Б і о х і м і ч н і о с а д о в і р о д о в и щ а

До цього генетичного типу відносяться родовища фосфоритів, карбонатних і кременистих порід та каустобіолітів.

1. Фосфорити. Серед родовищ фосфоритів виділяють платформні та геосинклінальні. Зазвичай поклади фосфоритів мають пластові форми залягання та значні розміри. Так пласти родовища Каратау у Казахстані мають протяжність до 100 км при ширині 40 – 50 км і містять до семи пластів.

За вмістом фосфору, літологією та текстурами виділяються:

1. глинясті з розсіяним фосфоритом;

2. піщано-глинясті з розсіяним зернистим фосфоритом;

3. піскуваті з жовновим фосфоритом;

4. масивні фосфорити.

Мінеральний склад визначається присутністю фтор апатиту, карбонатапатиту та гідроксилапатиту з присутністю глауконіту, кальциту та, інколи, хлориту, сидериту, каоліну та деяких інших домішок. Відкладення фосфатних сполук на дні моря може здійснюватися біологічним або біохімічним шляхом. Деякі вчені вважають, що головним джерелом фосфору у морській воді є фосфор, що приноситься підводними вулканічними ексгаляціями. У гирла річок він надходить винятково у вигляді біомаси, з якої і формуються поклади фосфоритів. Схема формування фосфоритових родовищ найкраще висвітлюється гіпотезою О.Козакова.

2. Карбонатні породи. До карбонатних порід, що використовуються, як корисні копалини, належать вапняки, доломіти, мергелі та крейда. Перехідні за складом породи називають доломітовими вапняками, вапнистими доломітами і т.д..

3. Кременисті породи. Джерелом кремнію є кремнезем, що знаходиться у морській воді у вигляді справжнього розчину H₄SiO₄. До кременистих порід відносяться діатоміти, трепел, опока та радіолярити. Д і а т о м і т – дрібнозерниста пориста порода, що складається головним чином з дрібних панцирів діатомових водоростей після їх відмирання. Т р е п е л утворюється за рахунок зкремніння діатомітів і складаються з округлих утворень опалу та халцедону, залишків радіолярій, спікул губок та форамініфер. О п о к а - щільна кремениста порода, яка складається з аморфної маси кремнезему у суміші із скелетами діатомей, радіолярій та губок. Р а д і о л я р и т и - кременисті породи, які на 50 % складаються з скелетів радіолярій.

4. Родовища вугілля. Належать до фітогенних утворень, пов’язаних з життєдіяльністю давніх рослин. За умов неповного розкладу відмерлих рослин, що здійснюється при дефіциті кисню, відбувається поступове накопичення органічної маси, яке є вихідним матеріалом для вуглеутворення. Первинна органічна маса викопного вугілля поділяється на сапропелеву та гумусову.

Сапропелеві осади формувалися в процесі накопичення на дні водойм відкладів найпростіших, головних чином планктонних водоростей.

Гумусові виникають в процесі накопичення і подальшого перетворення на дні водоймищ відмерлих вищих рослин. Якщо родовища вугілля формуються на дні озер їх називають л і м н і ч н и м и, а якщо у прибережній частині моря – п а р а л і ч н и м и. У прибережних зонах водоймищ і в болотах відбувається первинний розклад рослинної маси, або їх гуміфікація, яка супроводжується накопиченням компонентів, що руйнуються менше, з суміші яких виникає торф або вихідний матеріал для гумусового вугілля.

Відповідно з цими двома процесами накопичені вихідної органічної маси, потрібної для вуглеутворення, виділяють дві групи викопного вугілля – гумуліти і сапропеліти.

Гумуліти, в свою чергу, поділяються на г у м і т и(продукти слабкого розкладу) та л і п т о б і о л і т и (високого ступеню розкладення). Сапропеліти поділяються на г у м і т о –с а п р о п е л і т и та чисті сапропеліти.

Поховання органічної маси під перекриваючими осадами і подальший метаморфізм призводять до її вуглефікації і утворення кам’яного вугілля. Відбувається ущільнення, обезводнення, цементація та полімеризація вихідного пухкого та вологого осаду. Внаслідок цього вихідна рослинна маса сапропелю і торфу зазнає наступного ряду поступових і незворотних змін: буре вугілля, кам’яне вугілля, антрацит, шунгіт і графіт.

Структура вугілля визначається входженням до її складу чотирьох інгредієнтів – двох матових і двох блискучих. Матові складові називають фюзеном і дюреном, а блискучі – вітреном і клареном.

Мікроструктура вугілля визначається комбінацією мікрокомпонентів, які розрізняються лише під мікроскопом. Серед них виділяється о с н о в н а м а с а та ф о р м е н і е л е м е н т и. Основна маса являє собою аморфну речовину, сформовану у процесі розкладу рослинної маси. Формені елементи зберігають ознаки первинної рослинної структури.

