WWW.KN.LIB-I.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Различные ресурсы
 

Pages:     | 1 || 3 | 4 |

«ООЛИТЫ National Academy of Sciences of Ukraine National Scientific Museum of Natural History Department of Marine Geology and Sedimentary Ore Formation Lithology ...»

-- [ Страница 2 ] --

Марганцевые руды северо-восточной Болгарии, по данным Б. Алексиева, Кр. Богданова [5] и др., простираются в виде узкой полосы почти параллельно черноморскому побережью от Старой планины (с. Бяла) до границы с Румынией (рис. 59). Во многих местах в районе рудоносной полосы марганцевая руда обнажается на поверхности и пересечена рядом скважин почти по всему протяжению рудоносной полосы. По нашему мнению, значительная часть марганцеворудных отложений может быть прослежена и на черноморском шельфе.

Наиболее изученным является месторождение Оброчиште, которое находится северо-восточнее г. Варна в районе сел Оброчиште и Цырква, Толбухинского округа. Рудный пласт залегает в низах олигоцена. Мощность его варьирует от 2.00 до 24.00 м (рис. 60).

Руды месторождения Оброчиште характеризуются оолитовой, тонкослоистой и конкреционной текстурами [5]. Оолиты составляют от 30 до 70% объема руды, они эллипсовидные, овальные, реже сферические. Размеры варьируют от нескольких миллиметров до 4 см. Строение оолитов концентрически-зональное; обычно они имеют один центр, около которого и нарастают концентры. Встречаются мономинеральные и, чаще, полиминеральные разновидности. Основные минералы, слагающие оолиты, – марганцевые гидросиликаты и карбонаты, реже алабандин, опал, пирит.

Цементирующая масса – аналогичного минерального состава, но соотношения между минералами, в сравнении с оолитами, другое. Это отражается и на химическом составе (табл. 5).

Таблица 5 Химический состав оолитов и цемента, по [5] Компоненты Цемент Оолит Цемент Оолит Цемент Оолит Цемент Оолит Цемент Оолит SiО2 38,89 43,42 42,66 39,5l 42,55 41,00 39,59 37,56 36,13 47,35 TiO2 0,12 0,14 0,38 0,28 0,31 0,20 0,31 0,12 0,24 0,18 А12O3 5,10 3,20 6,62 8,76 6,55 4,34 7,00 4,72 5,96 3,37 Fe2О3 2,14 0,96 2,44 0,53 2,61 1,52 2,34 0,91 2,94 2,27 СаО 2,33 0,70 4,00 1,07 1,60 2,95 1,57 1,16 1,59 0,61 MgO 11,10 14,06 13,67 6,99 15,70 21,80 4,92 6,26 4,22 19,86 Nа2О 1,10 1,42 1,53 1,30 1,30 1,28 1,26 1,50 1,48 1,56 К2О 1,50 0,40 1,09 0,54 1,28 0,32 1,03 1,35 0,86 0,37 MnO 16,01 18,46 23,39 23,64 8,52 12,46 17,74 23,64 18,65 6,96 Р2О5 0,25 0,05 0,35 0,01 0,16 0,95 0,19 0,08 0,48 0,01 H 2O 6,43 9,03 8,84 9,92 7,32 4,63 10,20 8,33 5,50 7,00 Н2O+ 10,03 8,72 8,29 11,61 10,3 10,67 5,68 12,10 13,0 12,03 CО2 5,46 0,08 0,18 0,42 1,12 3,30 2,10 2,20 5,15 0,03 Сумма 100,46 100,64 100,44 99,58 99,41 100,43 100,35 99,86 100,23 99,50

–  –  –

Марганцевые карбонаты, образованные во время диагенеза, встречаются как в оолитах и конкрециях, так и в цементирующей их массе. Обычно они микрозернистые и реже сферолитовые. Своим возникновением обязаны взаимодействию марганцевых гидросиликатов цемента и оолитов с богатыми СО2 водами осадка. Эпигенетические марганцевые карбонаты почти целиком слагают рудный компонент, замещая марганцевые гидросиликаты.

А.Г. Бетехтин [19] объединяет олигоценовые месторождения и рудопроявления в единую Украинско-Кавказско-Уральскую провинцию.

Месторождением первого ранга по праву является Никопольский марганцеворудный бассейн. В состав последнего входят месторождения, расположенные в полосе шириной около 50 км, длиной – 250 км, протянувшейся от р. Ингулец на западе до с. Ново-Васильевка на юго-востоке (рис. 61).

Марганцевые оолиты в рудных слоях Никопольского бассейна широко распространены, в основном в составе пород оксидной марганцеворудной фации.

Оолитсодержащие оксидные марганцевые руды развиты в Никопольском бассейне не повсеместно. В крайнем западном районе бассейна — Ингулецком месторождении — оолитовых структур в рудах нет.





Однако рудные тела этого месторождения в постолигоценовое время подверглись значительному размыву, чем, возможно, и объясняется отсутствие участков развития оолитовых разностей.

В рудном пласте Орджоникидзевского месторождения среди оксидных и оксидно-карбонатных руд выделяются кусковые, оолитовые, конкреционные, землистые, землисто-кусковые, землисто-оолитовые, землисто-конкреционные, оолит-кусковые, землисто-оолит-кусковые типы руд. В распространении трех основных текстурных разновидностей (оолитов, стяжений неправильной формы и землистой рудной массы) выявлена закономерность изменения их содержания с севера на юг. Неправильной формы рудные стяжения преобладают на севере залежи (составляя, примерно, 60–80% рудной массы), к границе оксидных и оксидно-карбонатных руд количество их сокращается и одновременно увеличивается содержание оолитов. На севере зоны оксидно-карбонатных руд последние резко преобладают (их содержание достигает 50% рудной массы).

Далее к югу количество оолитов сокращается и одновременно увеличивается число стяжений неправильной формы.

Н.А.Панченко [148] установлено соответствие отдельных структурных разновидностей руд определенному минеральному составу. Так, округлые образования (пизолиты, оолиты, конкреции), как правило, сложены манганитом, который в северной части зоны оксидных руд окислен в различной степени до пиролюзита. Оолиты карбонатного состава встречаются крайне редко, они скорлуповато-концентрического строения и состоят из минералов ряда кальцитродохрозит.

В Марганецком месторождении оолиты встречаются достаточно редко. В зоне оксидно-карбонатных руд оолиты покрыты налетом гидроксидов железа.

Иногда и сами концентры отделяются один от другого пленками и примазками гидроксидов железа, поэтому оолиты нередко желтого или коричневого оттенка.

Концентры сложены преимущественно манганитом. Под микроскопом он светло-серый, анизотропия видна слабо из-за тонкозернистого или скрытокристаллического строения. Его кристаллы, независимо от формы, характеризуются волнистым погасанием. Внутренние рефлексы не просматриваются.

Концентры наблюдаются в оолитах невооруженным глазом. В полированных шлифах можно видеть, что слои отделяются друг от друга слабораскристаллизованной массой или на границе слоев располагаются включения (зерна кварца, глинистые минералы). Слои бывают различной степени кристалличности, в результате чего они отличаются по отражательной способности. В качестве примеси в оолитах встречаются кварц, опал, кальцит, криптомелан, глинистые минералы, землистая рудная масса. Последняя всегда находится в стяжениях, различно только ее количество.

Вблизи контура рудного пласта оолиты, как правило, сложены манганитом, частично или полностью окисленным до пиролюзита. Н.А.

Панченко [148] установлено, что количество пиролюзита по вертикальному разрезу постепенно уменьшается снизу вверх пачки.

Просмотр значительного количества полированных шлифов оолитов позволил установить общую закономерность окисления манганита пизолитов до пиролюзита. Окисление и появление пиролюзита начинается с тончайших трещинок, секущих концентрические слои оолитов как правило в направлении к центру. Далее, в процессе окисления, пиролюзит появляется вокруг пустот оолита, между концентрами и вокруг включений кварца и глинистых минералов. Затем замещаются отдельные слойки, небольшие участки разнообразной формы, в конце концов, оолит почти полностью замещается пиролюзитом, лишь местами наблюдаются реликты 0,7 нм-манганита. Наблюдаются в основном тонко- и скрытокристаллические разности пиролюзита, чрезвычайно редко – крупнозернистый пиролюзит.

В зоне оксидно-карбонатных руд основным минералом оолитов является манганит. Оолиты цементируются землистой рудной массой, представленной карбонатом марганца.

Прослои оолитовых разностей занимают значительные площади и среди карбонатных руд Никопольского бассейна (рис.62). Однако не все типы карбонатных руд содержат оолиты. Так, из выделяемых четырех разновидностей (массивные, кавернозные, ячеистые, пористые), массивные не содержат оолитов.

В кавернозных рудах размер оолитов больше 10 мм, в ячеистых – менее 10 мм, а в пористых – равен или меньше 1,0 мм.

В карбонатных рудах оолиты представлены в основном манганокальцитом.

Оолитовые разновидности оксидных руд Орджоникидзевского и других месторождений и участков западной площади образуют небольшие поля и пятна, вытянутые в виде прерывистой полосы с запада на восток примерно параллельно границе оксидных и карбонатных руд. Таким образом, они фактически повторяют древнюю береговую линию трансгрессирующего олигоценового моря, где шло оолитообразование.

Площадь Марганецкого месторождения, разобщенная на ряд более мелких рудных полей, характеризуется расположением оолитовых руд в виде полос, обрамляющих оксидно-карбонатные и карбонатные руды (Грушевско-Басанское и Коминтерн-Марьевское рудные поля). В более мелких рудных полях оксидного состава (Максимо-Тимашевское, Новоселовское) оолитовые руды встречаются в виде отдельных пятен. Непосредственно по периферии рудного пласта их в большинстве случаев нет или они приурочены к нижней части рудного пласта. В Орджоникидзевском месторождении оолитовые разновидности руд локализованы почти непосредственно на контакте с подрудными отложениями. Здесь оолитовые или чаще сажисто-оолитовоконкреционные руды образуют пропласток мощностью около 30—50 см, при мощности рудного пласта в среднем около 2 м.

Нижний контакт оолитовых руд фактически является контактом рудных и подрудных отложений. Последние сложены чаще всего грубозернистыми песками. Верхний контакт оолитовых руд довольно резкий и характеризуется уменьшением количества оолитов вплоть до их полного исчезновения.

В оолитовых рудах содержание марганца изменяется от 12,96 до 47,8%, в среднем около 28,4% из 102 определений. В оксидных сажисто-конкреционных рудах из тех же скважин содержание марганца колеблется от 11,32 до 46,2%, в среднем — около 24,9% из 42 определений, т. е. ниже, чем в оолитовых рудах.

В Марганецком месторождении отмечаются некоторые различия в залегании оолитовых руд в отдельных рудных полях. В Коминтерн-Марьевском рудном поле оолитовые разновидности руд распространены в нижней трети разреза пласта в виде пропластка мощностью 0,20 – 1,0 м. Оолитовые сажистоконкреционные руды местами встречены в низах пласта (шахта 20).Сажистооолитово-конкреционные руды в локальных участках (шахты 17, 21) слагают нижние две трети рудного пласта (при его суммарной мощности до 3 м, а в отдельных участках — до 4 м). Оолитовые руды залегают в этом рудном поле, как правило, над маломощными песчанистыми сажисто-конкреционными рудами, лежащими в основании рудного пласта. В Коминтерн-Марьевском рудном поле оолитовые руды содержат от 13,0 до 48% MnO2, в среднем около 31% (из 53 анализов). Сажисто-конкреционные руды из тех же скважин и карьеров, где встречены оолитовые руды, содержат MnO2 от 12,35 до 44,5%, в среднем около 28,2% из 91 анализа.

В Новоселовском участке в составе четырехметрового пласта мощность оолитовых разновидностей руд достигает 2,5 м. Вмещающая рудные оолиты среда – грубозернистый глинистый песок.

Некоторые интересные особенности строения оксидных марганцеворудных оолитов были выявлены при электронномикроскопических исследованиях Е.Ф. Шнюковым и Ю.А. Русько [240]. Детально изучена микроструктура оолитов из Новоселовского участка Марганецкого месторождения. Оксидные руды составляют почти весь разрез рудного пласта, сложенного грубозернистым глинистым песком с примесью гальки и гравия. В верхней части пласта, кроме оолитовых руд, встречаются оолитовоконкреционные и конкреционные руды. Оолиты достигают размеров 5–8 мм, имеют шарообразную форму, хорошо видимое в изломах и в аншлифах концентрически слоистое строение (рис. 64).

Иногда оолиты содержат в виде ядер плотные агрегаты того же состава, что и концентры. В некоторых случаях ядрами являются отдельные песчинки.

Сажистые агрегаты, обволакивающие оолиты, либо слагающие межооидный цемент, отличаются бурым цветом и сложены, судя по химическому составу и рентгенограммам, бариевым псиломеланом с примесью глины. Полученная дебаеграмма псиломелана близка дебаеграмме эталонного романешита из Шнееберга [240]; Электронномикроскопический облик агрегатов кристаллов псиломелана напоминает фрагменты снежинок – игольчатые кристаллы, сросшиеся под определенными углами (рис.65 ). Среди кристаллов псиломелана встречаются чешуйчатые и хлопьевидные глинистые частицы.

Оолиты характеризуются черным цветом и, по данным минераграфического изучения, однородны. Минераграфическое изучение наряду с химическим и рентгеноструктурным исследованием позволяет определить слагающий оолиты минерал как пиролюзит.

Химический состав оолитов свидетельствует о некотором засорении преобладающего минерала пиролюзита примесью глинистых минералов (табл.7).

Дифракционный рентгеновский спектр описываемого минерала близок дебаеграммам эталонного пиролюзита и, в особенности, образцам пиролюзита из Никопольского месторождения, описанным Л.О. Станкевичем [180].

Детальное электронномикроскопическое изучение пиролюзитовых оолитов методом угольных реплик, позволило установить наличие тончайшей концентрической слоистости в оолитах, изучить облик слагающих эти концентры субмикроскопических индивидов пиролюзита, выявить особенности их пространственного расположения в оолита

–  –  –

Поверхность слагающих оолиты концентров представляет собой агрегат призматических брусковидных кристаллов пиролюзита, залегающих в общем согласно слоистости; при этом длинные оси кристаллов лежат в плоскости каждого слоя, но в этой плоскости ориентированы беспорядочно (рис. 66).

Поперечные сечения концентров представляют собой агрегаты, структурой напоминающие булыжную мостовую, что обусловлено изометричной формой поперечных сечений преимущественно удлиненных индивидов пиролюзита.

Размеры кристаллов в изометричных сечениях – порядка 0,1µ. Расположение индивидов пиролюзита в поперечных сечениях определяет существование своеобразных микроконцентров, являющихся тонкими составными частями наблюдаемых минераграфически концентров оолитов.

Электронномикроскопическое исследование показало наличие тончайших концентрических прослойков, сложенных индивидами разной величины и ориентировки. Микроконцентры оолитов разделяются тонкими (6–7µ) слоями кристалов пиролюзита, нарастающих преимущественно перпендикулярно к слоистости. Местами между концентрами в раздувах разрастаются микродрузы относительно более крупных (до 3µ) кристаллов. Головки кристаллов имеют облик тетрагональных пирамид; местами видна даже скульптура граней (рис.

67). Центральные части оолитов сложены включениями округлой формы, состоящими из плотно упакованных разнообразных по форме индивидов (рис.

68). Это плотный агрегат индивидов разной ориентации, развившийся, вероятно, по первоначальному зародышевому коллоидальному ядру оолита.

Оолитсодержащие разновидности руд в Грушевско-Басанском участке приурочены к низам рудного пласта; здесь они залегают на 20–40 – сантиметровом пропластке песчанистой, в отдельных случаях – известковопесчанистой сажисто-конкреционной руды. Мощность оолитовых разновидностей руд колеблется от 25–30 см (шахта 5) до 2,0м (шахта 6). В последнем случае почти весь рудный пласт сложен оолитовыми разновидностями руд.

В восточной части бассейна – Токмакском месторождении – основные рудные площади заняты карбонатными рудами и роль оксидных руд не велика. Иногда это оолитовые руды, где все рудное вещество сосредоточено в оолитах, но чаще – это сажисто-оолитовые, оолитово-конкреционные или сажисто-оолитово-конкреционные руды, в которых содержание оолитов не превышает 50–60% рудного вещества. Оолиты зацементированы в конкрециях, окружены сажистыми скоплениями. Судя по структурным взаимоотношениям, оолиты образуются раньше других минеральных агрегатов.

Минеральный состав оолитов весьма разнообразен. Оолиты сложены манганитом, пиролюзитом, а также криптомеланом, тодорокитом и бернесситом. Часто наблюдаются пиролюзитовые оолиты в манганитовом цементе, замещение манганита пиролюзитом, и наоборот. Размеры оолитов от 1 до 16 мм. Преобладают оолиты величиной от 2 до 10 мм (последние более редки). По форме оолиты шарообразны. Характерно, что все крупные оолиты сферической формы, тогда как среди более мелких оолитов нередко наблюдаются овальные эллипсоидальные формы.

