Генезис минералов

В целом роль гидротермальной минерализации огромна, месторождения гидротермального генезиса дают до 70 % мировой добычи Mo, W, Sn, 50 % меди.

Метаморфические процессы

Принято различать космогенный (ударный) метаморфизм, который характерен для метеоритных кратеров, и эндогенный, подразделяющийся в свою очередь на региональный и контактовый.

Региональный метаморфизм

При погружении продуктов экзогенного и эндогенного минералообразования на глубину, в область повышенных давлений и температур, происходит изменение этих пород, изменение их минерального состава и структуры ? приспособление к новым условиям. Такой процесс называют региональным метаморфизмом, поскольку он захватывает целые регионы земной коры. Факторы, определяющие степень метаморфизма, - температура, давление, присутствие летучих. Очевидно, верхний предел регионального метаморфизма ? это температуры плавления, образования магматического расплава, т. е. около 700-1000 ^оС (в зависимости от состава пород и их насыщенности водой).

Давления при региональном метаморфизме могут быть весьма различными, достигая десятков тысяч атмосфер (десятков килобар) на глубине и в зонах глубинных разломов (в условиях стресса). Каковы общие тенденции минералообразования при региональном метаморфизме? Это:

1) образование все более плотных минералов с увеличением давления;

2) последовательное уменьшение роли воды (и углекислоты) в минералах с ростом температуры.

По степени интенсивности весь процесс метаморфизма может быть разделен на РТ-области, которым будут соответствовать свои определенные минеральные ассоциации. Этим стадиям с их характерными минеральными ассоциациями отвечают фации метаморфизма. Более грубо их разделяют на фации низкой, средней и высокой ступеней метаморфизма.

Метаморфические фации называются по характерным минералам, либо характерному облику пород, возникающих при метаморфизме алюмосиликатных осадочных пород. Как видно из рисунка, выделяются области метаморфизма при нормальных (левая часть диаграммы) и повышенных давлениях (правая часть ? поля эклогитов и дистен-глаукофан-содержащих пород).

Кроме того, продукты регионального метаморфизма будут отличаться в зависимости от исходного состава пород. Рассмотрим случаи, отличные от обычных алюмосиликатных пород.

1. При региональном метаморфизме карбонатных пород (известняков) будут возникать мраморы. Если же исходные карбонатные породы кроме кальцита содержали доломит (магнезиальные карбонатные породы), а также прослои и линзы песка, глинистых осадков, то при региональном метаморфизме высокой ступени за счет таких пород возникнут кальцифиры ? породы, состоящие из кальцита и магнезиальных минералов, аналогичные по ассоциации магнезиальным скарнам. В отличие от последних, в кальцифирах форстерит, диопсид, флогопит обычно равномерно распределены в виде зерен среди кальцита или иногда образуют полосы (на месте бывших силикатных прослоев или доломитов).

2. При метаморфизме осадочных толщ, богатых гидроксидами железа и кремнеземом, образуются железистые кварциты (джеспилиты) - тонкослоистые породы, состоящие в основном из магнетита, гематита и кварца. С ними иногда встречается щелочной амфибол - рибекит, и некоторые железистые силикаты ? ферросилит, фаялит. Такие образования характерны для высокой ступени метаморфизма и на всем земном шаре приурочены к докембрийским образованиям. В России это руды Курской Магнитной Аномалии, на Украине - Кривой Рог, в США ? месторождения Верхнего Озера.

3. При метаморфизме высокоглиноземистых осадков (бокситов, древних кор выветривания латеритного типа) возникают высокоглиноземистые продукты метаморфизма ? андалузит-кианитовые сланцы (иногда с диаспором), силлиманитовые сланцы, а также корундсодержащие породы (за счет бокситов) с примесью хлоритоида.

4. При метаморфизме древних россыпей могут образоваться месторождения типа Витватерсранд (ЮАР) ? с уранинитом, самородным золотом (метаморфизованные золотоносные конгломераты).