З технічною метою у складі вугілля виділяють баластну (негорючу) та горючу масу. До негорючої маси входить в о л о г а (W) і з о л а (А). Горюча маса складається з летких компонентів (V), коксу (К) та с і р к и (S) з поділом її на органічну, сульфідну і сульфатну. З тією ж метою визначаються характеристика с п і к а н н я та т е п л о т в о р н о ї з д а т н о с т і вугілля. Спікання – це здатність вугілля переходити при високій температурі у пластичну масу, що твердіє у процесі охолодження у механічно міцний кокс. Теплотворна здатність вугілля (Q) оцінюється у джоулях на кілограм палива.

Виділяється три епохи максимуму вугленакопичення: пізній карбон – рання перм, пізня юра – рання крейда, пізня крейда – палеоген.

5. Родовища горючих сланців. Родовища горючих сланців складаються з глинястих, піщаних та вапнистих горських порід, які містять значну кількість продуктів розкладу органічних речовин і мають внаслідок цього горючі властивості. Вміст органічного компоненту не перевищує 60%, тому горючі сланці відрізняються від вугілля великою зольністю і меншою теплотою згоряння. За походженням органічної речовини відрізняють гумусові, бітумінозні та сапропелеві сланці. Промисловістю використовуються лише останні.

6. Родовища нафти і газу. Родовища нафти, природного газу та твердих бітумів тісно пов’язані генетично і просторово. Н а ф т а – це природна горюча масляниста речовина, що складається з суміші рідких і газоподібних вуглеводнів і містить у розчинному стані тверді бітуми, а також домішку невеликої кількості органічних кисневих, сірчанистих і азотистих сполук. До її складу входять вуглеводні метанового, нафтенового та ароматичного рядів. П р и р о д н и й г а з складається з газоподібних вуглеводнів, таких як метан, етан, пропан і бутан з домішкою рідких вуглеводнів. Тверді вуглеводні метанового ряду утворюють о з о к е р и т, нафтенового – а с ф а л ь т.

Усі гіпотези походження нафти поділяють на дві групи – органічного та неорганічного генезису. Серед гіпотез неорганічного походження найбільш відомі карбідна, вулканічна, плутонічна, підкорова та космічна. Розглянемо тільки органічну.

О р г а н і ч н а гіпотеза підтримується більшістю геологів. За цією гіпотезою вихідним матеріалом для газонафтових родовищ була рослинна і тваринна маса, похована у минулі геологічні епохи на дні водоймищ під товщею неорганічних осадів. Вважається, що вихідною речовиною є сапропель. Кількість вуглецю, що синтезується у тканинах планктону і потрапляє у осад за мірою його відмирання, вимірюється багатьма десятками мільярдів тон за рік. Протягом першої стадії наступного перетворення органічна маса розкладається за активної дії мікроорганізмів і перетворюється у бітумінозну речовину, а вихідні рештки – у бітумінозну породу. Протягом другої стадії, пов’язаної із зануренням осадів, від впливу тиску і температури, які активізують діяльність анаеробних бактерій, виділяються бітуми. Протягом третьої стадії нафта і газ переміщуються з області поширення нафтоматеринських товщ у сприятливі за структурними та літологічними ознаками породи та формують нафтогазові родовища.

Газонафтові родовища складаються з двох груп порід – тих, що містять вуглеводні, і тих, що їх оточують і перешкоджають витоку нафти та газу. Серед колекторів найпоширенішими є слабо зцементовані пісковики, частково масивні тріщинуваті породи - вапняки, кварцити, вивержені породи. Породи – екрани – глини, глинясті сланці та масивні нетріщинуваті породи.

Поклади нафти і газу за особливостями будови поділяються на дві групи: 1.пластові; 2. масивні. Пластові, в свою чергу, поділяються на склепінневі, тектонічні, стратиграфічно та літологічно екрановані. Масивні поклади поділяються на поклади у структурних, рифових, соляних та ерозійних виступах. Родовища нафти і газу у складчастих областях можуть бути пов’язані з антикліналями або з монокліналями. У платформних газонафтоносних районах можуть бути чотири типи структур: 1) куполовидні і брахіантиклінальні підняття; 2) ерозійні та рифові масиви; 3) синклінальні прогини. Газонафтові басейни – це області великого і тривалого занурення, які вміщують у собі серії газонафтових родовищ і поділяються на 4 групи: 1 – басейни внутрішньоплатформенних прогинів (Мічиганський, Ілінойський, Печорський, Волго-Уральський, Дніпровсько-Донецький та інші); 2 – басейни прогнутих крайових частин платформ (Північно-Каспійський, Західно-Сибірський та інші); западини давніх брилових гір (Ферганська і Таджикська западини, Джунгарський басейн Китаю тощо); передгірські та внутрішні западини молодих альпійських споруд (Азово-Кубанський, Передкарпатський, Сахалінський, Каліфорнійський та інші).