В Токмакском месторождении карбонатные оолитовые руды нередко выщелочены. Чаще этот процесс проявляется в песчанистых кавернозных разностях с полностью или частично выщелоченными оолитами (см. рис. 2).

Из изложенного видно, что руды, содержащие оолиты, залегают в западной площади Никопольского бассейна непосредственно в основании рудного пласта. На значительной территории восточной площади (ГрушевскоБасанский, отчасти Максимо-Тимашевский участки) оолитовые руды залегают в разрезе несколько выше и отделены от подрудных отложений полуметровым пластом сажисто-конкреционных руд. Мощность оолитовых разновидностей руд довольно постоянна, но невелика и лишь эпизодически увеличивается до 2,5 м Литологический характер пород, содержащих оксидные оолитовые руды, также довольно разнообразен и изменяется от грубозернистых глинистых песков до почти чистых глин. В то же время оолитовые руды обнаруживают явную приуроченность, более четкую, чем у других оксидных руд, к породам с преобладанием фракции меньше 0,01 мм. Специфической особенностью рудовмещающих пород Никопольского бассейна является постоянное наличие, хотя бы в очень небольших количествах, грубозернистых частиц размерами до 5–6мм, иногда до 1см.

Отмечается преимущественная тенденция увеличения размеров оолитов в разрезе пласта снизу вверх. В нижней части пласта оолитовых руд преобладают оолиты размерами 3–5, в верхней части – до 7–10 мм и крупнее. В таком же соотношении наблюдается корреляция и терригенного материала.

Сопоставление средних данных содержания марганца в оксидных рудах показывает общую особенность химизма оолитовых руд – высокую концентрацию марганца в них, превышающую содержание этого элемента в других разновидностях руд. Как правило, сажисто-конкреционные руды, развитые на тех же площадях, что и оолитовые, беднее последних марганцем на 3–8 %.

Среди олигоценовых месторождений следует отметить всемирно известное Чиатурское месторождение, наиболее крупное из числа месторождений и рудопроявлений Дзирульского марганцеворудного района Грузии (рис.70).

Оолитовые руды Чиатурского месторождения приурочены к нескольким типам – первично-осадочным, карбонатным и окисленным. Среди первичноосадочных руд выделяют вкрапленные оолитовые разности, в частности, руды с твердыми1 и мягкими2 оолитами.

Первые представлены псиломеланами с примесью пиролюзита, а вторые – это черные – пиролюзитовые и бурые – манганитовые. Оолиты образуют мелкомм), средне- (2–5 мм) и крупнозернистые (5–8 мм) разности. Причем прослои смешанных по гранулометрическому составу оолитов встречаются редко. В основном же, как отмечает А.Г. Бетехтин [25], каждый «прослой вкрапленной руды характеризуется обычно более или менее одинаковыми размерами оолитовых зерен».

Ко второму типу относятся оолиты в черной или бурой мягкой руде (местное название «бельта»). Это влажная глиноподобная масса, состоящая из мелких мягких оолитов (до 1–1,5 мм в поперечнике). По мере удаления от древней береговой линии в составе оксидных руд преобладает манганит.

Среди карбонатных руд также выделяют вкрапленные оолиты, сложенные карбонатами марганца (манганокальцит – родохрозит), а также сплошные руды оолитового или массивного тонкозернистого строение.

Оолитовые марганцевые руды фиксируются и в Лабинском месторождении, которое расположено на Северном Кавказе в районе станиц Переправной, Губской, Хамкетинской и протягивается на 25 км между реками Лодзь и Фарс (левые притоки реки Лабы) [23, 85, 184–186]. Возраст марганцеворудных отложений – верхний олигоцен – нижний миоцен [85] (рис.

71).

Рудный пласт представлен песчаной фацией – родохрозитом и терригенными, в основном кварцевыми, обломками. По химическому составу – первичными (кальцево-родохрозитовыми), 2) железистомарганцевыми Термины А.Г Бетехтина [25] (олигонит-манганокальцитовыми) 3) вторичными оксидными марганцевыми рудами.

Оолитовые карбонатные руды встречаются среди кальциевородохрозитовых руд. Оолиты размером от долей миллиметров до 2–5 мм, цемент – рудный карбонат. Оолиты преимущественно ядерные, ядра – чаще всего зерна кварца. Форма оолитов в основном неправильная, повторяющая форму ядра или деформированная в процессе перекатывания. Иногда встречаются обломки оолитов, покрытые оксидной пленкой. Оолиты представлены кальциевым родохрозитом и не отличаются по химическому составу от цемента и карбоната сплошных руд (рис. 72).

В.Г. Плавшудиным на побережье Азовского моря в обнажении мыса Казантип был обнаружен и описан прослоек марганцевых оолитовых руд мощностью 3–5 см, наблюдаемой протяженностью 10 м [152]. В структурном плане он залегает в северном крыле Казантипской антиклинали.

Рудопроявление приурочено к лежачему боку песчано-глинистых отложений верхнего (конгериевого) горизонта меотиса, представленных пачкой темнозеленых песчаных килоподобных глин мощностью до 20 м с маломощными (0,4–0,5 м) прослоями глинистых мергелей и крупнокристаллического (до 20 см) чечевицеподобного гипса. Вмещающие породы рудопроявления – килоподобные глины с более светлой окраской.

Рудный прослой представлен округлыми, иногда немного сплюснутыми, крупными (до 10–15 мм) оолитами с гладкой матовой поверхностью. В нижней и верхней частях прослоя хорошо видны сферические поверхности оолитов, в то время как в центральной они, срастаясь, образуют цельные ноздреватые агрегаты. Выемки в них часто выполнены вмещающими килоподобными глинами. В верхней части промежутки между оолитами выполнены иллитом. Отмечается коломорфная концентрически-слоистая структура, обусловленная чередованием темноокрашенных широких, с низкой отражательной способностью зон и светлых прослойков. Темные зоны сложены полностью сажистыми частичками, светлые характеризуются смесью сажистого и раскристаллизованного материала. Светлые зоны составляют 5–10% общей площади оолита.

В полированных сечениях оолитов, как правило, отмечаются радиально ориентированные трещинки, характерные для коллоидных образований, образующихся в результате дегидратации первичного гидрогеля.

Химический состав оолита(в%) следующий [152]: SiO2 – 10,64; TiO2 – сл.;

Al2O3 – 0,45; Fe2O3 – 5,00; MnO2 – 50,75; MgO – 2,13; CaO – 9,80; BaO – 0,9; Na2O

– 1,53; K2O–0,41; CO2 – 0,37; SO3 – 0,50; P2O5 – 0,16; H2O – 10; H2O+ – 8,02;

Сумма – 100,6.

По результатам спектрального анализа руды содержат (%): Zn, Pb, Ni (0.1–0.50); Co (0.005–0.01); V, Mo (0.001–0.005); Cr, Zr, Ga (следы).

Мn-минералы в кристаллической фазе представлены в небольшом количестве, есть лишь две-три рентгеновских линии, характерные для вада (?), вернадита, рансьеита и криптомелана. Кроме того, в оолитах определены гидрогематит, иллит и кварц.

Особенности образования марганцевых оолитов Механизм образования оолитов при формировании месторождений марганцевых руд трактуется многими авторами. Концентрически - слоистые образования минералов марганца фиксируются в широком возрастном диапазоне от докембрия до современности, однако судить о генезисе оолитов марганцевых руд затруднительно вследствие больших метаморфических и диагенетических изменений пород. Тем не менее, в ряде случаев можно оценить факторы формирования оолитов в генерирующих марганцевые руды бассейнах.

Авторы при этом в значительной мере опираются на результаты изучения Никопольского марганцеворудного бассейна.

Необходимо отметить, что все мелководные зоны морских бассейнов, где образуются марганцеворудные отложения, характеризуются активным гидродинамическим режимом. Это и докембрийские марганцеворудные месторождения Индии [165], и верхнедевонские формации Центрального Казахстана [90], и нижнемеловые месторождения Грут-Эйландт в Австралии [36, 37, 165, 166, 395], и грандиозный олигоценовый марганцеворудный пояс Евразии и т.д.

Во всех этих случаях процесс марганцеворудного накопления локализован в прибрежной зоне. Накапливаются и образовывают оолиты гидроксиды марганца, возможно марганцевые гидросиликаты.

Относительно генезиса месторождения Грут-Эйландт существуют по крайней мере два мнения. Австралийские геологи [406 и др.], выводы которых поддерживает и С. Рой [165], считают, что марганцевые руды образовались в мелководно-морских условиях, о чем свидетельствуют остатки морских планктонных организмов, в частности, непосредственно в оолитах встречаются остатки фораминифер и радиолярий песчаной размерности.

В. Смит и X. Герберт пишут [406], что в момент рудообразования существовала береговая линия сложной конфигурации с закрытыми заливами, песчаными барами, небольшими западинами. В изолированных заливах образовывались рыхлые оолиты пиролюзитового состава, а вдоль открытой береговой линии формировались криптомелановые оолиты.

В то же время И.М. Варенцов, [36], пришел к выводу, что руды месторождений Грут-Эйландт не могут быть сопоставлены с олигоценовыми месторождениями Украины, Грузии, Болгарии, а «представляют собой локально переотложенные продукты глубокого окисления коры выветривания, развитой по нижнемеловым марганценосным глинисто-мергелистым отложениям, содержащим заметное количество карбонатов марганца». По нашему мнению, даже при переотложении, формирование оолитов происходило в гидродинамически активной среде.

Особенности образования марганцевых оолитов в Никопольском марганцеворудном бассейне наиболее детально были рассмотрены Е.Ф.

Шнюковым [216, 218, 240], прежде всего гидродинамика водной среды бассейна рудообразования.

Учитывая более раннее образование оолитов по сравнению с другими минеральными агрегатами, и их приуроченность в момент образования к наиболее верхним частям осадка, важное значение для объяснения условий генезиса оолитов имеет выяснение характера водной среды над осадком.

Образование оолитов никопольских марганцевых руд происходило на пологих склонах Украинского щита в трансгрессирующем море. Судя по приуроченности оолитов к низам пласта, они формировались только в определенные моменты трансгрессии и рост их прекращался при дальнейшем углублении моря. В то же время оолитов нет непосредственно на выклинивании рудного пласта, т.е. в самых мелководных участках моря. Наличие отдельных находок оолитов в краевых частях рудного пласта объясняется перемывом ранее отложенных руд. Оолитовые руды приурочены к гипсометрически более низким участкам развития оксидных руд. Следовательно, особенности пространственного размещения оолитов в рудном пласте очерчивают определенный ареал глубины их образования.

Для суждения об условиях оолитообразования в «рудной» зоне весьма показательны результаты сопоставления гранулометрического состава оолитовых и сажисто-конкреционных оксидных руд. Оказывается, по гранулометрическому составу пород нельзя четко разграничить зоны образования оолитовых и сажисто-конкреционных руд. Это означает, что оолиты развиваются в тех же условиях, что и другие типы руд. Так, например, ингулецкие, преимущественно сажистые, руды часто встречаются в тех же фациях, что и оолитовые руды в других месторождениях, но оолитовых структур лишены. Однако, возможно, оолитовые структуры развивались только при определенных концентрациях марганца в составе осадков. Судить о роли концентрации можно только по данным опробования, которые отражают картину, уже несколько искаженную диагенетическими процессами. Результаты сопоставлений сажисто-конкреционных и оолитовых руд показывают заметное повышение средних концентраций марганца в оолитовых разновидностях руд по сравнению с выше- или нижележащими оксидными сажисто-конкреционными рудами. В то же время концентрация марганца в оолитовых рудах не является постоянной величиной и изменяется в разных участках Никопольского месторождения от 12,96 до 51,33% (в среднем от 24,9 до 37,4%).

В ингулецких оксидных сажисто-конкреционных рудах содержание марганца гораздо ниже и изменяется от 13,9 до 26,32%. Несмотря на пониженное содержание марганца в Ингулецком месторождении, все же отмечено значительное совпадение пределов колебаний марганца в ингулецких сажисто-конкреционных и оолитовых рудах Орджоникидзевского месторождения. Как видим, концентрации марганца тоже не являются фактором, контролирующим оолитообразование.

В Никопольском марганцеворудном бассейне условия трансгрессирующего моря и благоприятное сочетание интенсивности хемогенного и терригенного осадконакопления обусловливают образование оолитов на относительно пологих склонах морского дна. В частности, в более грубозернистых породах оолитообразование возможно при более низких концентрациях марганца. В этой связи понятно, что на относительно крутых склонах в Ингулецком районе, при накоплении глинистых пород и сравнительно низких концентрациях марганца, оолитообразование не происходило.

По нашему мнению, оолиты образуются из коллоидальных растворов, из сгустков коагулята МnО2 (рис.73). О роли коллоидальных растворов свидетельствует присутствие тонкодисперсных рентгеноаморфных оксидов марганца, широкое распространение колломорфных структур. Видимо, сгустки коагулята МnО2, оседавшие непосредственно на осадок песчаноглинистого состава, стягивались вокруг зерен терригенных минералов, либо, чаще, вокруг других сгустков МnО2. Умеренно теплый климат в районе Никопольского бассейна в олигоцене не противоречит представлениям о важной роли коллоидов в оолитообразовании. Следы деформации оолитов, незакономерное расположение уплощенных оолитов в разрезе пласта и т.п. указывают на движение воды в процессе оолитообразования. О характере движений можно судить по литологическому составу пород.

Мелкоооитовые руды приурочены преимущественно к плохо отсортированным песчанистым глинам и пескам с примесью более крупных зерен кварца, полевых шпатов, окатанных галек, глины, изредка бокситов и т. п. М.В.

Кленова [91] подчеркивает, что породы высокой степени сортировки приурочены к областям постоянных гидродинамических условий, расположенных на склонах в участках течений. В этой связи объяснимы крупные размеры оолитов, росту которых способствовали постоянно повторявшиеся колебания водных масс и более медленный темп накопления глинистых осадков.

И.А. Лепикаш [111], отмечая находки гальки до 3–5 см в диаметре (рис.74) и повышенную песчанистость никопольских руд в основании пласта, пришел к выводу, что в Орджоникидзевском районе во время отложения марганцевой руды подвижность водной среды была значительно больше, чем в предшествующее и последующее время. Именно в нижней трети рудного пласта Орджоникидзевского месторождения особенно часто встречаются усоногие раки – балянусы [111], характерные для подвижной сублиторальной зоны мелководного моря.

Так как оолитовые оксидные руды встречены на разных высотных отметках рудного пласта, они, возможно, фиксируют определенные моменты развития трансгрессии рудообразующего водоема.

Весьма вероятно, что на образование оолитов влияло как движения воды, вызванное течениями, так и волновые процессы. Учитывая в целом относительно мелководный характер моря, доминирующую роль в образовании оолитов отводят именно волновым движениям. О степени действенности волнения на процессы оолитообразования можно судить по некоторым современным данным. По наблюдениям М.В. Кленовой [91], галька на глубине 20 м взбалтывалась от легкого волнения. По В.П. Зенковичу [81], каждая частица воды при волнении в мелководном водоеме описывает эллиптические движения, возвращаясь при прохождении волны в исходное положение. У дна эти движения минимальны вследствие трения (рис.75). Как показано для керченских руд [227], уже небольшое волнение в ограниченных водоемах вызывало эллиптическое движение обломочных частиц размерами 4–5 мм, что приводило к обрастанию их концентрами из вновь коагулирующих коллоидов. В конечном итоге так формировался пласт руды. В больших заливах вероятно перемещение гораздо более крупных частиц, соответствующих максимальным размерам пизолитов в рудном пласте.

Механизм образования оолитов обусловлен особенностями развития сгустков коагулята МnО2 в водном потоке, ибо находившиеся на поверхности такого рода стяжения значительную часть времени удерживались во взвешенном состоянии, деформируясь при ударах о дно водоема. На сгусток коагулята МnО2, взвешенный в водном потоке, воздействуют сила поверхностного натяжения сгустка, гравитационная сила, сила сопротивления окружающих слоев жидкости.

Сила поверхностного натяжения стремится придать сгустку коагулята МnО2 шарообразную форму. Если провести некоторую аналогию между сгустком коагулята МnО2 и жидким включением в жидкости или воздушным пузырем, можно ожидать, что чем больше сгусток коагулята, тем больше форма его отличается от шара, и наоборот, чем меньше сгусток, тем устойчивее его форма, определяемая силами поверхностного натяжения. Однако, как капля воды в воздухе не может превышать 6 мм, так и исходные сгустки коагулята МnО2, играющие роль ядер в оолитах, не могут превышать определенных гораздо менее значительных размеров. Под влиянием собственного веса шарообразная форма оолитов искажается в сторону уплощения. Поэтому среди мелких оолитов наблюдаются уплощенные исходные формы сгустков коагулята. Поскольку образование оолитов происходило длительное время, и каждый предыдущий концентр, вероятно, в какой-то мере успевал отвердеть за время обрастания последующим, крупные оолиты шарообразны. Важное значение в равномерном росте оолитов, имело их вращательное движение по эллиптическим орбитам по мере прохождения волн. Бесконечное множество раз повторявшееся воздействие волн было причиной равномерного роста оолитов (см. рис.75).