5. При метаморфизме продуктов разложения растительных остатков могут образовываться каменные угли, антрациты, шунгиты, переходящие затем в графит.

Особо следует остановиться на жилах альпийского типа ? специфических продуктах регионального метаморфизма. Эти жилы были впервые исследованы в метаморфических комплексах Альп, откуда и получили свое название. При метаморфизме происходит дегидратация минералов (разложение минералов, содержащих воду). Такая вода накапливается в метаморфической толще и начинает передвигаться в ней в виде поровых растворов. Если на пути встречается трещина или полость, эти растворы начинают переотлагать в них вещество, растворенное при просачивании через окружающие породы. Так образуются жилы, особенностью которых является, во-первых, друзовое строение ? отложение идет на стенках трещин, и, во-вторых, тесная связь их минерального состава с составом вмещающих толщ. В таких жилах часто встречаются прекрасные кристаллы горного хрусталя, иногда с включениями игольчатых кристаллов рутила (так называемые «волосы Венеры»), кристаллы адуляра, сфена, апатита, гематита, рутила, брукита, цеолитов, таблитчатые кристаллы хлорита.

В региональном метаморфизме выделяют прогрессивный метаморфизм, идущий с повышением температуры и давления, и регрессивный (ретроградный) метаморфизм, протекающий при уменьшении этих параметров. Если регрессивный метаморфизм оторван во времени от предыдущего этапа, его называют также диафторезом, при этом в минералообразовании таких менее метаморфизованных пород обязательно принимает участие вода, выделившаяся на прогрессивной стадии метаморфизма. Если она из системы по каким-то причинам удалена и нет другого источника летучих, то диафторез протекать не будет.

Контактовый метаморфизм

Говоря о контактовом метаморфизме, отметим, что в отличие от контактово-метасоматических образований главным фактором минералообразования здесь является повышение температуры. Как показывает название, контактово-метаморфические породы появляются на контакте магматических внедрений в осадочные (или метаморфизованные осадочные) породы. Чисто метаморфическое изменение характерно для пород, мало отличных от магматических по химизму, вследствие чего и нет обмена компонентами ? нет метасоматоза. Возникают породы ? роговики, названные так за плотное сложение с оскольчато-раковистым изломом, аналогичным излому рога. По минеральным ассоциациям роговики могут соответствовать регионально-метаморфическим породам, образовавшимся при низком давлении. Так, наиболее характерны биотитовые роговики, соответствующие биотитовым сланцам, кордиеритовые и биотит-андалузитовые роговики ? аналоги соответствующих сланцев. Наиболее низкотемпературны ? мусковитовые роговики, при средних температурах образуются амфиболовые роговики. При более сильном прогреве в роговиках появляются пироксены, характерные для высоких ступеней регионального метаморфизма.

Для самых высокотемпературных пород контактового метаморфизма характерны спуррит и мервинит ? показатели высокой температуры и низкого давления, которые образуются по карбонатным и силикатно-карбонатным породам.

Особо отметим, что при контактовом метаморфизме высокоглиноземистых пород, так же как и при региональном, могут образовываться наждаки.

В заключение рассмотрения метаморфических процессов следует отметить все чаще описываемые явления дислокационного метаморфизма. Такие процессы протекают в зонах глубинных разломов в условиях локального понижения или повышения давлений при тектонических подвижках. Наиболее распространен этот процесс в зонах субдукции, когда при погружении одной плиты под другую возникают значительные области повышенного давления при низких температурах, а также при коллизионных процессах (при столкновении крупных блоков континентальной коры). В целом, явления, протекающие при дислокационном метаморфизме, те же, что и при региональном, однако масштабы их меньше, а степень метаморфизма редко превышает амфиболитовую фацию.

