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
         » » Структурные элементы бокситов

Структурные элементы бокситов

21.09.2017

В литературе для описания структуры бокситов часто применяется различная терминология, и, что еще хуже, одни и те же термины имеют разное содержание у различных авторов. Нами предпринята попытка разработать единую классификацию структурных элементов карстовых бокситов.
По минералогическим признакам различаются простые и сложные структурные элементы. Наиболее целесообразно построить систему, основанную на одновременном учете морфологических и генетических признаков структурных элементов. На этом и базируется наша классификация.
Основная масса. Основной массой бокситов является совокупность наиболее мелких зерен, имеющих равномерное распределение и более или менее одинаковый размер. В эту массу как бы врастают все остальные (сравнительно большего размера) структурные элементы. По среднему размеру зерен различаются следующие типы основной массы:
а) Пелитоморфная основная масса. Средний размер зерен меньше одного микрона. На полированной поверхности породы отдельные зерна под оптическим микроскопом неразличимы. На снимке, полученном на электронном микрозонде при увеличении 600, различаются только агрегаты зерен (рис. 70). Только под электронным микроскопом при тысячекратном увеличении становятся видимыми одиночные зерна минералов, которые образуют агрегаты (рис. 71).
б) Микрокристаллическая основная масса. Средний размер зерен колеблется от 1 до 5 мкм. Одиночные зерна минералов хотя и не ясно, но уже выделяются на снимках, полученных на микрозонде, и в прозрачных шлифах.
в) Кристаллически-зернистая основная масса. Средний размер зерен меняется от 5 до 100 мкм. Эта структура характерна для древних сильно перекристаллизованных и слабометаморфизованных бокситов. Отдельные зерна минералов отчетливо различаются в прозрачных шлифах, их сочленение друг с другом полигональное, мозаичное или зубчатое.
г) Микрокристаллическая основная масса. Средний размер зерен более 100 мкм. Такой основной массой обладают исключительно метаморфизованные бокситы — наждаки.

Аутигенные зерна минералов. Под этим названием мы понимаем одиночные зерна минералов, образовавшихся на месте, и вследствие их больших размеров хорошо отличающиеся от включающей их основной массы. Кроме основной массы они встречаются и в других структурных элементах, например в пизолитах и бобовинах. Здесь они имеют больший размер, чем минеральные зерна окружающей среды. Они не носят следов переноса и окатанности. Некоторые аутигенные минеральные зерна ограничены кристаллическими гранями, а некоторые имеют извилистые очертания (рис. 72). Очевидно, в последних случаях они выполняли уже ранее образованные микропоры. Шаровидные сидеритовые сферолиты входят также в группу аутигенных минеральных зерен.
Псевдоморфозы. Насколько часто встречаются псевдоморфозы в латеритных бокситах, настолько редки они в карстовых бокситах. Обычно они трудно обнаруживаются, так как вторичные химические процессы размывают их контуры (рис. 73).
Обломочные минеральные зерна. Обычно представлены твердыми, устойчивыми к истиранию при переносе и к выветриванию минералами. Их окатанность указывает на обломочное происхождение (рис. 74). Они имеют больший размер, чем минеральные зерна вмещающей основной массы.
Обломочные бокситовые зерна. Представляют собой зерна бокситов, попавшие на свое место в результате переотложения. Зерна, по размеру не превышающие 60 мкм, названы нами микрозернами.