О роли гидродинамической деятельности в образовании и распределении оолитов свидетельствуют наблюдения над таковыми в Токмакском месторождении. Овальные оолиты ориентированы весьма разнообразно и не обнаруживают послойной приуроченности. Инородных центров в большинстве оолитов нет, хотя изредка встречаются оолиты, содержащие довольно крупные зерна терригенных минералов или скопления их мелких зерен в виде ядер.

Нередко очень мелкие зерна кварца и других терригенных минералов заключены в концентрах оолитов. Зерна терригенных минералов, содержащихся в рудовмещающих породах, почти всегда в 5—10 раз крупнее зерен терригенных минералов, заключенных в концентрах оолитов. Сложные оолиты встречаются реже. В частности, наблюдались случаи обрастания в едином крупном оолите двух мелких зародышевых оолитов и т. п.

Приведенные ранее данные изучения микроструктуры пиролюзитовых оолитов [241] позволяют существенно дополнить генетические построения.

Прежде всего, интересен уже факт сложения их идиоморфными субмикроскопическими кристалликами. А.Н. Заварицкий [76] отмечал в свое время характерную для оолитовых структур деталь – нарастание чешуйчатых минералов по касательной к оолиту. Причиной этого он считает различное сопротивление окружающей среды росту слагающих оолиты кристаллических волокон или чешуек. При образовании оолитов в движущейся среде определяющим является трение между оолитом и движущейся средой, действующее по касательной к поверхности оолита. В этом направлении происходит преимущественный рост удлиненных кристаллов. Описанные особенности микроструктуры оолитов показывают во многом сходную картину.

Плоскопараллельное расположение призматических кристаллов в пределах отдельных слоев – концентров, т.е. фактически по касательной к оолиту, указывает на последовательное нарастание концентров оолита в ходе его вращения. Беспорядочное расположение кристаллов пиролюзита в плоскости концентров свидетельствует о хаотическом характере вращательного движения оолитов. Зарождение и рост субмикроскопических кристаллитов оксидов марганца происходили, очевидно, в момент оолитообразования. Ритмичность процессов оолитообразования задокументирована в самом факте наличия концентров. Вероятно, некоторое количество коллоидального MnO2 кристаллизовалось уже после формирования оолитов. Именно поэтому в оолитах встречаются тонкие линзовидные прослойки поперечно наросших кристаллов, ориентированных перпендикулярно к концентрической слоистости. Более длительные процессы роста этих прослоев в свободной среде межконцентрических пустот определили более крупные размеры кристаллов в этих линзовидных выделениях, что детально видно на электронномикроскопических снимках внешних концентров, сохранившихся от выщелачивания манганитовых оолитов из карбонатных руд Орджоникидзевского месторождения (см рис.13).

Таким образом, оолитообразование в пределах Никопольского бассейна протекало в условиях развития морской трансгрессии на пологих склонах водоемов, при определенном соотношении терригенного и хемогенного материала. В условиях накопления песчанистых пород оолитообразование происходит при меньших концентрациях марганца, а в глинах – при больших.

Оолиты представляют собой продукт накопления коллоидальных сгустков МnО2 в условиях движущейся водной среды. При вращении коллоидальных сгустков либо обломков терригенных минералов под действием среды происходило обрастание ядер концентрами. Движение частиц было, видимо, обусловлено волновыми движениями водной среды.

Распространение оолитов на разных гипсометрических уровнях залегания оксидных руд марганцеворудного пласта, широкое развитие оолитов или следов их в карбонатных рудах приводит к выводу о том, что оолитообразование является первой стадией развития рудного осадка, характерной для всех фаций рудного пласта.

Интересна трактовка генезиса карбонатных оолитовых руд Лабинского месторождения. Н.М. Страхов [186], В.В. Калиненко и др. [85] рассматривают образование оолитов как диагенетический процесс. Н.М. Страхов [184–186] относит марганцеворудные слои к «подводно-дельтовым отложениям одной из рек, стекавших с Кавказского хребта». В то же время В.В. Калиненко и др. [85] отмечают, что вмещающие марганцеворудный горизонт пески накапливались в гидродинамически активной зоне прибрежного мелководья напротив устья реки, т.е. в зоне преобладания не только ветрового волнения, но и течения. В доказательство этого тезиса можно привести хорошую сортировку песков, наличие крупнообломочного материала (галька, гравий) и отсутствие сортировки как в подрудных песках, так и в надрудных алевритах.

В рудовмещающем пласте наблюдается определенная фациальная зональность: прибрежная часть – зона развития песков, часто гравийных, среди которых линзы рудных, в том числе и оолитовых образований, т.е. это фация подводных дельтовых отложений. Севернее пески переходят в тонкозернистые, а в верхах горизонта — в алевриты. По мере удаления от берега мощность алевритов увеличивается вследствие исчезновения в разрезе песчаной фации. В это же время наблюдается смена марганцевого карбоната железистым.

Относительно генезиса олигоценовых марганцеворудных месторождений северо-восточной Болгарии, в частности, месторождения Оброчиште, хотелось бы прокомментировать выводы Б. Алексиева и Кр. Богдановой, [5] Ел. Коена [92], Л. Васильева и др. [39, 40].

Ел. Коен [92] считает, что они типично осадочного происхождения. Б.

Васильев и др. [39, 40] не исключают три известных способа образования:

осадочный, вулканогенно-осадочный и бактериальный. В дальнейшем допускают, что «рудный материал имеет вулканогенный характер и поступает в бассейн в виде пирокластических продуктов – в основном гиало- и в меньшей степени кристаллокластиты с повышенным содержанием марганца». Б.Алексиев и Кр. Богданова [5], имея в виду наличие свежего пирокластического материала и клиноптилолита, и, учитывая распределение их в разрезе олигоцена как под рудным пластом, так и в самом пласте, относят олигоценовые марганцевые месторождения к вулканогенно-осадочным. Процесс формирования марганцеворудных пород трактуется этими авторами следующим образом: в северо-восточной Болгарии в начале олигоцена под водой выбрасывался пирокластический материал, образующий туфы и туфогенные породы. После этого в водные бассейны поступали гидротермы, связанные с вулканизмом, богатые марганцем и оксидом кремнезема. При коагуляции этих растворов образуются первичные марганцевые руды, состоящие из марганцевых гидросиликатов. Во время диагенеза часть марганцевых гидросиликатов замещается марганцевыми карбонатами. В стадии эпигенеза, особенно в верхних и нижних частях пласта, образуются карбонатно-марганцевые руды и эпигенетические конкреции. В последнем этапе формирования марганцевого месторождения Оброчиште под влиянием гидротермальной деятельности в нижних частях рудного пласта сформировалась сульфидная марганцевая руда, сложенная в основном алабандином и родохрозитом. Вместе с алабандином и родохрозитом в некоторых частях месторождения образовывался и барит.

Взаимоотношения между этими тремя минералами отражают такую картину последовательности их образования: сульфиды сульфаты карбонаты.

Не отрицая последующих диагенетических изменений рудного пласта, а также воздействия вулканической и, возможно, гидротермальной деятельности, считаем, что это первично-осадочные руды, а встречающиеся в разрезе рудного пласта оолиты образовались в прибрежных участках олигоценового моря в процессе присущей этим районам активной гидродинамической деятельности.

При этом нельзя исключать влияние вулканической деятельности и в момент рудообразования как источника вулканокластического материала.

Небезынтересно, что концентры оолитов марганца минералогически более разнообразны, чем железа. В Западно-Сибирском бассейне марганцевые оолиты слагаются пиролюзитом, псиломеланом и криптомеланом, манганитом, карбонатами марганца и кальция [140, 141], а в Австралии, кроме того, тодорокитом, халькофаном, литиофоритом, браунитом (Грут-Эйландт) [36], в Индии – браунитом и биксбиитом (как продуктами восстановления и метаморфизма высших оксидов (пиролюзита и псиломелана) [165]).

В никопольских рудах, наименее измененных по сравнению с другими районами Евразийского пояса, и особенно рудах Индии и Австралии, постоянно в составе оолитов и цемента в оксидных рудах встречается сажистая рудная масса не всегда раскристаллизованных гидроксидов марганца. Оолиты часто содержат ядра. Для Никопольского бассейна интересны специфические региональные особенности развития оолитообразования. В ингулецкой части оолитовых руд нет. Это не означает их исходное отсутствие. Залежи скорее всего размыты в периферийных частях.

Как видим, образование оолитов в марганцевороудных месторождениях тоже можно связывать с гидродинамическим воздействием мелководных трансгрессирующих или регрессирующих бассейнов, воды которых насыщены коллоидами марганца, кремнезема и железа. Об этом свидетельствует наличие концентров и ядер (рудных или терригенных), соразмерность терригенных и рудных частиц и т.п. Прослеживаются перемывы руд.

Нередко развиты руды смешанного состава – оксидно-карбонатные, где оолиты представлены еще оксидными соединениями марганца, а цементирующие их конкреции – карбонатным веществом.

Глава IV. Оолиты в бокситовых породах

Месторождения бокситов занимают значительные площади на территории Земли. Н.М. Страхов [185] считает, что бокситообразование в докембрии, по аналогии с другими членами триады Al-Fe-Mn, было “много интенсивнее, чем в палеозое, мезозое и кайнозое….однако многие бокситовые месторождения процессами метаморфизма могут оказаться превращенными в горизонты корундов и наждаков”. Г.И. Бушинский [33] выделяет архей-протерозойский этап образования бокситов, который представлен корундсодержащими гнейсами, однако промышленные месторождения бокситов свойственны только фанерозою, областям с гумидным литогенезом. Б.М. Михайлов [134] выделяет бокситовые месторождения геосинклинальных и платформенных областей и отмечает пространственную связь распространения домезозойских бокситовых месторождений с береговой линией морских бассейнов и отсутствие таковой или ее слабое проявление в мел-палеогеновую и особенно олигоценчетвертичную эпохи. Непосредственно оолитовые разности наблюдаются в бокситах, образованных в прибрежных мелководных, иногда лагунных и приливных зонах, а также в болотах и озерах.

В структурном отношении бокситы, содержащие оолиты, подразделяются на бобовые и оолитовые, среди которых в свою очередь выделяются бобовооолитовые и оолитово-обломочные структуры [47, 211].

Следует отметить, что в литературе часто употребляется термин «бобовые бокситы». Однако при этом нет указания на оолитовое строение этих образований. Учитывая, что бобовины в сочетании с большим количеством обломочного, часто окатанного, материала встречены в отложениях прибрежных зон, подобные образования, по-видимому, являются псевдооолитовыми, переотложенными.

Более детальное структурное подразделение приводит В.В. Беляев [21], который, на примере изучения бокситов Южного Тимана, выделяет типичные оолиты, бобовины, псевдобобовины и псевдооолиты, и объединяет их термином «аутигенные бобовины» (рис.76).

В.В. Беляев определяет псевдобобовины и псевдооолиты как округлые образования, сформировавшиеся по терригенным бобовинам и их обломкам, а также другим макроскопически различимым включениям благодаря отложению на их поверхности иного по составу и цвету вещества. Под терригенными бобовинами В.В.Беляев [21] подразумевает глинисто-глиноземисто-железистые округлые образования, не имеющие четко выраженной оболочки, а также ядра регенерированных бобовин, отличающихся от оболочки и цемента цветом, крепостью, составом и строением. Терригенная природа подтверждается рядом признаков, в том числе угловатой формой обломков. Бобовины со сложной оболочкой названы В.В. Беляевым псевдобобовинами, а с оболочкой концентрического строения – псевдооолитами (см. рис. 76 2а, б). От оолитов последние отличаются меньшим количеством и неодинаковой шириной концентров. По нашему мнению, наличие более одного концентра позволяет отнести их к оолитам, а присутствие инородных частиц среди концентров свидетельствует об образовании этих оолитов в гидродинамически активной зоне.

Большинство исследователей считают, что бокситы – это химические коллоидные осадки глинозема с переменным количеством оксида железа.

Минеральный состав бокситовых оолитов разнообразный. Так, бокситовые оолиты Средней Азии сложены алюмо-титановым веществом, диаспором, лейкоксеном, шамозитом, иногда сидеритом, пиритом, диаспорлейкоксеном, бемит-лейкоксеном, каолинит-диаспором. Иногда (Южный Тиман) оолиты сложены только гелевидным бемитом. Контакты с цементом чаще всего резкие (рис. 77, 78). Цемент – шамозит, иногда каолинит, каолинитшамозитовый, гематит-каолинитовый [47].

Г.И. Бушинский [33] отмечает гиббситовый (рис. 79) и гетит-гиббситовый состав бокситовых оолитов и бобовин. Иногда наряду с гиббситом встречается магнетит, маггемит, корунд, диаспор и бемит (?).

Пермские бокситоносные отложения Даралагезского массива Малого Кавказа [33] содержат шамозит-диаспоровые, каолинит-шамозитовые, гематит диаспоровые оолиты.

Оолитовые шамозит-бемитовые бокситы, а также шамозитовые бокситы в шамозит-бемитовом цементе девонского возраста описаны Г.И. Бушинским [33] на Южном Урале, р. Юрюзань (рис.80).

Как видим, минеральный состав достаточно разнообразен и во многом предопределяется местом расположения бокситов, составом исходных пород, физико-химическими условиями образования и другими факторами.

Интересны бокситовые оолиты, являющиеся типичными представителями осадочного геосинклинального типа (по Бушинскому [33]), обнаруженные в юго-западной части Горного Крыма В.Ф. Малаховским и В.И. Лысенко [121].

Бокситовый прослой мощностью 15-20 см является стратиграфическим аналогом лузитанских известняков, местами также оолитовых. Бокситовые оолиты сложны по составу: марганцевистые, железистые. В отдельных случаях центральная часть оолита марганцевистая (MnO до 1,01%), а оторочка – железистая (Fe2O3 – до 22,75%), что, по нашему мнению, свидетельствует об изменявшихся физико-химических условиях в процессе оолитообразования.

Основной состав оолитов – бемито-диаспоровый, цемент – каолинитовый, с примесью бемита. Из тонкодисперсных аутигенных минералов встречаются гематит, гидрогематит и псиломелан. Рассматривая условия образования крымских бокситов, авторы практически подтверждают наши выводы об образовании оолитов в прибрежной, гидродинамически активной зоне.

Особенности генезиса бокситов Генезису бокситов посвящена обширная литература, содержащая результаты натурных и лабораторных исследований и экспериментов, обзор которых показал, что единой теории образования бокситов до сих пор нет. Еще меньше рассматривается вопрос образования оолитовых разностей в бокситах.

По условиям образования бокситы делятся на латеритные (остаточные) и осадочные (делювиальные, озерно-болотные и карстовые). Оолиты встречаются среди делювиальных (образовавшихся в результате размыва и переотложения высокоглиноземистых кор выветривания) и озерно-болотных бокситов.

В противоположность сингенетическим и диагенетическим текстурам оолитов и сферолитов в карстовых бокситах, такие структуры наблюдаются в латеритных бокситах как результат оолитизации и конкрециеобразования [338].

Дж. Хидаси и П. Менсарос [339] считают, что основное отличие карстовых и латеритных бокситов обусловлено отложением, аккумуляцией и локализацией – это наличие глобулярных элементов в первых и флюидальных текстур и прожилок в последних.

С.С. Аугустис [266] подчеркивает важную роль диагенетических процессов в образовании колломорфных (гелевых) структур алюмосиликатными гелями. При этом наблюдаются такие процессы как коагуляция и флокуляция (процессы, посредством которых отдельные мельчайшие взвешенные частицы тесно соединяются в комковатые массы, рыхлые агрегаты или гранулы) алюмогидратов и лимонита, которые играют важную роль в образовании бокситов.

В приводимой Г.И. Бушинским [33] генетической классификации бокситовых месторождений оолитовая структура отмечена в сублатеритном, латеритно-осадочном (остаточно-кластогенном) и дальнекарстовом типах месторождений и не упоминается в осадочно-хемогенных. Рассматривая эволюцию бокситообразования во времени, Г.И. Бушинский [33] обходит молчанием образование оолитов в бокситовых рудах.

По мнению Н.М. Страхова [184], оолитовая текстура бокситов возникала в диагенезе в результате перераспределения вещества, тогда как А.Д.

Архангельский [10] считал, что оолиты образовывались в результате седиментационных процессов.

Аутигенная природа оолитов у В.В. Беляева [21] не вызывает сомнения, однако образовались они, в стадию диагенеза, в результате миграции и осаждения коллоидального вещества. Это же относится и к внешним оболочкам псевдобобовин и псевдооолитов.