Экзогенные минералообразующие процессы

Экзогенные (= гипергенные) ? процессы, развивающиеся на поверхности Земли или в непосредственной близости от поверхности под влиянием энергии Солнца, воды, ветра, свободного кислорода и СО₂ атмосферы (экзо - снаружи, гипер - над, сверх). Для этих процессов характерны следующие факторы минералообразования:

а) изменение физико-химической обстановки РТ-условий. В условиях дневной поверхности ? низкого давления и низких температур ? многие эндогенные минералы, возникшие при высоких Т и Р, становятся неустойчивыми. Это приводит к их разложению, появлению новых полиморфных модификаций, к распаду твердых растворов. Хотя инерция кристаллической решетки минералов очень велика, неравновесность эндогенных минеральных ассоциаций в поверхностных условиях является одной из причин их изменения;

б) появление новых факторов минералообразования ? свободного кислорода атмосферы, углекислоты, атмосферной воды (ненасыщенной, а потому обладающей большой растворяющей способностью), резких перепадов температур (суточных и сезонных; в областях с резко континентальным климатом диапазон таких перепадов может достигать 100 ^оС) ? является главной причиной экзогенного минералообразования, направленного на создание новых минеральных ассоциаций, равновесных в поверхностных условиях.

Самый простой случай экзогенного изменения ? физическая дезинтеграция пород и минералов ? физическое выветривание, происходящее под воздействием колебаний температуры, поскольку коэффициенты теплового расширения минералов в породе различны. Растрескивание усугубляется попаданием воды в трещинки, особенно при ее замерзании. Однако в чистом виде физическое выветривание ? явление довольно редкое. Обычно оно сопровождается, а иногда и вызывается химическим изменением минералов. В зависимости от условий изменения минералов и нового минералообразования экзогенные процессы могут быть дифференцированы.

Процессы выветривания и окисления

Характер возникающих при выветривании минеральных ассоциаций на месте прежних зависит от двух обстоятельств: а) от того, что разрушается, т. е. какие породы подвергаются выветриванию, каковы исходные минеральные комплексы; б) от условий выветривания.

Если выветриванию подвергаются силикатные и алюмосиликатные породы, образуются коры выветривания. Если же экзогенному изменению подвергаются рудные, особенно сульфидные ассоциации, возникают зоны окисления.

Рассмотрим влияние условий выветривания на примере тех и других.

Коры выветривания

А. В условиях влажного и жаркого климата выветривание характеризуется глубоким окислением, особенно минералов, содержащих закисные формы элементов (Fe⁺², Mn⁺³), выносом кремнезема, щелочных и щелочноземельных элементов, т. е. глубоким химическим изменением пород. При этом в зависимости от состава исходных пород остаточные продукты будут различаться.

1. Если выветриванию подвергается ультраосновная порода, происходит накопление главным образом оксидов и гидроксидов Fe ? гематита, лимонита. Иногда количество их велико, и возникают промышленные концентрации (Елизаветинское месторождение на Урале).

2. Если выветриванию подвергаются основные, кислые или щелочные породы, богатые глиноземом, накапливаться будут гидроксиды алюминия ? диаспор, гиббсит, бёмит, образующие иногда скопления ? бокситы (Индия, Гвиана, Австралия).

И в том, и в другом случае минералообразование сопровождается глинистыми минералами, например, каолинитом. Такие коры выветривания называются латеритными.

3. Если выветриваются породы, обогащенные марганцем, ? карбонаты Mn (родохрозит), силикатные марганцевые породы (например, метаморфические сланцы с высоким содержанием спессартина ? марганцевого граната), образуются коры выветривания марганцевого типа. Мощность таких кор может достигать нескольких десятков метров. При этом образуются оксиды и гидроксиды марганца ? пиролюзит, манганит, псиломеланы.

Другие компоненты разрушающихся пород выносятся настолько интенсивно, что иногда возникают и чистые, сплошные марганцевые руды. Например, пиролюзит месторождений такого типа в Гане используется как высококачественный материал при производстве электрических аккумуляторов. Такие же месторождения известны в Бразилии.

Б. В условиях умеренного климата такого интенсивного химического разрушения пород, как во влажном и жарком климате, не происходит. Наиболее существенно то, что кремнезем остается на месте выветривания, поэтому продукты выветривания будут отличаться от кор латеритного типа.