Верхний предел размера обломочных бокситовых зерен составляет 2 мм, форма угловатая или окатанная. Обычно они содержат больше железа и меньше кремнезема, чем окружающая основная масса (рис. 75). Это объясняется тем, что в ходе переотложения глинистые бокситы легче подвергались кольматажу. Обогащенные железом сорта бокситов преимущественно твердые, поэтому они оказываются более устойчивыми при транспортировке. В некоторых бокситовых залежах найдены сильно обогащенные железом бокситовые зерна, которые по их характерной колломорфной структуре можно отнести к древней латеритной коре выветривания.
По мнению некоторых авторов, обломочные бокситовые зерна являются конкрециями, образованными автохтонно. Так, Ниа отрицает обломочное происхождение бокситовых зерен в туронском бокситоносном горизонте Средней Греции, описанных нами, даже в том случае, если по окраине зерна видны нарушенные или окатанные полусферы ооидов. По его мнению, в этом случае произошло образование конкреций. Когда-то конкреция сломалась, и ее кусок переместился в отчасти еще пластичных бокситах. Ниа не дает убедительного объяснения ни причины ломки, ни механизма перемещения отломанных ооидов.
По мнению автора, обломочные зерна отличаются от конкреций формой и резкими границами, не зависящими от структурных элементов, а также минеральным составом. По нашему опыту, конкреции обычно мономинеральны или состоят, самое большее, из двух-трех минералов.

Бокситовые гальки и щебень. Они отличаются от обломочных бокситовых зерен большими размерами. Если они угловаты, мы называем их щебнем, если окатаны — бокситовыми гальками. Их можно классифицировать по предельным размерам зерен обломочных горных пород, принятым в осадочной петрографии:
0,2—0,5 см — мелкие бокситовые гальки или щебень;
0,5—2,0 см — бокситовые гальки или щебень среднего размера;
2,0—10,0 см — крупные бокситовые гальки или щебень.
Такие бокситовые гальки, которые содержат обломочные зерна бокситов или бокситовую гальку меньшего размера, называются сложными бокситовыми гальками. Они свидетельствуют о первичном переотложении бокситов (рис. 76). Бокситовая галька и щебень обычно более железистые и твердые, чем вмещающая их основная масса. Это также объясняется тем, что они лучше переносят транспортировку и сохраняются в процессе переноса.
Пастухова на примере некоторых бокситовых залежей Казахстана описала автохтонную бокситизацию обломочных галек алюмосиликатных пород. При этом первоначальная форма и размер песчинок и галек сохранились в процессе бокситизации. Реликтово-обломочные зерна она считает отдельным структурным элементом. Вероятно, такие зерна действительно образовались в некоторых бокситовых залежах. Отличить их от транспортированных галек и щебня обычно чрезвычайно трудно, часто вообще невозможно, поэтому мы считаем необоснованным их выделение в качестве отдельного структурного элемента.
Бокситовые глыбы и валуны. Они представляют собой куски бокситов обломочного происхождения диаметром более 10 см. Обычно они твердые, слабо окатанные, обогащены железом. По их поверхности часто наблюдается импрегнирование железом в слое толщиной 2—5 см, наиболее сильное на поверхности валунов. Диаметр бокситовых валунов обычно колеблется от 10 до 50 см, в редких случаях достигает 1 м.
Сферические зерна (пеллеты). Они представлены шаровидными или эллипсоидальными зернами однородного или беспорядочного внутреннего строения. Бушинский назвал их пеллетами. По внешнему виду их можно спутать с ооидами или пизолитами, которые также имеют шаровую или эллипсоидальную форму. Ho внутреннее строение пеллет не концентрическое. Обычно они имеют аллохтонное обломочное происхождение, т. е. являются полностью окатанными бокситовыми обломочными зернами. Реже они образуются автохтонно. Пеллеты весьма часто встречаются в девонских бокситах Урала.

