичные доломиты, которые образуются только на стадии диагенеза. По-видимому, окислительно-восстановительный потенциал не оказывает значительного влияния на скорость обмена.
Дж. Mepo отмечает, что недавно обнаруженные близ побережья Южной Калифорнии на дне океана фосфоритовые залежи находятся в резко окислительной среде.
В то же время Крумбейн и Гаррелс указывают на образование фосфоритов в ограниченных анаэробных бассейнах, так как в фосфоритах, добытых в районе той же Калифорнии, уран присутствует преимущественно в четырехвалентной форме, который весьма неустойчив в среде с положительными значениями Eh. В морской воде этот элемент находится в шестивалентной форме. По-видимому, фосфориты претерпевают изменение в процессе диагенеза и имеют тенденции постепенно изменяться в сторону собственно апатита, что означает постепенную потерю групп CO3в2- и появление анионов OH- или F-. Фосфатные минералы в отложениях фосфатов обычно скрытокристаллические. Они тесно смешаны и фактически изотропны. Эта смесь фосфатных минералов часто называется коллофаном. В конкрециях также присутствует анизотропный минерал франколит, который замещает органические остатки и другие известковые обломки, захваченные во время формирования конкреций. В ее состав входит также ряд кластических минералов и обломки пород. Нерастворимые остатки в соляной кислоте (6—30%) многих фосфоритовых конкреций содержат аморфный кремнезем, углистый материал, кремнистые органические остатки. Если сами фосфориты еще не говорят об окислительно-восстановительной среде, в которой они образовались, то определенную информацию по этому поводу могут дать заключенные в них малые элементы. Фосфориты характеризуются повышенными содержаниями Sr, As, Cl, Zr, Pb. Особенно привлекают исследователей повышенные концентрации урана и редких земель в них. При изучении малых элементов в фосфоритах нужно учитывать, что многие элементы могут быть больше связаны с заключенными в них сульфидами и органическим веществом. Кроме того, фосфаты обладают способностью поглощать элементы из окружающей среды длительное время после своего захоронения. Химический состав фосфоритов чутко реагирует на изменение среды, в частности по площади бассейна и в разрезе. Согласно В.З. Блисковскому и Л.В. Романовой, фосфориты отражают: а) региональную специфику отдельных геохимических провинций. Например, они обогащены Se в Скалистых горах США, Pb — в Каратауском бассейне; б) фациальные особенности. Например, различаются по содержанию малых элементов фосфориты, связанные с марганценосной фацией (Каратау, Приуралье и др.), кремнисто-углистыми и ванадиеносными сланцами (Скалистые горы США) и др.; в) гидротермальное воздействие (Zr — минерализация в фосфоритах Северного Казахстана); г) гидродинамическую обстановку. Сорбция в замедленном седиментационном процессе создает лишь кларковые и близкие к ним содержания. В той же обстановке, где подземные воды имеют динамичный характер (например, в коре выветривания), сорбция редких примесей (например, урана) может быть значительной. При перекристаллизации фосфата кальция его удельная поверхность резко возрастает, что также сказывается на сорбционном эффекте.
Постоянное присутствие бора в морских фосфоритах может служить генетическим показателем, так как в континентальных фосфоритах он часто отсутствует. Согласно указанным авторам, бор в фосфоритах главным образом связан с глинистыми минералами, хотя частично он ассоциирует и с самим фосфатным материалом. Вместе с тем пользоваться фосфоритами как индикаторами морского литогенеза нужно осторожно, так как и в сильновыветрелых глинистых континентальных образцах могут быть повышенные содержания бора.
Содержания малых элементов могут значительно варьировать в пределах одного месторождения, отражая особенности фациальной обстановки литогенеза.
Т. И. Степанова изучала распределение малых элементов в двух горизонтах фосфоритов на одном из месторождений. Они разделены толщей кварц-глауконитовых песков. Наряду с различиями в содержании Р, Sr, As, Y, TR выявлены также различия в содержании таких элементов, как Mn, Cr, Co, Ni и V.