1. За счет ультраосновных пород будут формироваться коры силикатно-никелевого типа. Что при этом происходит? Ультраосновные породы, предварительно серпентинизированные, разлагаются со «сбрасыванием» SiO₂ в виде тонкодисперсного кварца ? халцедона; возникают глинистые минералы, карбонат Mg (магнезит), гидроксиды Fe, оксиды Mn. За счет никеля, которым богаты ультраосновные породы, образуются сложные слоистые силикаты Ni (гарниерит, ревденскит). Таковы коры выветривания Южного и Среднего Урала, используемые как руды на никель.

2. По кислым породам в условиях умеренного климата будет развиваться кора глинисто-каолинитового типа: за счет разрушения полевых шпатов образуется каолинит, и граниты превращаются в кварц-каолинитовые породы, мощность отложений которых иногда достигает нескольких метров (на Украине известны толщи до 100 метров и более!).

3. Кора железистого типа возникает по карбонатным железистым отложениям. Карбонаты переходят в гидроксиды железа, скопления которых представляют очень ценную руду (тип Бакальского месторождения на Южном Урале).

4. При выветривании соляных залежей образуются гипсовые шляпы: хлориды натрия и калия (галит и сильвин) растворяются и выносятся, а более труднорастворимые соединения (гипс, ангидрит, глинистые минералы) остаются на месте. При таком типе выветривания, если оно происходит в засушливых условиях, могут образовываться также скопления боратов, представляющие практический интерес (Северо-Западный Казахстан).

Мы остановились лишь на некоторых примерах кор выветривания, хотя они более разнообразны.

4.Зоны окисления

минерал химический генезис рудный

Формирование и обобщенное строение зоны окисления рудного (сульфидного) тела можно представить следующим образом.

Выше уровня грунтовых вод в условиях нисходящей циркуляции приповерхностных вод зоны аэрации формируется собственно зона окисления (1) с такими подзонами:

а) подзона окисленных руд. Это область воздействия атмосферного кислорода, дождевых вод и углекислоты. Здесь происходит интенсивное окисление сульфидов и образование вторичных оксидов, гидроксидов и других минералов. Растворы постепенно обогащаются растворимыми сульфатами и другими промежуточными продуктами реакций и просачиваются глубже;

б) подзона выщелоченных окисленных руд. Здесь усиливается выщелачивание сульфидов и вынос металлов высококислыми растворами-электролитами;

в) подзона богатых окисленных руд. Это окисленная верхушка нижележащей зоны вторичного обогащения сульфидами.

Ниже, в условиях боковой циркуляции грунтовых вод, в восстановительных условиях формируется зона вторичного сульфидного обогащения (2). Еще ниже, в зоне застойных вод, находятся неизмененные первичные руды (3).

Главные факторы формирования зоны окисления сульфидных месторождений ? химическое и биогенное окисление минералов и электрохимические процессы. Реакции идут не только с участием кислорода, но и таких химически активных веществ, как H₂SO₄, CuSO₄, FeSO₄, Fe₂(SO₄)₃, которые образуются при окислении:

4FeS₂--(пирит)--+--15O_2--+--2H₂O--Ю--2Fe₂(SO₄)_3--+--2H₂SO₄;

MoS₂--(молибденит)--+--4.5O_2--+--3Ca^+2--+--3H₂O--Ю--Ca[MoO₄]--(повеллит)--+

2Ca[SO₄]_--+--6H⁺;

CuFeS₂--(халькопирит)--+--4O_2--Ю--Cu(SO₄)_--+--Fe(SO₄);

CuFeS_2--+--CuSO_4--Ю--2CuS--(ковеллин)--+--Fe(SO₄);

2CuFeS_2--+--3CuSO_4--+--3FeSO_4--Ю--Cu₅FeS₄--(борнит)--+--2Fe₂(SO₄)₃;

Cu₅FeS_4--+--Cu^+2--Ю--2Cu₂S--(халькозин)--+--2CuS--+--Fe⁺²;

CuS--+--2з--Ю--Cu^o--+--S^-2.