Аутигенные бобовины – это мелкие (0,5-3 мм) округлые, иногда приплюснутые образования, нередко по цвету, структуре и степени кристаллизации они слабо отличаются от основной массы. Слабая раскристаллизация вещества бобовин и отсутствие инородных примесей свидетельствуют, по мнению В.В. Беляева [21], об аутигенном их образовании и первично коллоидальном состоянии формировавшего их вещества.

Генезис озерно-болотных бокситов, судя по литературным данным [57], представляется таким образом. Продукты разрушения бокситовых пород в латеритных профилях выветривания временными и постоянными водотоками выносились в виде обломочного материала, суспензий, взвесей, попадали в илы озер и болот с восстановительной обстановкой и в результате резкой смены физико-химической среды в основной своей массе перерабатывались.

Оставшиеся незатронутыми терригенные обломки, а также коллоидные сгустки служили ядрами оолитов. Вокруг ядер в условиях подвижной, уже кислородной среды отлагался глинозем, который, взаимодействуя с SiO2 и оксидами железа, образовывал шамозитовые концентры. Отдельные концентры слагались также сидеритом, пиритом, каолинитом и другими минералами.

На примере меловых бокситов Западной Кубы О.О. Разумовский и др. [160] отмечают, что образование диаспоровых бокситов происходило в условиях мелководных бассейнов карбонатного осадконакопления, однако непосредственно оолитообразование (особенно в пустотах наиболее крупных обломков) связывается авторами с перераспределением вещества в диагенетическую стадию. Они подчеркивают, что рудный пласт состоит из оолитов и обломков, сцементированных тонкодисперсной пелитовой массой, сложенной гематитом, гетитом, диаспором и бемитом. Характерно резкое преобладание оолитов над обломочным материалом и цементом, а также четко выраженная ориентировка оолитов и обломков.

Относительно содержания железа в бокситах представляют интерес наблюдения В.В. Рожковой и М.В. Соболева [162], которые отмечают, что в прибрежной зоне образуются бобовины и оолиты с низким содержанием железа, а дальше от берега концентрация железа в бокситах возрастает. Ф.В. Чухров [211] также пишет, что содержание глинозема и оксида железа в бобовинах и цементе во многих случаях неодинаково. Так, в ряде месторождений бобовины по сравнению с цементом содержат больше железа и меньше алюминия.

По нашему мнению, это свидетельствует о первичном формировании оолитов и бобовин, которые уже позднее подверглись цементации.

В пользу образования бокситовых оолитов в седиментогенезе, в условиях подвижной среды, свидетельствуют многие факты. Это, прежде всего, уже отмеченная локализация бокситов в прибрежных зонах палеобассейнов и в мелководных водоемах, в отложениях рек. Это текстурно-структурные особенности оолитов – наличие ядер и округлых концентров вокруг них, наличие иголок гидрослюд, зерен циркона, турмалина в концентрах.

Аргументация в пользу диагенетического образования - наблюдающиеся процессы коагуляции и флокуляции не всегда оправдана, ибо все эти процессы могут быть и в седиментогенезе. Разумеется, роль последующих диагенетических преобразований осадков с оолитами отрицать не приходится, в том числе, выщелачивание железа из бокситовых оолитов, вплоть до утраты оолитоподобных структур.

–  –  –

Карбонатные породы - один из наиболее распространенных типов осадочных отложений. По Ф. Кларку и Х. Вашингтону [296], они составляют около 5% стратисферы. Причем, по Л.В. Пустовалову [159], на долю известняков приходится 3%, а доломитов – 2%. По подсчетам А. Холмса [341] 14% осадочной толщи Земли сложено карбонатными породами. Однако непосредственно по отдельным регионам эти цифры варьируют в широких пределах.

Оолитовые известняки, судя по литературным источникам, образуют «свои» прослои практически везде, где развиты карбонатные породы. Повидимому, это предопределено специфическими условиями карбонатонакопления (табл. 8).

Кроме оолитовых, выделяют псевдооолитовые известняки, сложенные овальными или сферическими образованиями кальцита, по форме близкими к оолитам, но без выраженной концентрической структуры. Не исключено, что большинство из них – это перекристаллизованные оолиты. Иногда [421] под термином «псевдооолиты» описывают типичные карбонатные оолиты.

Наиболее древними морскими карбонатными оолитами – аккреционными лапиллями (т.е. пирокластическими оолитами) сложены слои кремнистых сфероидов песчано-галечной размерности. Эти образования встречены в ЮАР в древнейшей осадочно- вулканической серии Онверхорт, возраст которой – 3,4 млрд лет. Сфероиды представлены вулкано-кластическим материалом, по минеральному составу – кремниево-серицитовым. Оолиты состоят из ядра, слоя вулканокластического материала и оболочки из тонкозернистого пепла. Д.Р. Лав и Л.П. Кнаут [358], учитывая значительное по масштабам скопление оолитов, предполагают «интенсивный вынос воды через вулканы» или «повышенную влажность древнейшей архейской атмосферы». Следует отметить, что в фанерозойских толщах аккреционные лапилли встречаются в рассеянном состоянии.

К протерозою относится 25-метровая толща доломитов на севере Австралии [369]. Доломит сложен различными по размерам (автор выделяет пизоиды, макро- и микроооиды) оолитами, чаще всего ядерными. Ядра представлены песчанистым материалом; они покрыты тонкослойчатыми микритовыми карбонатными концентрами. Такого же типа оолиты описаны в ЮАР среди карбонатных доломитов надсерии Трансвааль. В толще этих протерозойских пород залегают горизонты оолитовых пород мощностью 1-6 м. Наблюдаются как горизонтальная, так и косая слоистость и хорошая сортировка. Размер оолитов от долей до 5 мм в диаметре.

Рифейские оолитовые известняки Патомского нагорья (Российская Федерация) развиты в бассейне рек Лена и Большая Патома [54, 59, 67].

В позднем докембрии оолитовые известняки описаны в Индии, штат Мадхья-Прадеш, площадь Майхар [353]. Среди известняков надсерии Виндхья обнаружен горизонт окремнелых оолитов, представляющий пласт (24 см мощностью) черного кремня. Выделяются 4 разновидности оолитов: 1) концентрические; 2) составные (несколько оолитов объединены общими концентрами); 3) деформированные; 4) “утраченные”, у которых не сохранилось первоначального строения. Диаметр оолитов достигает 0,67 мм. К этому же возрасту относятся и описанные А. Каррози [286-288] доломиты свиты Аллентаун (шт. Нью-Джерси, США). Среди прослоя доломитов мощностью 20 см обнаружены своеобразные оолиты, названные автором оолитамиполумесяцами.

–  –  –

Оолиты силурийского возраста, кроме того, иногда встречаются в Эстонии в хилистесской пачке (скв. Пуллапя), в маазиских слоях (скв. Сельгазе и Тагавере) и на разных уровнях в роотсикюласском горизонте Эстонии [176].

Оолитосодержащие известняки в силурийских отложениях Эстонии – светлосерые, чистые, плотные, яснозернистые, толстоплитчатые с горизонтальной или косоволнистой слоистостью. Ядрами оолитов служат песчинки, мелкие гальки, фрагменты створок раковин. В зависимости от размеров ядер оолиты достигают 2-3 см в диаметре. Однако большинство оолитов не превышают 0,5-2,0 мм.

Часто наблюдается сортировка оолитов по размерам в различных слойках.

Цемент оолитов - прозрачный диагенетический (по мнению авторов) кальцит.

Для оолитовых прослоев характерно присутствие рассеянных галек, скелетных остатков, иногда онколитов. Наличие обломочного и детритового материала подтверждает их образование в подвижных водах прибрежной зоны, перенасыщенной карбонатом кальция. В основном оолитовые известняки без заметной глинистой примеси и не содержат доломита. Доломитизированные известняки распространены лишь в северной и восточной частях о. Сааремаа в пределах роотсикюласского и яагарухусского горизонтов (в обнажениях Памма, Эйкла, Кюбассааре и Маади) [176].

Доломитовые оолиты описаны в среднедевонских витебско-пярнусских отложениях Беларуси [164]. Оолитовые доломиты массивной текстуры. Размеры оолитов от мелкопесчаной до гравийной фракций. Форма эллипсоидальная, дискоидальная, шарообразная. Доломит, слагающий оолиты, пелитоморфный и мелкозернистый. Цемент гипсовый, поровый, реже базальный. Характерно абсолютное отсутствие глинистого вещества. В некоторых оолитах центральное ядро выполнено гипсом. Иногда гипс слагает и отдельные концентры.

В девонских и пермо-триасовых отложениях Беларуси карбонатные оолиты распространены в витебско-пярнуских слоях среднего девона (доломитовые оолиты с гипсовым цементом), в пярнуско-нарвской гипсово-доломитовой пачке в Оргианской впадине, в соленосных отложениях верхнего фамена, в межсолевых и пермотриасовых отложениях Припятского прогиба [126].

Оолитовые образования в девонских известняках по р. Ай (Южный Урал, Россия) описаны С.С. Эллерном [255]. В разрезе чеславской свиты наблюдается три прослоя оолитовых пород. Основная масса сложена обломочным кальцитовым материалом, 50% занимают два типа оолитов: с ясно- и неясновыраженными концентрами. В большинстве оолитов содержатся внутренние ядра, сложенные карбонатными частицами или обломками оолитов, а количество наружных концентров достигает 30. Четкость концентров подчеркивается различием в окраске отдельных индивидов. Обычно концентры сложены чешуйчатыми или волокнистыми агрегатами с примесью коллоидального вещества. Размер оолитов от 0,2 до 1,2 мм.

В живетском и франском ярусах северо-западной Испании карбонатные оолитовые прослои встречены [390] как среди отложений мелководного шельфа, так и верхней части континентального склона. Максимальная мощность оолитовых слоев достигает 2,8м. Ядра оолитов представлены обломками раковин или зернами кварца. Оолиты сцементированы мелкозернистым карбонатом с выделениями колломорфного гематита.

Оолитовые прослои каменноугольного возраста встречены [390] в известняках на северо-западе штата Джорджия (США) Оолиты юрского возраста описаны в различных районах Италии. В области Венето (северо-восточная Италия) они [279, 355] образуют непрерывный разрез мощностью 90м. Кроме шарообразных, встречаются полигональные, эллиптические, с нарушенными внешними концентрами. Состав оолитов – кальцитово-арагонитовый. Карбонатные оолиты встречены и в восточной Сардинии (доломитовые и кальцитовые). В Западной Тоскане (Италия) описаны [282] оолитовые турбидиты – это мощные отложения оолитовых, биокластических и пеллетовых пород под общим названием «кремнистые известняки Лимы». Ранее они относились к мелководным отложениям (средняяверхняя юра) Однако работами А. Босселини и М. Фазуоли [282] по реконструкции палеогеографических и палеотектонических условий развития региона доказаны тектонические подвижки в постюрское время, которые привели к перемещению массива «кремнистого известняка Лимы» в пелагическую зону.

Оолиты среднеюрского возраста встречены [267] в Центральной Словении (Внешние Динариды) в известняковом карьере. В разрезе, представленном известняками, доломитами и рифовыми известняками, доминируют оолитовые известняки, отложившиеся на площади рифа.

Переотложенные оолиты обнаружены также в Италии, в Венецианских Альпах в троге Беллуно [282]. В лейасе в этом троге шло интенсивное накопление глинистых осадков. На платформе, находившейся на западе, шло накопление карбонатных оолитов с илистым заполнителем. Позднее, в результате размыва эти оолитовые осадки были смыты в трог, где и отложились в виде оолитовых песков.

Оолитовые песчанистые скопления также встречены в юрских отложениях на побережье Мексиканского залива [388]. Это рифовые постройки линейновытянутой формы мощностью от 3 до 40м. Они подстилаются и перекрываются известняками.

Т.И. Гурова [59] описала развитые на значительной площади ЗападноСибирской низменности оолитовые породы, представленные сидеритизированными известняками и известковистыми сидеритами среднеюрского – нижнекелловейского возраста. Оолиты среди сидеритизированного известняка составляют до 60 – 70 %. Размер их от 0,5 до 1,0 мм. Форма сферическая, эллипсоидальная, реже неправильная. Часто оолиты ядерные (кварц, кремень, кальцит). Концентры оолитов представлены кальцитом, иногда сидеритом или пиритом. Причем, внутренние концентры сложены пелитоморфным кальцитом, а наружные – тонкозернистым.

Своеобразный тип карбонатных оолитов встречен Р.А. Мандаляном [122] в верхнеюрских отложениях Армении. Оолиты слагают известняки и иногда встречаются в вулканомиктовых песчаниках, а также в цементе вулканомиктовых конгломератов. Ядра оолитов представлены полуокатанными и неокатанными обломками вулканогенных пород: базальтовых, андезитовых, андезито-дацитовых, связанных с подводными вулканическими процессами.

Сами оолиты с четко выраженными концентрами, количество которых – до 5.

В пределах Украины оолитовые известняки распространены также достаточно широко. Наиболее развиты оолитсодержащие отложения на юге Украины – Присивашье, Тарханкутский и Керченский п-ова, Приазовье, Никопольщина, Степной Крым, где залегают неогеновые (сармат-понт) известняки (рис. 81). Палеогеографические реконструкции свидетельствуют о том, что значительные площади подобных известняков были в последующем размыты [115]. Об этом говорит и находка обломков известняков на дне Черного моря. В 1993 г. во время экспедиции на НИС «Ихтиандр» на ст. 5261, координаты 43021'03 с.ш. 32049'49 в.д., с глубины моря 2097 м был поднят крупный обломок (20 х 80 см) тонкослоистого, плитчатого, мелкозернистого, оолитового известняка, относящегося по определению В.Г. Куличенко, к меотическому возрасту.

В очередной экспедиции в Черное море в 2003 г. (56-й рейс НИС «Профессор Водяницкий») при драгировании Форосского массива также был обнаружен оолитовый известняк. Оолиты выполнены перекристаллизованным кальцитом с нечетко выраженными концентрами. Размер оолитов 0,1-0,2 мм.

Известняк с многочисленными микрокавернами и порами, выполненный кристаллическим кальцитом, который развит по периферии жеод а, по направлению к центру размер кристаллов увеличивается. Наблюдаются также обломки плагиоклаза. Это свидетельствует о существовании активной гидродинамической обстановки во время осадконакопления.

Оолитовые известняки меотического яруса Первомайского месторождения на Тарханкутском полуострове Крыма изучены Е.Ф. Шнюковым. Им описаны оолитово-детритусовые разности известняков, в составе которых сравнительно немногочисленные (до 10-15 %) округлые оолиты (рис. 82) и оолитоподобные округлые образования, по всей вероятности – окатанные обломки, роль которых весьма значительна. Размеры оолитов и окатанных обломков – до 0,7 мм;

нередко мелкие (~0,01 мм) обломки и оолиты заполняют раковины. Цемент между оолитами, фауной и обломочками – соприкасающиеся между собой кристаллики кальцита. В большинстве наблюдаемых оолитов ядер нет; иногда в роли ядер – обломки раковин и т.д. Много пустот, выполненных кристаллами кальцита.

Часто оолиты слагают до 80% породы. Они четкие, резко очерчены:

размеры их изменяются от 0,2 до 0,75 мм; по форме округлые, реже удлиненно округлые. Нередко обломки оолитов являются центрами вновь образованных оолитов. Изредка ядрами служат раковины. Число концентров велико (до 20-30);

нередко группы концентров одеты и разделены лимонитовыми оторочками;

наряду с концентрической слоистостью видно сферолитовое крестообразное погасание; цемент в ряде образцов тонкозернистый, как и ядра. Изредка размеры оолитов до 1,2 мм; часто уплощены. Карбонатные оолиты минералогически представлены кальцитом, доломитом, арагонитом, магнезитом, сидеритом и анкеритом.

Доломитовые оолиты достаточно широко распространены среди сарматских отложений Тарханкутского полуострова в Крыму [20]. Непосредственно оолитовые разности развиты среди хемогенных и смешанных доломитов. К последним относятся копрогенно-оолитовые и оолитово-онколитовые доломиты. Среди хемогенных оолитовые доломиты образуют прослои мощностью от нескольких сантиметров до 0,5-0,8 м.

Оолиты небольших размеров:

- от 0,2 до 1,5 мм. Число концентров различно, а зернистость доломита в концентрах – менее 0,003 мм. Часто наблюдаются сростки нескольких оолитов, объединенных общими двумя-тремя концентрами. Среди оолитовых концентров отмечаются песчинки, недоломитизированные обломки известняка, раковинный детрит, все это свидетельствует в пользу образования оолитов в движущейся среде.