Благоприятными условиями для образования фосфоритов в морских условиях являются участки с ослабленной седиментацией, с донными течениями, с наличием обильного планктона и большим содержанием карбонатов. Кроме образования фосфоритных конкреций, в море происходит фосфатизация раковин, зубов, костных остатков, древесины, экскрементов и т. д. В целом в континентальных условиях процесс накопления фосфоритов, вероятно, менее распространен. Фосфаты в большом количестве встречаются в озерно-болотных отложениях и угольных пластах. Поскольку пресноводные условия не очень благоприятны для их осаждения частично из-за низкой щелочности, то их накопление больше связано с процессами диагенеза. Фосфаты встречаются в конкрециях железняка, широко распространены в красноцветных отложениях, где отмечается также тесная связь между фосфором и железом. В континентальных условиях также наблюдается высокое содержание фосфора в биогенных остатках.
Геохимия глауконита. В зоне шельфа пользуется широким распространением еще один аутигенный минерал — глауконит, который представляет собой гидросиликат калия, железа и алюминия (содержание К2О от 2 до 9%). Этот минерал является ценным для палеогеографических реконструкций, так как образуется в довольно ограниченных физико-химических условиях. Наиболее широко распространен он на внешнем шельфе и в верхних частях континентального склона. Многие считают, что он образуется в морской воде при нормальной солености. Для его возникновения необходимо наличие глинистого материала («обломочного предшественника») со структурой 2:1. Это могут быть иллит, монтмориллонит, хлорит.
Глауконит образуется в восстановительных условиях, и этому процессу благоприятствует присутствие органического вещества. В этих условиях высвобождаются из осадков и становятся более миграционно способными ионы железа. Они получают доступ в «протоглауконитовую структуру». Другие катионы могут поступать из морской воды. Собственно в этом захвате и обмене ионов заключается процесс глауконитизации. Причем этот процесс не изменяет полностью структуру обломочного предшественника. Размер глауконитовых зерен порядка 20—40 мк. Скопления образуют гранулы размером до 1 мм, иногда больше.
Как отмечает И.В. Николаева, по химическому составу глаукониты отличаются от других слюд низким содержанием тетраэдрического алюминия, число которого находится в пределах 0,2—0,5. По преобладающему катиону в октаэдрической координации, составляющему обычно половину общего числа октаэдрических катионов, различаются железистые (глауконит), глиноземистые (сколит) и магнезиальные (селадонит) разновидности. И.В. Николаева отмечает также, что сколиты встречаются в допалеозойских (вендских, рифейских) отложениях. В начале палеозоя отмечается резкое изменение химического состава минералов группы глауконита. Эволюция состава от нижнепалеозойского до настоящего времени выражается в том, что чем древнее глауконит, тем выше в нем содержание алюминия (содержание которого, однако, не превышает 8—10%). Содержание трехвалентного железа уменьшается с возрастом глауконита.
А. Цимбальникова установила, что присутствие и доля монтмориллонитовых слоев (14 А) в структуре глауконита в образцах верхнемеловых отложений контролирует все его физико-химические свойства. Например, величина емкости катионного обмена зависит прямо пропорционально от содержания слоев 14 А в структуре; при 5—25% монтмориллонитовой составляющей емкость катионного обмена 14,7—33,7 мг*экв/100 г, а в случае гомогенного глауконита (10 А) эта величина не более 14,7 мг*экв/100 г, что находится в пределах, характерных для слюдистых минералов.
Сульфат бария. Среди новообразований в морских условиях встречаются также конкреции сульфата бария. Сравнительно немногочисленные находки их приходились на глубины 300—1200 м. Эмери полагает, что они образовались в результате поступления барийсодержащих растворов вдоль разломов из магмы, залегающей на глубине. На контакте с сульфатсодержащими поровыми водами вышезалегающих осадков происходило образование баритовых конкреций.