Кроме того, в зоне окисления идут реакции с другими компонентами, присутствующими в растворах или твердых фазах. Таким путем выше уровня грунтовых вод образуется большое число оксидов и гидроксидов (куприт, лимонит), карбонатов (малахит, азурит, смитсонит, церуссит), сульфатов (англезит, гипс, ярозит), силикатов (виллемит, гемиморфит), молибдатов (вульфенит, повеллит). При окислении сульфидов и гидролизе сульфатов железа образуются гидроксиды Fe (охристый лимонит, натечные агрегаты гётита).

Иногда их так много, что породы оказываются совершенно бурыми. Обогащенную железом верхнюю часть зоны окисления часто называют железной шляпой.

Воды зоны окисления после насыщения легкорастворимыми соединениями выступают как раствор электролита, в котором пары минералов образуют микрогальванические элементы. В такой паре минерал-анод будет растворяться, а минерал-катод ? нет. Этим объясняется избирательность и неравномерность окисления различных сульфидов. Примеры пар катод-анод: пирит-галенит, халькопирит-галенит, галенит-сфалерит.

Ниже уровня грунтовых вод окислительная обстановка сменяется восстановительной, поскольку грунтовые воды, уровень которых ограничивается зеркалом ближайших открытых бассейнов, не пропускают глубже свободный кислород, поступающий из верхних частей зоны окисления. Поэтому в растворах сульфатная сера частично восстанавливается до сульфидной. Соответственно, наряду с процессами замещения первичных сульфидов вторичными (развитие ковеллина по халькопириту, сажистого халькозина по пириту), идущими при реакциях с сульфатсодержащими растворами, здесь образуются также вторичные цементационные сульфиды (ковеллин, пластинчатый халькозин) при реакциях Н₂S и металлов, находящихся в растворах. Эти вторичные сульфиды, гораздо более богатые медью, чем окислявшийся первичный халькопирит (или же борнит), цементируют трещинки и поры в минералах первичных сульфидных руд. Поэтому эта часть зоны окисления носит название зоны цементации или зоны вторичного сульфидного обогащения. Ниже, в зоне застойных вод, влияние приповерхностного окисления вообще перестает сказываться и наблюдается постепенный переход к неизмененным первичным рудам.

Следует отметить, что для формирования зон окисления сульфидных месторождений вода имеет важнейшее значение ? как переносчик реагентов и продуктов окисления. Поэтому в условиях ее недостатка могут формироваться зоны окисления с одной и той же минеральной ассоциацией как на месторождениях, расположенных в зоне вечной мерзлоты, так и в случае, когда окисление идет в засушливых районах Африки (меторождение Цумеб).

В зонах окисления арсенидных малосульфидных месторождений никеля и кобальта главными вторичными минералами являются различные арсенаты (эритрин, аннабергит и другие). Зона цементации с вторичными арсенидами в этих месторождениях не развивается.

Процессы осадконакопления

В зависимости от того, идет ли механическое накопление переносимых минералов, или имеют место еще и химические процессы новообразования минералов, различают несколько типов продуктов осадконакопления.

Механические осадки

Как показывает название, здесь речь идет не столько о минералообразовании, сколько о сохранении и накоплении устойчивых в поверхностных условиях минералов. К таковым относятся кварц, каолинит, рутил, ильменит, золото, платина и платиноиды, алмаз, монацит, циркон, танталит-колумбит и некоторые другие. В зависимости от механической прочности и ? особенно ? плотности происходит разделение этих минералов. При этом могут возникать, например, кварцевые пески или залежи так называемых переотложенных каолинитов, последние наиболее ценятся за чистоту и однородность и представляют собой высококачественное сырье; таким же путем возникают переотложенные бокситы ? скопления минералов алюминия; за счет дифференциации возникают речные и морские россыпи.