В западном Крыму наблюдается однородная в литологическом отношении толща оолитового известняка, состоящая из двух частей – меотической и понтической [20, 187]. Изучение оолитов по разрезу всей толщи показало их однородность, а отмеченные в шлифах особенности обьясняются постдиагенетическими изменениями. Сложены оолиты кальцитом (карбонатность превышает 97%), а нерастворимый остаток представлен преимущественно метагаллуазитом, образовавшимся в результате дегидратации галлуазита из-за потери межслоевой воды. Ядра оолитов представлены фораминиферами, остракодами и гастроподами, вокруг которых образовывались кальцитовые корки – концентры (рис. 83). Результаты изучения изотопного состава углерода и кислорода оолитов позволили А.И. Суладзе [187] отнести изученную экосистему к прибрежной зоне бассейна, богатой органическими кислотами. Накопление всей толщи оолитового известняка происходило в течение одного цикла седиментации. Учитывая мелководность бассейна, можно утверждать, что оолиты образовывались в гидродинамически активной зоне в стадии седоментогенеза.

Кроме того, в оолитах отмечено множество терригенных минералов, извлеченных из морской воды в процессе наслоения концентров. Состав их весьма разнообразный и определяется спектром терригенных компонентов, поступающих в бассейн седиментации с суши или в результате гальмиролиза подстилающих пород дна.

Оолитовые образования меотического возраста описаны [393] на юге Румынии (к северу от г. Плоешти, в долине р. Теляжен). Оолиты карбонатного состава, менее 1 мм в диаметре, ядерные (песчинки, обломки раковин моллюсков), овальной или округлой формы. Образовывались они в литоральной зоне, однако впоследствии были подвергнуты диагенетическим и катагенетическим преобразованиям.

Плиоценовые пресноводно-озерные оолитовые известняки, распространены на юго-западе равнины Снейк-Ривер, шт. Айдахо, США. Известняки обнажаются в полосе протяженностью 45 км и шириной 5 км. Этот известняк окаймляет площадь распространения осадочного комплекса «озера Айдахо», состоящего из миоценовых и плиоценовых озерных, речных, дельтовых и пойменных осадков. Оолиты размером 0,5-0,6 мм, ядерные (зерна кварца или плагиоклаза, а также остатки остракод, обломки вулканических пород, фенокристаллы и частички вулканического стекла. Концентры сложены кальцитом с включением зерен кварца и глинистых частиц).

Современные карбонатные оолиты развиты в основном на океаническом шельфе, приостровных районах Мирового океана, во внутренних морях и озерах. Значительные скопления известковых оолитов известны на шельфе Канарских островов и Багамского архипелага, у берегов Средиземного, Аральского, Каспийского и Красного морей, в Новой Мексике и в других районах Земли. Наибольшее по масштабам накопление современных оолитовых песков в мире отмечается [276, 343, 372 и др.] в районе Багамской шельфовой платформы – это Большая Багамская банка, включая Джоултерс-Кейс. Здесь наблюдается полоса гетерогенных карбонатных песков шириной 25-35 км, которые состоят из фаций биокластической, оолитовой, пелетовой, а также пелетовых илов. Оолитовые пески образуют неправильные прерывистые полосы в самых мелководных участках за линией береговых песчаных отмелей и скал, окаймляющих Большую Багамскую банку [362]. Значительные залежи оолитовых песков наблюдаются на большей части дна Большого соленого озера (США, штат Юта), которая покрыта глинисто-карбонатными осадками многокомпонентного состава. На долю эолового источника приходится 44%, аллювиальных осадков - 20%,. а хемогенных осадков, состоящих из арагонита, доломита, магнезиального глинистого минерала парасептолита и монтмориллонита - 20%.

Оолитовые пески развиты на дне Аравийского залива в западной части континентального шельфа АРЕ [379, 381]. Оолиты сложены арагонитом с небольшой примесью магнезиального кальцита. Это переотложенные оолиты.

Образовались оолитовые пески вследствие размыва берегового плейстоценового вала.

Современные оолиты достаточно однообразны как по морфологии, так и по условиям образования. Так, оолиты лагуны Биллини, Багамские острова, представляющие собой карбонатные песчаные зерна, покрытые тонкими (1-3 µ) оолитовыми концентрами общей толщиной до 1,5 мм, образовались в теплых водах (температура воды – 27,9-30,70С), соленость - 3,6-3,9‰ [276].

Результаты детального изучения о-ва Джоултерс-Кейс приводят Р.Б. Халлей и Р.М. Харрис [322]. Этот остров образован многочисленными пляжевыми валами и дюнами, которые возвышаются на 6 м над уровнем моря. Недавно образовавшиеся валы еще лишены растительности. Поверхность острова покрыта слабо сцементированными оолитовыми песками. В осадках на глубине находится крупная линза пресных вод, зеркало которой расположено вблизи уровня моря.

Сверху вниз выделяются три горизонта осадков: 1) донные косослоистые пески, представленные хорошо сортированными оолитами (находятся над зеркалом пресных вод); 2) пляжевые пески, которые сложены оолитами, обломками раковин, а также агрегатами зерен (находятся непосредственно над зеркалом вод и под ним); 3) отложения песчаной равнины:

средне- и крупнозернистые пески с примесью алеврита пятнистой текстуры – следами жизнедеятельности зарывающихся организмов. Это голоценовые оолитовые осадки, перекрывающие известняки плейстоцена. Согласно радиометрическим определениям возраст большей части голоценовых осадков не древнее 1000 лет. Осадки в большинстве своем сцементированы тонким карбонатным материалом. Совершенно несцементированы только осадки приливно-отливной равнины. В отличие от типичного бичрока, сцементированные образования не включают игольчатый и нитевидный арагонит. В них нет также магнезиального кальцита, характерного для прибрежно-морских отложений, сцементированных карбонатом кальция (бичроков). В осадках, залегающих над зеркалом вод, цемент встречается только на контактах между зернами, куда по капиллярам могла подниматься пресная вода. Под зеркалом вод цемент распределен вокруг зерен, хотя и неравномерно.

Граница между двумя типами цементации находится вблизи самого зеркала.

Цементация не сопровождается сокращением объема порового пространства, т.к. одновременно с осаждением кальцита происходит растворение арагонитовых зерен.

Проницаемость в осадках ниже зеркала пресных вод на 1-2 порядка выше, чем в осадках, расположенных над зеркалом. Это способствует сохранению метастабильных минералов в верхней зоне и дальнейшим диагенетическим трансформациям в нижней.

Данные о распределении карбонатных оолитов среди донных осадков внутреннего, центрального и внешнего шельфа США, шт. Джорджия, а также верхней части материкового склона приводят О.Х. Пилки, Ш. Дитмар и Д.Р.

Ривер [379]. В результате изучения четырех профилей на континентальном шельфе Джорджии было установлено, что максимальная концентрация оолитов наблюдается у бровки шельфа на глубинах 75-115 м (до 14% осадка). Наиболее мелководное нахождение оолитов (~0.1% осадка) отмечено на глубине 35 м, а наиболее глубоководное – на глубине 150 м. По составу оолиты арагонитовые (более 50%), а также высоко- и низкомагнезиальные кальцитовые. Время образования оолитов по 14С и по возрасту фораминифер – 26000 лет тому назад.

По нашему мнению, современная картина распределения оолитов по профилю не свидетельствует об их образовании на этих участках дна. По-видимому, на современное распределение оолитов оказали влияние неотектонические движения, волновая деятельность и вдольбереговые потоки наносов.

Интересный в стратиграфическом и генетическом плане разрез распространения оолитов наблюдается в Средиземноморье в прибрежных водах Туниса в заливе Габес о-ва Джерба [310]. Здесь представлены оолиты трех возрастных групп. Наиболее молодые арагонитовые - 6-10 тыс. лет (по С) составляют 71% в прибрежных осадках. В береговой террасе этого залива залегают оолитовые породы возрастом 7-9 тыс. лет (по С). Более древние оолитовые породы (21-30 тыс. лет) известны в некотором удалении от побережья. Авторы [310], исходя из того, что современные арагонитовые оолиты образуются в мелководных тропических условиях, считают, что источником современных оолитов явились таковые, вымытые из береговой террасы.

Кальцитовые оолиты описаны [420] из оз. Хиггинс, шт. Мичиган (США).

Это озеро с максимальной глубиной 43 м, прибрежная часть которого сложена песчаными осадками, глубже – мергелистыми илами. Оолитовые отложения расположены в центральной вдольбереговой зоне. Концентры оолитов сложены низкомагнезиальным кальцитом, ядра – песчинки средней размерности. Оолиты образовываются на глубине 3-4 м. Ближе к берегу, в зоне сильного волнения и течений, а также на больших глубинах в обстановке гидродинамического покоя оолитообразование не наблюдается [420].

Известковые оолитовые пески широко развиты и среди прибрежных песков Аральского моря (рис. 84), особенно вокруг островных поднятий ЛазареваВозрождения, где они прослеживаются на протяжении 20-30 км. Для этих песков характерна светлая окраска, обусловленная карбонатным составом оолитовых концентров вокруг кварцевых зерен, размер оолитов от 0,05 до 1,9 мм. Кроме хорошо окатанных зерен кварца, ядра оолитов представлены обломками раковин, сгустками карбоната, редко обломками других минералов.

Морфология ядер определяет форму оолитов – от преобладающей округлой и овальной до угловатой. Иногда несколько оолитов объединяются общей карбонатной оболочкой [31, 53]. Поверхность оолитов гладкая, блестящая, иногда с небольшими бороздами и углублениями. Л.Е. Штеренберг [252] пишет о смещении ядер по отношению к геометрическому центру, что еще раньше для карбонатных оолитов было отмечено А. Мэтьюзом [365]. Кроме того, по Л.Е.

Штеренбергу [252], слабомагнезиальный кальцит как ранее образованный, росположен около ядер, а концентры, обогащенные магнием – по периферии.

Карбонатные оолитовые пески развиты на мелководьях Каспийского моря (рис. 85) в виде отдельных, незначительных по площяди пятен в прибрежной зоне на глубинах от 7 до 38 м в восточной части моря. В.Н. Холодов и Д.С.

Туровский [206] отмечают, что такого же типа залежи распространены и в северной части, гдее они тяготеют к положительным формам рельефа. В целом, оолитовые осадки связаны с довольно высокой гидродинамической активностью. Оолиты составляют 80-90%, остальные – это раковины пластинчатожаберных моллюсков, а также терригенные обломки [89].

Особое место среди карбонатных оолитов занимают пещерные оолиты, или «пещерный жемчуг», которые встречаются на дне природных пещер, старых и современных горных выработок. Описывая оолиты из пещер Абхазии (Новый Афон, Мтис-Калта, Чума и Лыхны), З.К. Тинтилозов [193] отмечает, что величина самого большого оолита достигала 40 мм, а самого мелкого 2-5 мм.

Состоят они из карбоната кальция, а изменение окраски различных концентров объясняется сезонными изменениями состава воды.

Кальцитовые оолиты описаны Ф.Л. Хессом [337] из пещер штата Новая Мексика. Ядра оолитов также сложены кальцитом (рис. 86, 87). Размер оолитов от 1,5 до 30мм. Образовались они в углублениях дна непосредственно под известковистыми сталактитами. Кроме того, подобные образования описаны в Абхазии, Киргизии, в России (Пермская обл.), на Кубе, в Австралии, в Южной и Северной Америке и в других районах.

Следует отметить, что “пещерный жемчуг” встречается далеко не во всех пещерах. В.Н. Дублянский и Л.П. Задорожная [68] обнаружили оолиты в 18 из 800 пещер, колодцев и шахт Украины. З.К. Тинтилозов [193] указывает, что оолиты найдены лишь в 80 пещерах из 30 тыс. известных на земном шаре.

Подобные образования встречаются не только в естественных пещерах и пустотах. К аналогам пещерного жемчуга могут быть отнесены оолиты, обнаруженные в искусственных горных выработках – шахтах, рудниках, дренажных штольнях.

Детальное изучение оолитов из рудника Шор-Су (Киргизия) позволило Н.С. Скибе и Н.Т. Юшкину [175] выделить два типа: 1)оолиты с неравномерно чередующимися микрослойками, часть которых иногда сливается в одну микрооболочку, состоящую из кальцита и незначительного количества глинистых минералов и гидроксидов железа и 2) оолиты, почти не содержащие микрослойков, темные или светлые оболочки которых сложены кальцитом.

Обе разновидности оолитов содержат в качестве микропримесей S, Cu, Ga, Cr, Ba, Mn, Ti, Na, Sr, Al, Mg, Si.

П.В. Зарицкий, В.Н. Кит и Л.Л. Нестерова [80] собрали оолиты в горных выработках угольной шахты Нижне-Силезского бассейна (Польша). Они напоминают минеральные образования карстовых пещер в карбонатных толщах.

Размер оолитов изменяется от 8 до 43мм, форма их – сферическая, эллипсоидальная, «полиэдрическая» или неправильная. Преимущественно ядерные. От формы ядра, а это в основном обломки аргиллита каменноугольных отложений, зависит и морфология оолитов. Минералогически они представлены кальцитом, и лишь один агрегат арагонитовый. Определены Sr, Ba, Mg, Mn, Cu, Fe, Na, Al, Si, Ti, набор которых, (за исключением повышенного содержания Fe,связанного совместно с Al и Si с примесью алеврито-глинистого материала и гидроксидов Fe), авторы сравнивают с примесями в оолитах из карстовых пещер Крыма.

Впервые на территории Киева карбонатные новообразования из дренажных штольневых систем Киево-Печерской лавры были описаны С.Б.

Шехуновой и У.М. Селивачевой [215], которые на основе сравнительного анализа ранее опубликованных данных подчеркивают, что новообразования типа пещерных оолитов в искусственных штольнях практически не отличаются от наблюдаемых в шахтных выработках. По данным [119] минералообразующие растворы штольневых систем – это «дренажные воды гидрокарбонатнокальциевые, нейтральные или слабощелочные с минерализацией 0,6-1,8 г/л, общей жесткостью от 2,1 до 5,6 мг - екв/л с незначительным содержанием нитратов, а все новообразования сложены магнезиально-марганцевистожелезистым кальцитом». С.Б. Шехунова и У.М. Селивачева [215] выделяют два типа новообразований: те, которые формируются на креплении кровли и стойках стен, - это консолидированные капли, гребешки, гроздеподобные образования, корки, а также те, которые образуются на дне штолен. Последние представлены оолитами, небольшими «дамбами» и твердыми сплошными микропрослойками и скоплениями неконсолидированных образований.

Мы в своих исследованиях «киевских» штольневых образований наибольшее внимание уделили, естественно, оолитам, их вещественному составу и генезису. Эти оолиты были обнаружены в дренажно-штольневой системе г. Киева под Центральным стадионом и в районе Ботанического сада Киевского национального университета им. Т.Г. Шевченко в 1990-1991 гг. В.В.

Гудзенко и А.Б.Климчуком. Хемогенные образования в этих штольнях представлены разнообразными натечными формами кальцита и оксидных соединений железа в виде покровов, кальцитовых «дамбочек» и оолитов на дне штолен и сталактитов на стенках и в кровле.

Среди оолитов по морфологическим особенностям выделяют пять типов:

шароподобные, угловатые, желвакоподобные, продолговатые, сплющенные, а по характеру поверхности – от идеально ровной до шероховатой (типа ежевики).

Блеск – от матового до перламутрового, цвет – белый, серый, светло-серый.

Размер оолитов от 2 до 16 мм (рис. 88, 89).

Изучение прозрачных шлифов отдельных оолитов (срезы были сделаны из различных по габитусу и характеру поверхности оолитов) выявило не только отличие в их строении, но и сходство.

Все изученные оолиты ядерные. Ядра представлены либо жеодами с отдельными кристаллами кальцита, либо пористым кальцитом без признаков зональности, или отдельными сгустками карбонатного вещества, обросшего призматическими кристаллами кальцита (рис. 90).

Образцы оолитов были любезно переданы В.В. Гудзенко, а результаты исследования опубликованы в совместной статье [139].

Ядра обрастают тонкими концентрами (в одном шлифе их насчитывается более 30), сложенными кристаллами кальцита призматического габитуса (рис.

91). Между концентрами и отдельными кристаллами часто наблюдаются примазки органики или (исходя из повышенного содержания марганца) дендритами этого элемента (рис. 92). Характер поверхности оолитов зависит от толщины последних концентров. Чем они тоньше, тем крепче, более блестящие и гладкие (рис. 93). В противоположных случаях поверхность оолитов выщелочена, шероховатая.

При электронно-микроскопическом изучении карбонатных оолитов из подземных выработок Киева обращают на себя внимание резкие границы концентров, а также их кристаллическое строение без видимых признаков наличия инородных включений. При этом мелкие кристаллики кальцита имеют четкую огранку (рис. 94).

По данным С.Б. Шехуновой и И.М. Селивачевой [215], оолиты сложены кальцитом (99%) и кварцем (1%). В качестве изоморфных примесей в кальците встречены Mn, Fe, Mg, их суммарное содержание 8,75-9,45% [215].