Обычно пеллеты более обогащены железом по сравнению с окружающей основной массой. Некоторые из них имеют совершенно однородное строение (рис. 77), а другие — пятнистое, неоднородное. Часто бывает, что внутренность сферических зерен пронизана неправильно разветвляющейся сетью микротрещин, а последние выполнены минералами алюминия или железа. Эти трещины заканчиваются на границе сферических зерен, не переходя в окружающую основную массу (рис. 78). Предполагается, что они возникли еще в процессе первичного переотложения боксита за счет периодического усыхания или усадки гелей. Отдельные сферические зерна разрушились в ходе переотложения и потом в процессе дальнейшего переноса поверхности их окатывались (рис. 79).
Концентрические зерна. Концентрическое строение зерен выражается в смене темных и светлых оболочек, окаймляющих центральное ядро. Количество оболочек обычно колеблется от 2 до 10, но иногда превышает 20; переход их то постепенный, то они резко отграничены друг от друга. Мощность оболочек меняется от 1—2 до 100 мкм. Внутри отдельных оболочек часто наблюдается неясная концентрическая микроструктура, реже вся оболочка имеет однородное строение. Местами оболочки включают в себя аутигенные или обломочные минеральные зерна.
Строение ядра концентрических зерен отличается от строения внешней их скорлупы. Ядро состоит из обломочного или аутигенного минерального зерна, обломочного бокситового зерна или другого меньшего аллохтонного структурного элемента. Реже ядро состоит из нескольких мелких зерен. Концентрические зерна имеют преимущественно шарообразную или эллипсоидальную форму. По размерам зерна можно классифицировать следующим образом:
микроооиды — диаметр меньше 100 мкм,
ооиды — диаметр от 100 до 1000 мкм,
пизолиты — диаметр от 1 до 5 мм,
макропизолиты (бобовины) — диаметр более 5 мм.
Независимо от размера зерен Ниа назвал пизолитами все диагенетические зерна с концентрическим внутренним строением. Хотя они имеют много родственных черт, мы все же считаем необходимой приведенную классификацию. С одной стороны, обращает на себя внимание заметное даже простым глазом их структурное различие, с другой стороны, они характеризуют особые условия осадкообразования и диагенеза.
Концентрические зерна неправильной формы независимо от их размеров мы называем спастолитами, согласно Кароцци.
а) Микроооиды относительно редки, встречаются главным образом в ооидных бокситах. Вследствие их малого размера состоят в основном из небольшого количества стертых сферических оболочек. Определенное ядро у них обычно отсутствует (рис. 80).
б) Ооиды — наиболее часто встречаемые в бокситах зерна концентрического строения. Они построены обычно из хорошо выделяющихся оболочек. Ядром часто служит большое аутигенное минеральное зерно, например гематит (рис. 81). Можно видеть, что самые внутренние, богатые железом оболочки постепенно сглаживают ветвистые контуры аутигенного зерна гематита. Третья сферическая оболочка, считая от центра, имеет уже в проекции форму правильного круга. С правой стороны на рентгеновском снимке распределения Fe Ka видно, что кольца с большим или меньшим содержанием железа сменяют друг друга.

Ядром ооидов часто являются минеральные зерна обломочного происхождения, главным образом циркон, реже мелкие обломочные зерна боксита (рис. 82). И в этом случае хорошо видно, что сменяющие друг друга оболочки постепенно образуют круг.
Относительно редко встречается такое строение, как показано на рис. 83. Здесь ооид не имеет ясно выраженного ядра, внутри центрального внутреннего кольца находится агрегат крипто- и микрокристаллических зерен минералов боксита в таком же, как в основной массе, распределении. Оболочки здесь расположены эксцентрично. Это явление, как было сказано, относительно редко встречается, в большинстве ооидов наблюдается правильное концентрическое строение. Автором было найдено сравнительно много ооидов эксцентричного строения в бокситах Италии (рис. 84).
Отношение площади ядра к площадям сферических оболочек может быть самым различным. В ооидах, состоящих из большого числа скорлупок, ядро обычно занимает пятую часть или четверть площади ооида. Там, где ядро является относительно большим зерном или количество сферических оболочек относительно мало, оно может занимать две трети площади ооида.