Инфильтраты

Образование инфильтрационных (от «инфильтрация» ? просачивание) минералов идет путем отложения вещества, растворенного в поверхностных водах, в пустотах или пористых породах. Причиной такого отложения является реакция этих вод, обогащенных растворимыми компонентами пород, через которые воды «фильтровались», с породами, отличными по составу. Часто такими породами являются известняки с их карстовыми полостями или пористые песчаники. Например, при образовании зоны окисления в растворах образуются легкорастворимые ZnSO₄ и CuSO₄. Иногда растворы с этими сульфатами выносятся за пределы зоны окисления и, попадая в карбонатную среду или силикатно-карбонатные породы, реагируют с образованием малорастворимых соединений типа:

Zn(SO₄)--+--Ca[CO₃]--®--Zn[CO₃]Ї--(смитсонит)--+--Ca[SO₄]Ї--(ангидрит).

Так же сульфатные растворы меди, попадая в песчано-карбонатные или карбонатно-глинистые породы, реагируют с образованием карбонатов, оксидов и других минералов меди: возникает очень важный в промышленном отношении тип медистых песчаников (Джезказган) и медистых сланцев (Мансфельд). Таким же путем, связываясь в виде ванадатов, фосфатов, арсенатов, образуются инфильтрационные месторождения урана ? в виде урановых слюдок (провинция Отэн во Франции, плато Колорадо в США, дающие уран и ванадий).

Этот тип минералообразования можно считать переходным к гидротермальному, а в некоторых случаях и собственно гидротермальным, если температура растворов превышает температуру вмещающих пород (например, гидротермокарст).

Химические осадки

А. Хемогенно-коллоидное минералообразование. Поверхностные воды нередко содержат растворенные вещества в виде коллоидов. При попадании таких коллоидных растворов в морские бассейны происходит разрушение коллоидов морской водой, являющейся электролитом. Происходит коагуляция коллоидов ? слипание коллоидных частиц, которые затем в виде мелких сгустков, комочков опускаются на дно, давая начало морским осадкам. В виде таких коллоидно-хемогенных осадков могут накаливаться гидроксиды Fe, Al, Mn. При этом из-за того, что стойкость коллоидных растворов этих элементов различна, разрушаются они не одновременно, и, вследствие этого, в их отложениях нередко проявляется зональность.

Так, при выносе речкой Юрьевкой на Камчатке самыми неустойчивыми оказываются коллоиды гидроксидов железа, они коагулируют непосредственно при впадении реки в море, образуя у береговой линии гели гидроксидов Fe в смеси с гелями SiO₂. При их последующей реакции могут возникать скопления силикатов Fe, например, железистых хлоритов. Дольше удерживатся в растворе, а потому дальше от береговой линии коагулируют коллоиды гидроксидов Al. Более всего устойчивы коллоиды гидроксидов марганца. Зона их, частично перекрывая зону, обогащенную гидроксидами Al, находится дальше всего от берега.

По мере удаления от берега, все большую роль начинают играть истинные растворы, и коллоидно-хемогенные осадки сменяются гидрохимическими ? в первую очередь карбонатами (сидерит, родохрозит).

Таким путем образовались месторождения железистых хлоритов (Германия, Франция), диаспор-шамозитовые породы Урала и бокситы Средиземного моря.

Б. Гидрохимическое хемогенно-осадочное минералообразование ? это образование минералов из пересыщенных растворов. Вот несколько таких случаев:

1) упаривание морской воды в замкнутых бассейнах (отшнурованных лагунах). По мере испарения концентрация электролитов в воде увеличивается, и она превращается в рассол, из которого в порядке достижения концентрации насыщения начинается отложение солей.

Первыми реагируют на упаривание карбонаты ? образуется кальцит, который, реагируя с Mg, содержащимся в придонном слое воды, будет переходить в доломит CaMg[CO₃]₂(придонная доломитизация). После карбонатов, а иногда одновременно с доломитизацией, начинают отлагаться сульфаты Ca.