Результаты наших [139] рентген-флюоресцентных исследований, проведенных в лаборатории КНГУ им. Т.Г. Шевченко (С.Е. Шнюков), указывают на достаточно заметное содержание некоторых элементов-примесей (табл. 9) и различие в составе разных концентров.

–  –  –

Широкое распространение карбонатных оолитов дало основание многочисленным исследователям заняться изучением их природы.

По-видимому, первая работа, посвященная генезису карбонатных оолитов, была опубликована в 1890 г. [417]. Ее автор, Е. Весеред, изучая юрские оолиты Англии, пришел к заключению, что они образуются главным образом в результате деятельности нитевидных водорослей – нескольких видов Girvanella [417].

А. Ротплетц [394] на примере оолитов Большого Соленого озера штата Юта (США) предположил, что оолиты образуются в результате деятельности водорослей, принадлежащих к роду Gleocapsa и Gleotheca, причем формируются они в «осклизлых» массах скопившихся организмов. По его же мнению, оолиты, широко развитые в некоторых участках Красного моря, образуются подобным образом. В частности, А. Ротплетц считал, что «большинство морских известковых оолитов обязано своим происхождением растениям, и являются продуктами микроскопически малых водорослей низшего порядка, способных выделять углекислую известь». Подобную точку зрения на генезис оолитов соленых озер пустыни Калахари высказал Е. Кальковский [349].

Исследование Ф.Х. Фабрициусом [316] морских карбонатных зерен с концентрическими оболочками – оолитов под сканирующим электронным микроскопом показало, что они являются продуктом жизнедеятельности и «биоминерализации» таллофитов, относящихся скорее всего к сине-зеленым водорослям (Schizothrix calicola). Для морских оолитов характерна ультраструктура из равноразмерных «гранул» и «палочек» без различимых углов и граней, т.е. афаногедральных, чем они отличаются от зерен с концентрическими оболочками, образующимися в иных обстановках (в водах с резко повышенной соленостью, в пещерах и т.п.) и названных сфероидами.

Слойчатость концентрических оболочек оолитов отражает периодическое смещение зоны основной водорослевой активности на зернах. Водорослевая природа оолитов является индикатором условий, в которых они возникают (хорошая освещенность дна, прогрев воды, ее пересыщенность в отношении СаСО3). Для образования оолитов с толстыми концентрическими оболочками нужна достаточно высокая подвижность воды. Таллофиты имеют решающее значение и в формировании «виноградного камня», представляющего агрегаты зерен, сцементированных кальцифицированными водорослевыми нитями и покровами слизи. В формирующихся оолитах и «виноградном камне» широко протекают процессы пиритизации в связи с цементацией пустот, остающихся при сверлении водорослями и при объединении отдельных зерен в агрегаты. По изменению параметров среды мелководной карбонатной седиментации (подвижность вод, наличие веществ, необходимых для жизнедеятельности растений, подверженность илов высыханию и т.д.) намечается последовательность форм выделения извести: оолиты – «виноградный камень» строматолиты (и онкоиды) – известковый ил – известковистый песчаник – пелагозит1.

С наличием Girvanella связывает образование известковых оолитов в ордовикских (отложениях) штата Айова (США) Ван Туйль [412]. А.Ц. Сьорд [401] утверждает, что оолиты Большого Соленого озера покрыты клетками Gloecapsa и Gloeotheca, водолрослями двух родов Chroococcaceae, и что разрезы оолитов указывают на наличие подобных форм внутри оолита. В оолитах Красного моря также есть подобные формы.

Детальное исследование рыхлых неконсолидированных оолитов залива Мар-Менор (Испания) [363], показало, что в их формировании важную роль играли эпилитические водоросли Codiaceae, Coralinaceae и др. Кроме того, они содержат многочисленные фрагменты бентонитовых и планктонных фораминифер. В этих же оолитах отмечается трансформация первичного арагонита в кальцит.

Н.Д. Ньюэл, Э.Дж. Парди и Дж. Имбре [372] также отмечали наличие нитевидных сверлящих водорослей в оболочках оолитов, которые первоначально поддерживали контакт с морской водой, а затем были захоронены последующими оболочками. По нашему мнению, это Пелагозит – по названию о-ва Пелагоза, Средиземное море. Это арагонит, засоренный различными примесями [105].

свидетельствует о том, что водоросли не являются фактором, способствующим оолитообразованию, а являются пассивными участниками этого процесса.

Дж. Линк [355] экспериментальными исследованиями доказал, что все оолиты – неорганического, химического происхождения, а наличие органического вещества – лишь простое совпадение. По его мнению, «как только количество углекислого кальция, содержащееся в морской воде, превзойдет предел максимальной растворимости (при 17-18оС – около 0,0191‰), он выделяется в виде углекислого кальция в умеренных широтах и в виде арагонита – в тропических широтах». Т.В. Воган [413] в результате исследования донного ила вокруг Багамских островов и Флориды высказал мнение, что отложение известкового ила этих мест происходило вследствие деятельности бактерий. При этом некоторая часть извести отлагалась «в форме агрегатов арагонитовых игл, которые при дальнейшем росте могли сделаться оолитами». Таким образом, по мнению этого автора, именно образование ила служит началом формирования оолитов.

Нельзя не упомянуть еще об одной гипотезе образования оолитов, предложенной А.А. Метьюзом [365], который на примере известковых оолитов Большого Соленого озера, США, утверждал, что рост оолитов происходил не в воде, а на побережье, в результате перекатывания ветром. Перемещение ветром высыхающих под солнцем оолитовых песков в пустыню отмечено на побережье Суэцкого залива в Красном море.Вокруг Персидского залива бурые оолитовые пески встречаются на суше на росстоянии до 40 км от берега. Эти косослоистые отложения называются эоманитами [60].

Дж.В. Эванс [314] и некоторые другие исследователи утверждали, что юрские оолитовые известняки имеют диагональную слоистость, которая указывает на эоловое происхождение. На наш взгляд, утверждение Дж.В. Эванса противоречит истинному положению вещей. Это подтверждается У.Х.

Твенховелом [408], который считал, что оолиты, образовавшиеся в Большом Соленом озере и в водах части побережья Флориды, выбрасывались на берег волнами, затем переносились ветрами, образуя породу первично-морского происхождения и эолового отложения.

С другой стороны, по нашему мнению, подобное расположение оолитов, скорее всего, связано с колебаниями уровня моря, хотя полностью исключать перенос оолитовых песков ветром также не следует.

Осадок, содержащий оолиты и другие образования, во многих случаях подвергался переотложению и перемешиванию. Так, в работе [257] описывается конгломерат, содержащий кластогенные зерна кварца, кремнистых пород и оолитов, в том числе и сидеритовых, с ядрами, состоящими из указанных обломков и оксидов железа. Любопытно, что почти все обломки и оолиты, содержащиеся в желваке, расположены по внешнему контуру. По-видимому, эти оолиты и терригенные частицы были включены в еще не отвердевший желвак во время его перекатывания по дну в условиях гидродинамически активной обстановки. Об этом же свидетельствует и тот факт, что оолиты в желваке имеют меньше концентров и сами мельче (до 0,3 мм), чем оолиты, которые находятся в основной массе породы, достигают 0,75 мм и содержат большее число концентров.

В.Б. Рухин [167] считал, что известковые оолиты “образуются за счет химического осаждения карбоната кальция в зоне достаточно подвижных вод.

Оолитовые известняки часто косослоистые”.

О влиянии тектонического фактора на генезис карбонатных оолитов указывает Л.Ф. Ажгиревич [3] на примере среднедевонских и пермо-триасовых оолитов Оршанской впадины и Припятского прогиба Беларуси. Восходящие тектонические движения, предшествующие оолитообразованию, приводили к обмелению бассейна осадкообразования, что повышало гидродинамическую активность и, кроме того, к привносу кластического материала речными потоками, которые несли в бассейн седиментации значительное количество углекислого кальция. Последнее в сочетании с теплым (с элементами аридизации) климатом способствовало выделению карбоната с образованием оолитов на геохимическом барьере (пресные речные и соленые морские воды) [3].

Рассматривая особенности генезиса известковых оолитов, большинство авторов приходят к выводу, что они образуются в условиях теплых, постоянно движущихся вод, т.е. в гидродинамически активной прибрежной зоне при резком пересыщении морской воды СаСО3. Таким образом, образование оолитов во взвешенном состоянии объясняет их сферическую форму, равномерность развития концентров, их равную размерность. Имеются данные [216], что выпадение в осадок СаСО3 даже из сильно пересыщенных растворов может происходить главным образом в движущейся среде.

Карбонатное оолитообразование в Аральском море, по мнению авторов работы [52], связано с осаждением карбоната в зоне смешивания холодных, поступающих из глубоководной западной части Аральского моря, вод с теплыми у островного мелководья. При этом холодные воды привносят ионы кальция, которым они обогащаются в результате метаморфизации состава воды в застойной относительно глубоководной впадине, а теплые воды содержат ион НСО3, привносимый пресными водами Сыр-Дарьи и Аму-Дарьи. По мнению этих же авторов [52] штормовые периоды благориятствуют оолитообразованию в результате более интенсивного перемешивания теплых и холодных вод. Хотя, по нашему мнению, решающее влияние на оолитообразование оказывало более или менее постоянное ветровое волнение в 2-3 балла, которое приводит к относительно спокойному перемешиванию или вдольбереговому перемещению осадка.

Определяющим для образования карбонатных оолитов является наличие центра (обломок раковины, песчинка, фораминифера), вокруг которого происходит образование концентров. Конфигурация ядра предопределяет форму оолита, хотя в силу физических причин оолитообразование приводит к формированию сферических форм. Исключением бывает наличие в значительной степени продолговатых ядер, либо сдавливание в осадке еще пластичных оолитов. В некоторых оолитах наблюдается несимметричное расположение ядер по отношению к геометрическому центру. Скорее всего, это свидетельствует о том, что рост концентров продолжается и в периоды затухания волновых процессов и прекращения перекатывания оолитов. При этом мы фактически имеем дело с прекращением оолитообразования как такового и началом конкрециеобразования. Об этом же, по-видимому, свидетельствует и овальная, уплощенная форма отдельных индивидов.

По данным Л.Е. Штеренберга и др. [252], рентгенодифрактометрическим анализом установлено, что внутренние карбонатные концентры представлены низко-, а поверхностные – высокомагнезиальным кальцитом. Обогащенность магнием объясняется диагенетическими процессами вследствие поступления этого элемента из иловых вод.

В процессе диагенеза осадков оолиты претерпевают значительные изменения: происходит перекристаллизация отдельных концентров, а иногда весь оолит представляет собой один кристалл, или возникает радиальнолучистый прозрачный сферолит.

Раньше, как отмечает М.С. Швецов [213], оолитами считали сферические желвачки с волнисто-концентрическим строением, образуемые некоторыми водорослями. Это так называемые онколиты, которые к оолитам не имеют никакого отношения, однако при микроскопических исследованиях образуют фигуру, строением напоминающую оолит.

В то же время В.К. Головенок [54] полагает, что докембрийские онколиты – это фактически карбонатные оолиты, образовавшиеся в «мелководной и подвижной морской среде и весьма сходны, а часто идентичны по внутреннему строению с современными и фанерозойскими оолитами и резко отличаются от тех желваков и «бисквитов» пресноводных водоемов, которые первоначально и были названы онколитами».

Детальные натурные наблюдения особенностей образования оолитов Багамской шельфовой платформы проведены П. Рат [377]. Были пройдены 7 профилей общей длиной до 50 км и отобрано 50 грунтовых трубок. Полоса гетерогенных карбонатных песков шириной 25-35 км на северо-востоке Большой Багамской банки, включая Джоултерс-Кейс, состоит из фаций биокластической, оолитовой, пеллетовой1, а также пеллетовых илов. Отдельные пробы осадков изучались макроскопически, в шлифах и сканирующим Пеллеты – округлые образования размером 0,06-2,0 мм фосфатного, глинистого, карбонатного или кремнистого состава независимо от происхождения; мелкие катышки глины, копролиты, овоиды [Геол. словарь].

электронным микроскопом. Исследование осадков, относящихся к разным обстановкам, показало, что помимо форм аккумулятивного рельефа из подвижных осадков (бары, разделяющая их ложбина, приливно-отливные русла) существуют участки из относительно гомогенных стабилизированных осадков.

Оолитовые слойки, сформировавшиеся в обстановках первого типа, в условиях второго типа стареют и претерпевают кристаллогенную переработку, заключающуюся в переходе игольчатых кристаллов арагонита в изометричные нанозерна в процессе фрагментации и растворения этих кристаллов с последующим выпадением внутрь цемента. Этот процесс, имеющий физикохимический или биохимический характер, приводит к трансформации «тангенциальных» оолитов в «микратовые». Важную роль в такой трансформации имеет органическое вещество, заключенное в первоначальных оолитовых концентрах.

“Виноградные камни” образуются в результате слипания простых частиц – оолитов, пеллет или биокластов. Затем, в результате гидродинамических и биогенных факторов, происходит обработка поверхности составных зерен.

Кристаллогенная переработка “виноградных камней” протекает в несколько стадий и приводит к развитию нанозернистой структуры сначала в простых частицах, а затем в оолитовых слойках, облекающих составные зерна.

Первоначальная структура склеивающего карбоната, чаще всего биогенного, сохраняется редко и в этом случае в нем опознаются трубочки фораминифер и остатки диатомей.

П.Х. Монаган и М.Л. Литл [366] для установления происхождения известковых оолитов провели экспериментальные лабораторные исследования по искусственному их воспроизведению. Опыты получения оолитов действием волн на скопление ила показали, что при этом получаются округлые скопления ила, однако они лишены характерных признаков природных оолитов и сферолитов, т.е. концентрической слоистости или радиально-лучистого расположения слагающих их кристаллических элементов. Кроме того, такие искусственные образования очень непрочны. Для получения хемогенных сферических тел выпаривалась морская вода в температурном интервале от 26 до 100о, в морской рассол вводили соответствующие осаждающие добавки и выращивали сульфатвосстановительные бактерии. Для опытов брали морскую воду близ Багамских островов, а также воду Мексиканского залива, т.е. из тех областей, где встречаются в больших массах природные оолиты. Вводимые добавки должны были повышать концентрацию карбонатных ионов непосредственно за счет увеличения содержания карбонатов, или повышения щелочности раствора.

В итоге проведенных испытаний авторы пришли к следующим выводам:

Известковые оолиты могут быть получены искусственно в результате осаждения из морской воды; за счет увеличения концентрации карбонатных ионов во время осаждения более 0,002 моль/л, что превышает, однако концентрацию, встречающуюся обычно в морской воде.

Природные условия, близкие к созданным в лаборатории, могут возникнуть лишь там, где пресные воды, более насыщенные карбонатными ионами, впадают в неглубокое море. Такими редкими в природе условиями нельзя обяснить массовые образования оолитов на широких пространствах.

Тем не менее, пески, содержащие более 50% оолитов [60], образуются в настоящее время в сильно соленой лагуне Мадре в Мексиканском заливе (США, шт. Техас). Эти прибрежные участки аккумуляции характеризуются постоянным волнением, низкой скоростью терригенного осадконакопления, высокими температурами и интенсивным испарением. Поэтому воды здесь насыщены карбонатом и из них легко осаждается арагонит. Формируются оолиты в мелких участках с интенсивной волновой деятельностью. Иногда оолиты переносятся в спокойные участки и погружаются в известковый ил, а иногда ил проникает в промежутки между оолитами, где и накапливается с последующей цементацией.

Серные бактерии могут существенно влиять на образование оолитов лишь при условии недостатка кислорода, высокого значения рН и наличия свободного сероводорода или сульфидных солей. Такая обстановка создается в узколокальных условиях.

Образовавшиеся в процессе седиментогенеза известковые оолиты в дальнейшем претерпевают химические, минералогические, механические и другие изменения.

По мнению авторов, наличие в воде ионов магния приводит к осаждению карбоната кальция в виде арагонита, а не кальцита. Именно это объясняет тот факт, что современные оолиты арагонитовые, а древние – кальцитовые [366].

Замещение арагонита кальцитом происходит в процессе диагенеза путем «инверсии», т.е. без предварительного растворения арагонита и образования свободных полостей, в которых мог бы образовываться кальцит.

В.К. Головенок [54] по результатам изучения содержания Sr в современных и более древних (до докембрийских) оолитах и онколитах, и на основании данных Ч. Кале [347, 348] также приходит к выводу, что все оолиты первоначально были арагонитовыми с высоким содержанием Sr, а затем, в результате перекристаллизации и выщелачивания Sr в окружающую породу, арагонит превратился в кальцит.

Интересная интерпретация генезиса карбонатных оолитов приводится в работе [285], в которой доказывается, что содержание таких элементов, как Mg, Sr, Mn и Fe в концентрах оолитов отражает условия образования последних.