Внешние сферические оболочки некоторых ооидов большого диаметра окаймляют микроооиды. Это объясняется тем, что скорость роста соседних ооидов была различна. Растущий быстрее ооид окружил своего соседа и после его «поглощения» продолжал свое нарастание. Это явление впервые было описано Юрковичем для сенонских бокситов месторождения Сувая-Шолая в Югославии.
По нашему мнению, большая часть ненарушенных ооидов является автохтонным диагенетическим структурным элементом. Ооиды, разбитые на две части или окатанные, несомненно, подвергались переносу. Они образовались в кратковременные перерывы первичного переотложения бокситов. В ходе переотложения ооиды часто совсем разрушались, и только сохранились куски отдельных более твердых и богатых железом оболочек (рис. 85).


Часто встречаются такие разрушенные ооиды и в туронском бокситоносном горизонте Средней Греции. По мнению Ниа, они не переносились, а разрушались вдоль радиальных трещин, образовавшихся при усадке гелей, и еще в полупластичной основной массе отдалились друг от друга. Трудно представить себе механизм образования такого рода, так как до сих пор не удалось найти сопредельных пар сломанных кусков ооидов поблизости друг от друга, хотя нами с этой целью неоднократно изучались большие поверхности бокситов. Кроме того, сломанные ооиды часто окатаны, что свидетельствует об их переносе.
В бокситах месторождения Босанска-Крупа в бывш. Югославии нами был найден сломанный ооид, который растрескался после осаждения под давлением окружающей массы (рис. 86). Кроме клинообразной трещины на ооиде видны следы пластичной деформации на контакте с соседним ооидом. Следовательно, кусок ооида еще окончательно не затвердел во время его осаждения.
В некоторых бокситах ооиды нарастали один на другом, причем ранее затвердевшие вдавливались в более мягкие ооиды (рис. 87). Это механическое аутигенное накопление можно отличить от срастания соседних ооидов при их соприкосновении. В этом случае на контактной поверхности постепенно исчезают встречающиеся с двух сторон сферические оболочки.
В некоторых бокситовых залежах, если они подверглись тектоническому или гравитационному давлению вышележащих слоев, ооиды сплющены, их вид сбоку линзо- или эллипсообразный (рис. 88).
В некоторых бокситах после осаждения сломанных кусков ооидов снова началось образование сферических оболочек (рис. 89). Следующие одна за другой сферические оболочки постепенно выравнивают ломаную поверхность и образуют шар. Это явление косвенно указывает на причину образования всех концентрических сферических зерен. Возможно, что при диагенезе комплексного коагеля материал принимает такую структуру, удельная поверхность которой наименьшая, т. е. форму шара или эллипсоида. Поэтому следующие друг за другом оболочки становятся все более шарообразными. Ооиды, которые включают в себя другие целые или обломанные ооиды, мы называем сложными ооидами.
Иногда окисленные зерна магнетита, пирита, марказита или сидерита окаймлены полосой тонкодисперсного гематита или гётита толщиной 10—30 мкм, следующей за полосой такой же ширины бедного железом материала. Такие структурные элементы эпи- или гипергенного происхождения, подобные простым ооидам, мы называем псевдоооидами. Они сложены гидроокисью железа, диффундирующей наружу, а затем осажденной в ходе окисления минералов железа.
в) Пизолиты отличаются от ооидов только большими размерами, большинство структурных признаков совпадает. Однако увеличение диаметра не всегда соответствует увеличению количества сферических оболочек. Большей частью или ядро пизолита больше, или сферические оболочки более мощные. Самая внешняя оболочка наиболее обогащена железом. Обычно пизолиты темнее и богаче железом, чем окружающая основная масса, часто и тверже ее, в таком случае они не раскалываются по плоскостям излома, а выступают из основной массы как полушария.
Пизолиты, имеющие сплющенную линзообразную или эллипсоидальную форму, гораздо чаще встречаются, чем ооиды. Во многих местах нами наблюдалось, что по соседству со сплющенными пизолитами ооиды сохраняли свою шарообразную форму. Предполагается, что пизолиты сплющиваются под влиянием не только давления кровли, но и своего собственного веса. По мнению Комба, сплющенные пизолиты в арьежских бокситах деформированы из-за своего веса, и полное их затвердевание произошло только после деформации.
В таких бокситах, которые претерпели сильные вторичные воздействия, часто первоначальное концентрическое сферическое строение полностью уничтожено. Их внутренняя часть стала пористой, губчатой, первоначальное вещество было выщелочено, и поры заполнились вторичными минералами (обычно гётитом, реже кальцитом).
Пизолиты восстановленных бокситов часто содержат очень мелкие аутигенные зерна пирита или марказита. В таких бокситах, которые находились недалеко от дневной поверхности, пирит и марказит подверглись окислению и были вынесены в виде сернокислотных сульфатных растворов. Оставшееся вещество выполняет внутреннюю часть бывшего пизолита губчато, а мелкие, угловатой формы, полости отмечают места бывших зерен пирита или марказита.