При этом, при более низкой температуре будет отлагаться гипсCaSO₄Ч2H₂O, а при более высокой ? безводный ангидрит CaSO₄. Затем к сульфатам Са присоединяется галит NaCl, далее ? сильвинKCl, после него ? двойные соли Na, K, Mg, и, наконец, соли Mg и бораты;

2) при упаривании вод замкнутых континентальных бассейнов (бессточных озер) возникают более разнообразные минеральные ассоциации, в зависимости от химического и минерального состава пород областей сноса. Примеры: месторождения боратов в Долине Смерти (Калифорния), месторождения селитры в Чили, месторождения соды в озерной зоне Кулундинской степи. Особый случай представляют продукты упаривания озер на месте соляных куполов. При этом могут возникать месторождения боратов, как, например, на озере Индер (Северо-Западный Казахстан).

Обычно гидрохимические хемогенные осадки называют эвапоритами, хотя иногда это название относят лишь к морским образованиям.

В. Осадочное хемогенное минералообразование может идти при взаимодействии растворов с газами, выделяющимися в водоемах. Так, сероводородное заражение придонной области в результате гниения органики приводит к осаждению сульфидов (пирита, марказита, сульфидов Cu, Zn, Pb). Таким путем возможно образование оруденения в тонкозернистых или глинистых породах типа черных медистых сланцев Мансфельда (Германия). Эти же сульфиды могут быть главной составной частью медистых песчаников (Джезказган, Казахстан; Удокан, Забайкалье). К подобному типу хемогенных осадков относят и образование так называемых болотных руд (с гидроксидами Fe, фосфатом железа ? вивианитом Fe₃[PO₄]₂Ч8H₂O).

Криогенные процессы

Криогенные процессы протекают при отрицательных температурах в зонах вечной мерзлоты. Известны, например, случаи роста кристаллов сульфатов во льду и листочков золота по трещинам в ледяных жилах. Объясняется это тем, что в капиллярах температура замерзания может снижаться до -13,6 ^оС (при диаметре капилляра 0,24 мм) и ниже. Вторичные ореолы переотложения минералов формируются сезонно-таловыми водами в многолетнемерзлых покровных образованиях. Чаще всего такие ореолы развиваются за счет сульфидных руд (Булах, 1999). Если не считать самого льда как минерала, случаи криогенного минералообразования описаны в единичных статьях и изучены крайне мало.

Биогенное минералообразование

Биогенное осадконакопление, как это следует из названия, связано с жизнедеятельностью организмов.

1. Органогенные останки. За счет скелетных элементов морских организмов (раковин, кораллитов, слоевищ, игл, спикул) возникают органогенные известняки, диатомиты, трепелы и другие породы.

2. Анаэробные организмы участвуют в образовании залежей самородной серы. Они обеспечивают восстановление гипса до самородной серы, «проедая» каверны в гипсе, и выделяют при своей жизнедеятельности тепло, которого хватает для возгонки и переотложения серы в виде друз кристаллов в пустотах осадочных пород (месторождения Шор-Су в Узбекистане и Гаурдак в Туркмении).

3. Косвенное участие организмов: при избирательной адсорбции некоторых веществ органика действует как восстановитель. Например, именно за счет органики происходит восстановление U⁺⁶до U⁺⁴ в битуминозных ураноносных сланцах. Точно так же разложение органики является косвенным участием организмов в сероводородном заражении бассейнов (Черное море), что может привести, как уже отмечалось, к осаждению сульфидов или образованию болотных руд.

Список используемой литературы

1. Учебное пособие. Авторы: Бакуменко И.Т., Кулик Н.А., Литасов Ю.Д., Никитин А. А.

2. Энциклопедический словарь Ф.А. Брокгауза и И.А. Ефрона. -- С.-Пб.: Брокгауз-Ефрон. 1890--1907.

3. Ряд статей и монографий

4. Интернет ресурсы

· Размещено на Allbest.ru