Так, в голоценовых морских оолитах ассоциации и содержание малых элементов примерно соответствуют морской воде, что свидетельствует о роли хемогенных процессов в их образовании. В процессе же диагенеза, в частности, при переходе арагонита в кальцит содержание Sr снижается. В то же время в некоторых древних оолитах наблюдаются очень высокие концентрации Sr (950г/т), что может указывать на их первичный арагонитовый состав. Однако в большинстве случаев содержание Sr в древних оолитах не более 300 г/т. Это не позволяет получить однозначный ответ: то ли это связано с тем, что первичные оолиты были сложены низкомагнезиальным кальцитом, то ли это катагенетические изменения. По данным [279], оолиты из юрских известняков Италии представлены низкомагнезиальным кальцитом, что указывает на их минералогическую трансформацию, с которой связывается обеднение этих оолитов Sr (160 г/т). Тогда как содержание Sr в багамских оолитах – 9274±30 г/т.

Интерес в генетическом плане представляют пленки органического вещества (нейтральные аминокислоты), разделяющие ритмично повторяющиеся карбонатные концентры. Эти пленки улавливали и присоединяли к растущему оолиту терригенные частички, а также способствовали трансформации арагонита в кальцит.

Следует также остановиться на особенностях образования карбонатных оолитов в озерах. В.Х. Вилкинсон и др. [420] на примере равнины р. Снейк (шт.

Айдахо, США) описывают условия образования оолитового известняка, залегающего с несогласием на озерных отложениях и перекрытого озерными же алевритами, что позволяет отнести оолитовую известковую толщу к осадкам прибрежной террасы. В осадках этой террасы выделяют ряд циклов, отражающих наращивание террасы в сторону глубоководной части озера и его последующую трансгрессию. Нижняя часть толщи мощностью 18 м состоит из хорошо отсортированнных средне- и крупнозернистых оолитовых песков с толщиной концентров (0,01-0,02 мм). Верхняя трансгрессивная часть мощностью 1 м сложена оолитами с концентрами 0,05-0,6 мм. Толща характеризуется массивностью и обохрена по ходам илоедов. Последние, повидимому, способствовали перемешиванию осадка, что вело к нарастанию относительно крупных оболочек оолитов до окончательного их захоронения. В целом авторы реконструируют быстрое колебание глубины в прибрежной области плиоценового озера Айдахо, где накапливался оолитовый известняк. По нашему мнению, это подчеркивает роль гидродинамического фактора в оолитообразовании.

С точки зрения генезиса карбонатных оолитов интерес представляют описанные Ц. Рода [393] миоценовые карбонатные образования горы Альпи (Италия). В довольно мощной (60-70 м) толще этих пород выделяют три литологических типа: 1) темные кальцилютиты 1 с комковатой структурой, 2) оолитовые калькарениты2 и 3) органогенные известняки. Оолиты представляют собой чередование белого волокнисто-радиального и темного Кальцилютит – известняк из очень тонкозернистого пелитоморфного карбоната [Геол. словарь].

Калькаренит – механически отложенная карбонатная порода, сложенная в основном карбонатными обломками песчаной размерности – 0,064-1,0 мм, сцементированными кальцитом (амер.). Синоним – известняковый песчаник, обломочный известняк [Геол. словарь].

скрытокристаллического кальцита, что свидетельствует о смене условий оолитообразования. Наблюдаются также процессы последующего разрушения уже образовавшихся ранее оолитов и обрастание обломков новыми концентрами. Обилие разрушенных оолитов свидетельствует об интенсивности гидродинамического режима среды осадкообразования, скорости и длительности процесса оолитообразования.

Особенности генезиса оолитовых песков Багамской банки описали Н.Д.

Ньюэлл, Э.Дж. Парди, Дж. Имбри [372]. По их мнению, масштабы накопления современных оолитовых песков не имеют себе равных в мире. Оолитовые пески располагаются в виде неправильных прерывистых полос в самых мелководных участках за линией мелких береговых песчаных отмелей и скал, окаймляющих Большую Багамскую банку. К внутренним частям банки количество оолитовых осадков убывает, а местами их нет вовсе. И лишь там, где на фоне мелкого дна существует сильное приливное течение, почти чистые оолитовые пески простираются на несколько километров внутрь банки. Наиболее благоприятные условия для роста оолитов наблюдаются вдоль широких, неправильной формы гребней оолитового песка на глубинах моря 1,8 м.

Эти же авторы подсчитали скорости роста оолитов, основанные на определении абсолютного возраста радиоуглеродным методом. Возраст оолитов изменяется от 480±180 до 1970±230 лет. Причем ядро на 1000 лет древнее оболочки, а наружные концентры – современного возраста.

Наблюдается зависимость количества оболочек от глубины моря.

Наибольшее количество концентров у оолитов, образовавшихся на мелководье, наименьшее – у глубоководных [372].

На связь органики с оолитообразованием обращает внимание В.Я.

Дидковский [66], который отмечает, что в местах развития карбонатных оолитов раковины фораминифер и других бентосных организмов отличаются мелкорослостью, утонченностью, часто прозрачностью. Он объясняет этот факт выпадением карбонатов из воды в процессе оолитообразования еще до того, как они усвоились бентосными организмами. По его мнению, отсутствие в оолитовых образованиях неогена Украины остатков микрофауны обусловлено легкой растворимостью раковин в процессе диагенетического преобразования оолитовых осадков.

Нам представляется, что участие организмов в формировании оолитов не просматривается. Скорее всего, кристаллизация при выпадении из пересыщенных растворов при смене физико-химических условий приводит к образованию первоначально аморфных или скрытокристаллических концентров, причем материал быстро кристаллизуется, образуя мельчайшие друзочки кристаллов внутри концентров.

Большинство исследователей современных карбонатных оолитов [392, 396] отмечает как обязательное условие зарождения оолитов наличие гидродинамически активной водной среды, высокой температуры воды, высокой солености и насыщенности придонных вод карбонатами, незначительных по масштабам накопления терригенных осадков. В частности, Г.А. Руснак [396] фиксирует на примере современных оолитовых осадков лагуны Мадре (техасское побережье Мексиканского залива), что наибольшее количество карбонатных оолитов обнаружено непосредственно у береговой линии. К центру лагуны их содержание в осадках снижается параллельно с интенсивностью карбонатонакопления. Этот же автор отмечает зависимость внутреннего строения оолитов от интенсивности волновой деятельности и карбонатонакопления. При быстром осаждении карбонатов иглы арагонита располагаются вокруг ядра оолита без определенной ориентировки. При замедленном темпе карбонатонакопления образуются радиальные агрегаты арагонита. Волновое воздействие способствует образованию тангенциально ориентированных кристаллов.

Попытка восстановить особенности генезиса протерозойских оолитов предпринята [279] по характеру структуры оболочки оолита. Выделяется два типа оолитов, формировавшихся в разных средах. Концентрически-слоистые оолиты образовались в высокоэнергетической среде, а радиальноконцентрические – в условиях платформенной лагуны. Формирование оолитов происходило вдоль края карбонатной платформы Бумплаас, в приливноотливных каналах на илистых отмелях в зоне между уровнями высокого и низкого приливов, где оолиты ассоциируют с онкоидами и водорослевыми скоплениями. Вторичные процессы, имевшие место после отложения оолитов, включали перекристаллизацию, окремнение и сдавливание.

Различные условия образования оолитов описаны в работе [389], посвященной девонским оолитам Испании, которые образовывались на мелководном шельфе (литофация «е», представленная мшанковыми зернистыми известняками) и в верхней части континентального склона (литофация «f», сложенная мергелями). Карбонатная оболочка оолитов этих зон имеет различную структуру. В породах литофации «е», образованных в условиях мелководного шельфа с активным гидродинамическим режимом, она концентрически слоистая. В породах литофации «f», образованных в более глубоководных зонах при относительно спокойном гидродинамическом режиме, строение оболочек чаще всего радиально-лучистое. Кроме того, есть оолиты, внутренняя часть оболочки которых имеет радиально-лучистую, а внешняя часть – концентрически-слоистую структуру. Предполагается [389], что такие оолиты формировались в условиях смены гидродинамического режима – от спокойного к более активному.

Аналогичных взглядов придерживается М.Р. Лидер [112а]. По его мнению, начальная стадия образования оолитов происходит в более спокойной обстановке. В это время формируются “органические оболочки, которые инициируют рост из поровых вод между оолитовыми частицами тонких слоев радиально росположенных кристаллов арагонита”. Дальнейшая смена гидродинамической обстановки приводит к перераспределению иголочек в тангенциальном направлении. Это же приводит и к дальнейшему тангенциальному росту кристаллов. Наблюдаемое в природе (рис. 95) чередование радиальных и тангенциальных слоев свидетельствует о смене гидролинамического режима. Кстати, подобные оолиты получали и в лабораторных условиях при периодическом перемешивание осадка [162, 163].

О связи с подводным вулканизмом свидетельствуют верхнеюрские оолитовые известняки Армении [122]. Ядрами этих оолитов служат полуокатанные и неокатанные обломки вулканических пород (базальты, андезиты, дациты). В этом же районе оолиты иногда встречаются в вулканомиктовых песчаниках и в цементе вулканомиктовых конгломератов.

Оолиты характеризуются отчетливо выраженным концентрическим (до 5 оболочек) строением.

Как показывает краткий и далеко не полный исторический обзор материалов по оолитсодержащим карбонатным толщам, оолиты зафиксированы в отложениях практически всего разреза – от протерозоя до квартера и образуются поныне. При этом оолитсодержащие породы составляют лишь небольшую долю широко распространенных карбонатных толщ. Это означает, что климатические и физико-химические условия, благоприятные для карбонатного оолитообразования эпизодически возникали от протерозоя до наших дней. Как общие особенности развития оолитов карбонатного состава отметим в основном ленточные формы развития оолитсодержащих толщ, локализованных чаще всего среди продуктов образования мелководных водоемов, о чем свидетельствуют многие литологические особенности пород.

Так, почти все описания карбонатных оолитов подтверждают наличие в породах, их содержащих, терригенного материала, соизмеримого с оолитами по размеру частиц, наличие ядер - терригенных частиц, присутствие мелководной фауны, битой ракуши, деформированных и переотложенных оолитов. Иногда фиксируется развитие по концентрам более мелких терригенных минералов. В некоторых толщах установлена косая слоистость – показатель волновой активности водоема или текущих вод водных потоков.

Фациальные переходы оолитовых формаций в безоолитовые карбонатные толщи характеризуются постепенным исчезновением постоянно уменьшающихся оолитов. Это же фиксируется чаще всего и в разрезе, исключая случаи очень резких переходов или размытости оолитовых карбонатных толщ.

Таким образом, из нашего, далеко не полного исторического обзора следует вывод относительно образования подавляющего большинства оолитсодержащих карбонатных толщ в условиях мелководных водоемов, скорее всего в гидродинамически подвижной среде, как правило – в пределах зон волнового воздействия или текущих водных потоков, при определенном гидрохимическом режиме вод, чаще всего при изменениях состава вод вследствие перепадов температур или давления. Размерность оолитов обычно не превышает 1 мм, редко нескольких миллиметров, надо полагать, перемещение материала такой размерности весьма вероятно даже при небольшом волнении в небольших и мелководных водоемах. Штормовые периоды – редкость, что и показывает редкость обнаружения толщ с крупными оолитами. Еще одним условием их образования является гидродинамическая ситуация, насыщенность вод кислотой.

Понимание механизма образования упрощается, если учесть наблюдения над процессами образования современных карбонатных оолитов. Своего рода моделью карбонатного оолитообразования являются процессы формирования концентрически слоистых новообразований в пещерах и искусственных горных выработках.

Генезису пещерных оолитов посвящена обширная литература. Большинство авторов подчеркивают важность подвижной водной среды для формирования оолитов. Причем, наблюдается четкая закономерность: наиболее близкими к округлым формами характеризуются оолиты, растущие в условиях свободного вращения, а в случае скученности образуются полиэдрические агрегаты – минеральные обломки с корочками кальцита.

З.К.

Тинтилозов [193] считает, что для образования пещерных оолитов необходимы определенные, стабильные в течение длительного времени условия:

соответствующая концентрация HCO'3 и Са в воде, температура, влажность воздуха, постоянный приток воды.

Т. Побеген [378] удалось экспериментально получить кальцит или арагонит в результате испарения насыщенного раствора бикарбоната кальция, вытекавшего по каплям из трубки. При падении одной капли через каждые 2-3 минуты (трубка диаметром 0,5 см) нарастал кальцит в виде трубчатого образования, очень похожий на природный кальцит пещер, только с беспорядочным расположением отдельных кристаллов, слагающих эти образования. Трубочка такого кальцита удлинялась примерно на 1 см за месяц.

Когда просачивание было настолько слабым, что капли не падали, раствор испарялся по мере выхода из отверстия, а из пересыщенного раствора выделялся арагонит. Высказывается предположение, что кальцит и арагонит в природных условиях в пещере образуются при меняющейся степени пересыщения растворов; их осаждение определяется, с одной стороны, соотношением между притоком бикарбонатных растворов и их концентрацией, с другой – скоростью испарения. Именно этим, а также незначительным содержанием и обьясняется кальцитовый состав пещерного жемчуга в киевских штольнях [215].

О значении подвижной среды при образовании пещерных оолитов свидетельствуют исследования Г. Бейкер и А.С. Фростик [272] оолитов, а также сталактитов и сталагмитов в пещерах порта Кэмпбелл, шт. Виктория в Австралии. В результате работ, проведенных в трех, различающихся между собой пещерах (характер днищ, неодинаковое содержание во взвешенном состоянии глинистых частиц и оксидов железа в вадозных водах просачивающихся с потолка, интенсивность циркуляции воздуха, а также наличие органического вещества) установлено, что как известковые, так и железистые разновидности оолитов развиты во всех пещерах. Основным источником вещества оолитов явились бикарбонатные растворы, образовавшиеся в результате прохождения вадозных вод вдоль плоскостей напластования в относительно пористых миоценовых известняках в ассоциации с известковистыми глинами района. Капли воды, обогащенные бикарбонатом, стекают по сталактитам со скоростью от 1 капли в 10 минут до 214 капель в минуту и попадают в поток, движущийся по дну пещер. В неровностях дна, напоминающих небольшие ванны, размеры которых в пределах первых десятков сантиметров, а глубина 5 - 6 см, и происходит образование ядер будущих оолитов (см. рис. 86). Поверхность оолитов, особенно крупных – гладкая, отполированная. И лишь иногда, чаще в случаях ассоциации с зелеными водорослями – пористая. Такая же пористая поверхность и у железистых оолитов. Они, к тому же, еще и хрупкие. Показательным является и плотность оолитов, которая растет от более пористых (d=2,237) к хорошо отполированным (d=2,634), однако не превышает плотности кальцита (d=2,714), что свидетельствует о том, что даже плотно упакованные известковые оолиты также до некоторой степени пористые.

Важным, на наш взгляд, наблюдением Г. Бейкера, М.С. и А.К. Фростик [272] явилось изучение взаимоотношения сталагмитов и оолитов. В участках пещер с сухим дном развиты сталагмиты, а при наличии водного потока – образовывались оолиты, в случае же осушения они прикрыты известковоглинистым илом или вцементированы в сталагмитовый покров. Наиболее благоприятными условиями для образования оолитов явились блюдцеобразные углубления в сталагмитовом покрове дна пещеры, где перекатывание оолитов и соответственно равномерное обрастание осуществлялось при помощи капающих со сталактитов растворов, т. е. наблюдалось своеобразная гидродинамически активная обстановка (см. рис. 86).

В работе [214] абсолютно справедливо подчеркивается, что новообразования искусственных пустот, которыми являются дренажноштольневые системы, морфологически не отличаются от природных пещерных объектов. По данным этих авторов, минерализующие растворы искусственных систем – это «дренажные воды гидрокарбонатно-кальциевые, нейтральные или слабощелочные, с минерализацией 0,6-1,8 г/л, общей жесткостью от 2,1 до 5,6 мг - экв/л и незначительным содержанием нитратов, а все новообразования сложены магнезиально-марганцево-железистым кальцитом» [214].

В водной подвижной среде происходит образование оолитов в горячих источниках. Это и «гороховый камень» Карловых Вар и гиалитовые1 оолиты в горячих источниках Татеямо и Санкио в Японии. В этих опаловых оолитах ярко различаются концентрическое строение и чужеродные ядра.

Вот как трактует особенности генезиса «пещерного жемчуга»

П.Ф.Зарицкий по результатам изучения горных выработок Нижне-Силезского угольного бассейна [80], связывая их образование с изменением условий нахождения минерализованных (в среднем – 2700 мг/л) щелочных и щелочноземельных углекислых (СО2 – 1795 мг/л) вод, которые, циркулируя по разлому, попадают в пересекающую его горную выработку. В результате Гиалит (опал) – по А.Г.Бетехтину [23] сталактитовые образования или шарики сферолитового строения.