г) Макропизолиты (бобовины) в карстовых бокситах встречаются редко, гораздо реже, чем в латеритных. Их диаметр обычно колеблется от 5 до 15 мм, пизолиты большего размера встречаются чрезвычайно редко. Самой большой макропизолит, найденный нами в карстовых бокситах, имел размер 3 см. Подобно пизолитам, здесь рост диаметра зерна сопровождается не увеличением количества оболочек, а в первую очередь ростом диаметра ядра и, реже, ростом толщины сферических оболочек. Особенно мощной и богатой железом является самая внешняя оболочка. Цвет зерен более темный, чем окружающей среды, и часто они пересекаются тонкими прожилками (цветной рис. 2). Часто происходит эпигенетическое обезжелезивание бобовин, главным образом в верхней части залежей. При этом разрушается их внутренняя структура, они замещаются очень рыхлыми пористыми выделениями вторичного гётита, иногда только сфероидальные полости указывают на их бывшее присутствие.
д) Спастолиты (деформированные оолиты) — более редкие структурные элементы, чем все описанные выше. Впервые были описаны Папиу и Минза-ту в бокситах Падуреа-Краюлуи в Румынии. Обычно они имеют диаметр 0,5—3 мм и состоят из меньшего числа менее ясно выраженных сферических оболочек, чем в ооидах и пизолитах. На рис. 90 показана амебообразная ветвистая поверхность спастолита, покрытая пленкой гиббсита толщиной несколько микрометров.
Пленки и налеты вокруг ранее образовавшихся структурных элементов. В бокситах, претерпевших сильное диа- или эпигенетическое воздействие, часто наблюдаются пленки или налеты толщиной от нескольких микрометров до 2 мм, окружающие самые различные структурные элементы. Обычно они имеют желтовато-бурый цвет и состоят из гётита, характеризуются однородным внутренним строением, но иногда в них наблюдается неясная зональность. Они постепенно сглаживают угловатую форму окаймленных структурных элементов, но имеют отчетливую внешнюю границу с основной массой. На рис. 91 показано богатое железом обломочное бокситовое зерно, окруженное вторичным налетом.
Следовательно, во многих отношениях налеты аналогичны сферическим оболочкам ооидов, пизолитов и бобовин, но по сравнению с последними они имеют более позднее происхождение. Пример их вторичности наблюдался нами на одном карьере бассейна Вильвейрак во Франции. Кирпично-красные бокситы содержат здесь много пизолитов и бокситовых обломков размером 1—10 мм и бокситовые гальки. Они более темные, твердые и плотные, чем основная масса (обозначенная цифрой 3 на рис. 92). В верхней части залежи вследствие позднейшего выщелачивания железа основная масса боксита стала светлой, розоватой, а более плотные пизолиты и бокситовые гальки сохранили свой темно-красный цвет (рис. 92, 1). В нижней части обезжелезненной зоны шириной 20—40 см пизолиты и бокситовые гальки окаймлены налетом охро-желтого и желтовато-бурого гётита мощностью 0,5—2 мм (рис. 92, 2). Такие налеты не были встречены ни в нижележащих красных, ни в вышележащих обезжелезненных бокситах. По нашему мнению, такое распределение произошло за счет осаждения в форме налетов части железа, выносимого в ходе его выщелачивания, по периферии более плотных непроницаемых структурных элементов.