9.9.4. М е т а м о р ф о г е н н і р о д о в и щ а. Метаморфогенні родовища поділяються на дві групи: метаморфізовані та метаморфічні. Метаморфізовані родовища – це родовища, що виникли за рахунок метаморфізму родовищ іншого походження (осадових, магматичних) з виразними ознаками метаморфізму. Метаморфічні виникають заново у процесі метаморфізму у зв’язку з перегрупуванням мінеральної речовини порід, що метаморфізуються.

Метаморфічні процеси мають локальний або регіональний характер. До локальних різновидів відносяться автометаморфізм, контактовий метаморфізм та динамометаморфізм, який проявляється вздовж тектонічних зон.

Р е г і о н а л ь н и й метаморфізм розвивається внаслідок сукупної дії статичного та динамічного навантаження гірських порід в умовах зростаючого тиску, температури та дії різних мінералізаторів, особливо води. Його крайнім проявом є ультраметаморфізм, при якому відбувається вибіркове або повне переплавлення порід. Регіональний метаморфізм, що викликається підвищенням температури і тиску називається п р я м и м або прогресивним. Метаморфізм, пов’язаний зі зміною високотемпературних мінеральних асоціацій низькотемпературними, називається з в о р о т н і м, р е г р е с и в н и м або д і а ф т о р е з о м.

Виділяються також ізохімічний і аллохімічний метаморфізм. І з о х і м і ч н и й здійснюється без привнесення нових мінералоутворюючих речовин і характерний для прогресивної стадії метаморфізму. А л л о х і м і ч н и й відбувається з привнесенням нових речовин і зміною хімічного складу порід, що метаморфізуються та є характерним для регресивної стадії.

Внаслідок метаморфізму змінюються форма, будова та склад тіл корисних копалин. За ф о р м о ю тіла корисної копалини зазвичай набувають сплющеного вигляду. Серед метаморфізованих родовищ переважають пласто-, лінзо-, стрічко- та жилоподібні поклади суцільних і вкраплених руд. Їх розміри часто сягають значних величин і простягаються на десятки кілометрів при потужності до сотень метрів. Серед т е к с т у р найбільш характерні смугаста, сланцювата, хвиляста, плойчаста, вічкова та промениста. С т р у к т у р а мінеральної маси метаморфізованих родовищ, набуває рис, властивих метаморфічним комплексам. Виникають гранобластові, порфіобластові, лепідобластові, пластинчасті, листуваті, волокнисті та сноповидні структури.

При метаморфізмі мінерали малої густини заміщуються мінералами вищої густини. Наприклад, марказит заміщується піритом, вюртцит – сфалеритом, фосфорит – апатитом

Метаморфізм, особливо регіональний, може знищувати родовища корисних копалин, радикально їх змінювати і створювати нові.

До власно метаморфічних родовищ, які виникають у процесі метаморфізму, належать родовища мармуру, кварциту, покрівельних сланців, високо глиноземистої сировини (дістен, андалузит, силіманіт), флогопіту, амфібол-азбесту, нефриту, графіту, корунду, гранату, гірського кришталю.

Формування метаморфогенних родовищ відбувається за високої температури та тиску і за участю таких мінералізаторів, як вода, вуглекислота, сірководень та інші леткі сполуки. Зростання температури і тиску в процесі метаморфізму призводять до серії перетворень, які ідуть одне за одним і характеризують послідовні ступені метаморфізму. Породи, що досягають внутрішньої рівноваги на тому чи іншому ступені метаморфізму утворюють метаморфічну фацію. У породах регіонального метаморфізму, у порядку зростання температури утворення, розрізняють шість фацій: ц е о л і т о в у (температура 300 – 550°, тиск не вищій за 300 МПа, приклад – родовище міді Верхнього озера у США), з е л е н и х с л а н ц і в (300 - 550°, тиск 200 – 500 МПа; цій фації відповідають родовища магнетит-гематитових залізистих кварцитів, золото-уранові руди типу Вітватерсранд, графіту, азбесту, нефриту та інші), г л а у к о ф а н о в а (350 – 600°, тиск 400 – 600 МПа, з родовищами силікатних руд марганцю і цинку), а м ф і б о л і т о в а (600 - 800°, тиск 400 – 600 МПа, з родовищами залізних руд, кіаніту, діаспору, андалузиту і силіманіту, керамічних і рідкіснометальних пегматитів, корунду, гранатів,,флогопіту, графіту, апатиту і лазуриту), г р а н у л і т о в а (700 - 1000°, тиск 600 – 900 МПа, з родовищами амфібол-піроксен-магнетитових кварцитів, гранатів, рутилу), е к л о г і т о в а (600 - 800°, тиск 80 – 1200 МПа, корисні копалини обмежуються рутилом).

Дата добавления: 2014-01-07