резкого падения атмосферного давления происходит дегазация избыточного СО2 и выпадает карбонат кальция. В горной выработке изливается достаточно воды для создания необходимой динамики водной среды, в которой растут оолиты.

Активной гидродинамике также способствует бурно выделяющийся из трещин дна углекислый газ. В связи с тем, что состав воды в течение года по сезонам колеблется, соответственно изменяется и количество глинистых частиц, микроэлементов (особенно железа), органики и других примесей, а также скорость выпадения карбоната кальция, что отражается на составе, цвете и толщине концентров, т.е. их структурно-текстурных особенностях. Анализ морфологии, характера поверхности и внутреннего строения оолитов позволяет восстановить условия их роста. Чем интенсивнее динамика среды, с перекатыванием по дну, тем ближе к сферической форма оолитов.

В случае более спокойной водной среды форма оолитов асимметричная, то же самое и в случае тесного скопления оолитов. При этом верхняя сторона уплощенных оолитов обычно шероховатая, а нижняя – сглаженная и часто отполированная. Отполированная поверхность возникает при вращении в подвижной среде, в результате механического воздействия оолитов друг на друга.

Два разных способа образования оолитов и конкреционных зерен изучены в пещерах и горных выработках в ряде штатов США [347, 354]. Первый способ относится к условиям волнующейся воды во «всплесковой чаше» - сталагмите с вогнутым центром, куда попадают падающие капли воды. Второй способ наблюдается в запрудах из наростов карбоната на пути подземных потоков и в подземных заводях, где вода почти неподвижна. В первом случае оолиты обычно содержат ядро и характеризуются четкой, компактной концентрической слоистостью, гладкой поверхностью, имеют тенденцию к сферической форме, содержат очень мало нерастворимого остатка, а кристаллы карбоната имеют радиальную ориентировку. Оолиты, образующиеся в затишных условиях, могут не содержать ядра, обладают нечеткой пористой концентрической слоистостью, неровной поверхностью, тенденцией к неправильной форме, они сильно заражены посторонними примесями, и слагающие их карбонатные кристаллы изометричны и произвольно ориентированы. Эти характеристики оолитов можно использовать для определения степени волнения в местах мелководноморских отложений.

Результаты наблюдения Б.Ш. Шрайбер, Д. Смит и Э. Шрайбер [400] образования оолитов в травертинах (район Саратога Спринг, шт. Нью-Йорк) могут быть интерпретированы для объяснения генезиса пещерных оолитов. По наблюдениям авторов, многие оолиты образовались из небольших полых сфер, которые возникли вокруг капелек воды, содержащих пузырьки газа. Сфероиды образуются там, где струйки воды текут медленно, при этом капельки насыщенной карбонатом воды на несколько минут находятся во взвешенном состоянии и в них образуются пузырьки газа, который, расширяясь, растягивает водяную каплю. Поверхность капель в течение нескольких минут стеклянеет и вокруг них возникает сферическая пленка кальцита. Сохраняются однако не все пузырьки, часть из них лопается. Толщина стенок сохраняется до 5 µ, однако через несколько дней в результате отложения кальцита из обтекающей воды стенки утолщаются до 50µ. Сферы сложены радиально расположенными кристаллами кальцита; со временем происходит трансформация среды в оолиты с радиально-концентрической структурой.

Относительно скорости роста оолитов П.В. Зарицкий [80] судит достаточно однозначно по времени заложения горных выработок, в которых они образовались, т.е. в течение нескольких лет.

Дж. Майкин [359] определил время образования оолитов из заброшенных шахт штата Айдахо (США) от 35 до 40 лет. Причем, количество концентров, состоящих из чередующихся слоев кальцита и арагонита, 30 и более. Исходя из того, что дренажная система г. Киева существует примерно 100 лет, возраст оолитов не превышает это время.

Таким образом, относительно генезиса пещерных оолитов большинство авторов подчеркивают важность условий, которые способствовали постоянному вращению агрегатов во время их роста. При этом, в зависимости от количества оолитов, которые зарождались в одном месте, образуются или шароподобные, сферические формы с большим количеством концентров, либо полиэдрические агрегаты с минимальным количеством концентров, что соответствует концепции о доминирующей роли активной гидродинамической обстановки.

В то же время необходимо признать возможность возникновения оолитов в условиях неподвижной среды. Об этом убедительно свидетельствуют исследования биологических объектов (желчные камни, жемчужины и т. п.).

Оолитовые песчаники

Оолитовые песчаники развиты достаточно широко, однако конкретных описаний в литературе немного. В Украине наиболее древние оолитовые песчаники отмечены в разрезе вендских отложений [41], где они представлены глинистым веществом, концентры которого развиты вокруг кварцевых и полевошпатовых зерен. Наблюдается оолитовый прослой мощностью 0,2 м в разрезе вендских отложений по левому берегу р. Днестр в 1,5 км ниже с. Пороги (Даргин карьер).

Из этого же района еще раньше глинистые оолиты в рифейских песчаниках района г. Ямполь были описаны Л.Г. Ткачуком, Д.В. Гуржий и В.И.

Колтун [191]. Оолиты приурочены к низам слоя крупно- и среднезернистых песчаников с характерной косой слоистостью. Оолиты в этом нижнем, состоящем из кварца, полевого шпата и обломков пород слое песчаников составляют более 30%. Ядра оолитов представлены угловатыми зернами кварца или полевого шпата, а концентры сложены глинистым веществом и серицитом.

Характерна одинаковая оптическая ориентировка глинистых частичек вокруг центра оолита, что, по нашему мнению, свидетельствует в пользу образования оолитов в подвижной водной среде.

Описаны оолитовые песчаники и в разрезах Франции. Оолитовые разности среди доломитов и песчаников с доломитовым цементом встречены в нижнетриасовых отложениях Лоррены [285]. Относительно условий образования оолитов авторы обращают внимание на чередование небольшой мощности прослоев песчаника с растительными остатками, мергелей и доломитов, что, по их мнению, свидетельствует о быстрой смене континентальных, прибрежноморских и лагунных условий. Оолиты при этом образовывались в прибрежной зоне, куда сносилось небольшое количество терригенного материала, представленного в основном кварцем, послужившим ядрами оолитов. Мористее отлагались карбонатные оолитовые осадки.

Иной тип оолитового песчаника также во Франции описан в обнажении „бюрского оолита” (Гурон, Верхняя Марна), тонкий протяженный пласт которого образовался на ровном, неглубоком дне. А описанная „загадочная” разновидность совершенно округлых, лишенных цемента оолитов – продукт эоловой аккумуляции на отдельных отмелях, образовавшихся в местах поднятий [290].

По нашему мнению, этот вывод является спорным. Ведь общеизвестно, что в прибрежной зоне более тяжелые минералы концентрируются (в результате волновой деятельности) именно на гребнях валов. А плотные, лишенные цемента оолиты, по-видимому, по аналогии с той ситуацией, которая моделировалась Е.Ф. Шнюковым и Р.И. Волынским [224] для руд керченского типа, и могли оказаться на отдельных отмелях - остатках прибрежных валов.

Кремневые оолиты.

В литературе немного описаний кремневых оолитов. По-видимому, это объясняется не столько незначительным их распространением в природе, сколько недостаточным вниманием исследователей к этим образованиям.

Многие авторы считают, что кремневые оолиты – это продукт замещения кальцитовых оолитов. Однако У.Х. Твенхофел [408] совершенно справедливо отмечает, что в большинстве случаев это первично кремнеземные образования и встречаются они во всех геологических системах, но в больших количествах в более древних породах. Так, У.Х. Твенхофел описал кремневые оолиты раннепалеозойского возраста (роговики оолитового строения мощностью до 9 м среди толщи доломитовых оолитов) в верховьях р. Миссисипи (США), образование которых связывается с горячими источниками.

Л.Б. Рухин [167, 168] упоминает кремневые оолиты кремнезема в прослоях сланцев из красноцветных отложений Вайоминга (США). Оолиты достаточно равномерно распространены в сланцах и не нарушают их слоистости. Он считает, что оолиты формировались в мутных водах из коллоидного кремнеземного геля одновременно с материалом, их окружающим.

Кремнистая оолитовая толща из протерозойских отложений Средней Чехии – это 20-метровый пласт силицитов с «ооидами и пизоидами»

эллипсоидальной формы до 4 мм в поперечнике. Зональная их структура проявляется в чередовании концентрических полосок светло-серого и черного (благодаря наличию графита) вещества. В некоторых оолитах наблюдается по два ядра, представленных зернами кварца или геля кремнезема [158].

Фосфатные оолиты



Pages:     | 1 || 3 | 4 |
Похожие работы:

«Спасибо за помощь в подготовке школы к новому учебному году: Перчяну Андрею Виленовичу, депутату Законодательного собрания Калужской области; и.о. генеральному директору ОАО "КЗАЭ" Верясову Александру Геннадиевичу; управляющему Калужского Филиала Сбербанка России Макар...»

«Представительство Ямало-Ненецкого автономного округа в Тюменской области ПРИКАЗ 17 апреля 2017 года № 17-ОД г. Тюмень О порядке предварительного уведомления государственными гражданскими служащими Ямало-Ненецкого автономного округа представительства Ямало-Ненецкого автономного округа в Тюменской области представителя нанимат...»

«Клиффорд Дональд Саймак Когда в доме одиноко Оригинал: Clifford Simak, “A Death in the House” Перевод: Светлана Васильева Аннотация Старый Моуз Эбрамс остался один на один со своей фермой, своим упрямством и своими серебряными долларами. Однажды, бродя в лесу в поисках пропавших коров, он нашел умирающего при...»

«| AUTOMATION MiCOM ALSTOM P740 Цифровая защита шин Версия ПО: 32 Аппаратная версия: J или К Руководство по эксплуатации Р740/RU M/С11 GRID Замечание: В руководстве по эксплуатации устройства содержится информация по установке, наладке и работе устройства. Однако руководство не может содержать детализированную информацию по всем...»

«Федеральное государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования "Северо-Западная академия государственной службы" Рекомендовано для использования в учебном процессе Дипломатическая и консульская служба иностранных государств [Электронный ресурс...»

«1. Состояние изученности вопроса, цель и задачи исследования 1.1. Необходимость и особенности инновационной деятельности в российских угледобывающих компаниях Российские угледобывающие компании, сформировавшиеся в процессе разгосударствления и реструктуризации угольной отрасли, стали стремительно развиваться и достаточно успешн...»

«Санкт-Петербургское отделение ИГЭ РАН Институт наук о Земле СПбГУ 199004, Санкт-Петербург, В.О., Средний пр., д. 41, оф. 519. Тел. +7 (812) 324-1256. Тел./факс секретаря: +7 (812) 325-4881. http://www.hge.spbu.ru/ Выпуск новостей №94 /2014 Нам бы хотелось, чтобы ресурс www.hg...»

«Print Agent for Exchange Руководство администратора версия документа 1.3 MAPILab, октябрь 2010 Оглавление Введение 1. Обзор продукта 2. Архитектура продукта и основные понятия 3. Системные требования 3.1. Минимальные системные требования 3.2. По...»

«Руководство по эксплуатации R Н а д ёже н. Н а ц е л е н н а р е зул ьтат ПЦБ-45/2200М Пила цепная бензиновая www.ставр.рф РУКОВОДСТВО ПО ЭКСПЛУАТАЦИИ Уважаемый покупатель! Компания "Омега" благодарит Вас за Ваш выбор и надеется, что настоящее изделие торговой марки "Ставр" будет...»

«Морозильник Мздатыш Muzlаtgich ИНСТРУКЦИЯ Тодургуч ПО ЭКСПЛУАТАЦИИ ПАЙДАЛАНУ БОЙЫНША НСАУЛЫ Buz dolab FОYDАLАNISH BO‘YICHА QO‘LLАNMА Морозильник ЭКСПЛУАТАЦИЯ БОЮНЧА КОЛДОНМО HF-82WAA STS...»

«УДК 801.6 : 7.031 ББК 82.3 (2=Ады)-44 Б 38 Э.А. Беева Пространственно–временные представления адыгов (по материалам мифов) (Рецензирована) Аннотация: Цель данного исследования – установление традиционных представлений адыгов о пространстве и времени, принципов избирательности в строении пространственно– временного континуума. В нашу...»

«Rozendaalstraat 6 Industriezone Noord 8900 Ieper Tel. : 0032 (0)57/21.94.57 Fax. : 0032 (0)57/21.93.56 e-mail : robosoft@westhoek.be web : www.robosoft.be Инструкция по эксплуатации EasyBEND-2D Ипр, 1 июля...»

«Компания МакЦентр 109240, Москва, Николоямская ул., 14 E-mail: developers@maccentre.ru URL: http://www.hpc.ru/msd/ MacCentre UniBoard драйвер внешних клавиатур для КПК под управлением Pocket PC Руководство пользователя Copyright (...»

«ЭКСПЕДИЦИЯ ВО МРАК I ЧАСТЬ ПОДЗЕМНЫЙ МИР ПЛАНЕТЫ 2. ЭТОТ БЕЗЗАЩИТНЫЙ СУРОВЫЙ МИР 5. ГАЛЕРЕЯ ФОРТУНЫ Вторую неделю работает в Кутукском урочище экспедиция Кутук-Сумган-83. В ее составе представители Усть-Каменогорска, Алма-Аты, Лениногорска, Актюбинска, Белоусовки. В составе ген...»

«Автоматизированная копия 586_328835 ВЫСШИЙ АРБИТРАЖНЫЙ СУД РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ПОСТАНОВЛЕНИЕ Президиума Высшего Арбитражного Суда Российской Федерации № 12416/11 Москва 14 февраля 2012 г. Президиум Высшего Арбитражного Суда Российской Федерации в составе: председательствующего – Председателя Высшего Арбитражного Суда Российской Федерац...»

«МУНИЦИПАЛЬНОЕ КАЗЕННОЕ ОБЩЕОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ "Школа для обучающихся с ограниченными возможностями здоровья Городского округа Подольск Московской области" 142184 Московская область, Г.о. Подольск, г. Подол...»

«Утверждаю: Narva 6. Kooli direktor ПЛАН ДЕЙСТВИЙ В СЛУЧАЕ ПОЖАРА 6 школы НАРВСКОЙ КРЕЕНХОЛЬМИ 25, НАРВА План предназначен для внутреннего инструктажа работающего персонала. С данным планом действий должны быть ознакомлены все работающие, независимо от их должности и образования. Данный план действий должен давать работникам знания...»

«Начало жизни в Австралии Дб пожаовать в New South Wales усский Russian ноября 2007 DIAC07/00373 Введение. Добро пожаловать в Австралию и в частности в Новый Южный Уэльс. Правительство Австралии, правительства штатов, территорий и органы...»

«способность быть определенной информацией о значимых по делу фактах и обстоятельствах. В ходе дальнейшего доказывания наличие или отсутствие такой связи выясняется достоверно. Если обнаруживается, что в объективной действительности ее не было, то соответствующие фактические данные могут оказаться не относящ...»

«РУКОВОДСТВО ПОЛЬЗОВАТЕЛЯ FOREVER model FOREVER | Содержание 1. Комплект поставки 3. Установка 4. Настройка и функции кнопок 5. Индикация на дисплее 6. Меню настроек 7. Поиск и устранение неисправностей 8. Специфик...»

«УДК 81’373.612.2:659 Гудкова Н.М. Киевский национальный университет технологий и дизайна ОСОБЕННОСТИ ФРЕЙМОВОЙ СТРУКТУРЫ СОВРЕМЕННЫХ РЕКЛАМНЫХ ТЕКСТОВ (НА МАТЕРИАЛЕ РЕКЛАМЫ ЭЛИТНОЙ КОСМЕТИКИ) Статья посвящена анализу метафорических моделей в рекламных текстах, особенностям фреймовой структуры современных ре...»

«ДОБРУ ОТКРЫ ТОЕ СЕРДЦЕ К. В А С И Л Ь Е В, прот оиерей, н аст оят ель Р ож дест во-Богородицкого каф едрального собора, руко во д и т ель воскресной ш колы Самое важное время в жизни человека есть время воспитания, этим временем часто решается судьба человека не только на всю...»

«Зарегистрировано в Минюсте РФ 26 февраля 2002 г. N 3272 ФЕДЕРАЛЬНЫЙ ГОРНЫЙ И ПРОМЫШЛЕННЫЙ НАДЗОР РОССИИ ПОСТАНОВЛЕНИЕ от 4 февраля 2002 г. N 8 ОБ УТВЕРЖДЕНИИ ПРАВИЛ ПРОМЫШЛЕННОЙ БЕЗОПАСНОСТИ ПРИ ОСВОЕНИИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ НЕФТИ НА ПЛОЩАДЯХ ЗАЛЕГАНИЯ КАЛИЙНЫХ СОЛЕЙ Госгортехнадзор России постановляет: Утвердит...»








 
2017 www.kn.lib-i.ru - «Бесплатная электронная библиотека - различные ресурсы»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.