Выполнения пор. Микропоры и поры бокситов часто выполнены вторичными минералами. Они имеют резкую границу с окружающими бокситами. Их форма и контуры неправильные и соответствуют форме бывшей поры. Минералы, выполняющие поры, обычно характеризуются большими размерами зерен, чем минералы вмещающего боксита (рис. 93). Крупные поры часто остаются полыми, вторичные кристаллы отлагаются только на стенках, в этом случае они называются жеодами.
Конкреционные выделения неправильной формы. Они характеризуются неправильными контурами, и границы их с вмещающей основной массой в некоторых направлениях нечеткие (рис. 94). Внутреннее строение может быть однородным или гетерогенным. За верхний предел их размерности принят размер 2 см. Обычно они имеют диа- или эпигенетическое происхождение и возникли не за счет выполнения уже существующих пор, а отчасти за счет импрегнации, отчасти за счет вытеснения материала. Обычно они богаты железом, часто их ошибочно относят к пизолитам.

Гнезда, конкреции. Это выделения неправильной формы, размером более 2 см, эпигенетического или гипергенного происхождения. Они характеризуются отчасти почкообразными, сферическими, а иногда неправильными формами, их внутреннее строение колломорфное или однородное. Некоторые, особенно богатые железом конкреции не имеют резкой границы с окружающим бокситом. В залежах Шюмега и Ньирада в Венгрии встречаются гётитовые конкреции с характерным радиально-лучистым внутренним строением (рис. 95). Они очень твердые, плотные, имеют блестящую поверхность. Некоторые из них претерпели переотложение, на что. указывает их деформированная или окатанная поверхность.

Состав гнезд и конкреций, характеризующийся чрезвычайным минералогическим многообразием, описан в главе, посвященной минералогии. Характерную группу создают конкреции, образовавшиеся на месте бывших корней. Они имеют трубчатую форму диаметром от 2 до 20 мм, в поперечном разрезе круглую или овальную. Длина колеблется от 4 до 20 см. Положение их в боксите почти вертикальное, книзу толщина постепенно сокращается. Наружная часть этих конкреций более твердая, а внутренняя пористая, губчатая (рис. 96). По нашему мнению, они возникли после разложения органического вещества бывших корней или параллельно с этим процессом в восстановительной среде.

Выполнения трещин. В бокситах можно различить две группы трещин. Трещины первой группы ограничиваются определенными структурными элементами (например, пизолитами, бобовинами и бокситовыми гальками) и не сливаются с окружающей основной массой. Их образование связано с возникновением данного структурного элемента и обычно зависит от процессов усадки гелей и водоотдачи (синерезиса). Некоторые бобовины и сферические зерна пронизаны густой сетью тонких прожилков.

Другая группа трещин пронизывает основную массу. Наиболее тонкие трещины имеют диаметр несколько микрон, их распространение довольно ограниченно (рис. 97). По мнению автора, они возникают в результате усадки гелей.
Преобладающее большинство выполненных трещин прямые, пересекают структурные элементы боксита на своем пути и резко разграничены с окружающим бокситом. Ширина этих трещин колеблется от десятых долей миллиметра до нескольких сантиметров. Выполняющая масса состоит из весьма больших (десятые доли и целые миллиметры) кристаллов. Большинство трещин образовалось под действием тектонических сил. Вдоль трещин местами наблюдаются смещения в пределах нескольких миллиметров или сантиметров.
В редких случаях между бокситами и прожилками нет резкой границы. Прожилки разветвляются и сливаются с основной массой. Подобные, обогащенные титаном прожилки наблюдаются в бокситах месторождения Падуреа-Краюлуи в Румынии (рис. 98). На снимках хорошо видно, что прожилки уступают место сферическим зернам в основной массе.