Páskované železné rudy

Páskované železné rudy
2,1 miliardy rokov starý blok páskovanej železnej rudy, z geologického múzea v Dráždanoch
2,1 miliardy rokov starý blok páskovanej železnej rudy, z geologického múzea v Dráždanoch
Zloženie
Hlavné minerálymagnetit, hematit, chamosit, kremeň, rohovec, bridlica
Akcesóriepyrit, ilmenit
Vlastnosti
Textúravrstevnatá
Farbačervená, bordová

Páskované železné rudy (z angl. banded iron formations, skratka: BIF) sú charakteristický typ usadenej železnej rudy, ktorý vznikal hlavne v proterozoiku a archaiku pred asi 1,8 až 3,8 miliardami rokov. Sú však známe aj mladšie výskyty týchto hornín. Skladá sa z opakujúcich sa vrstiev oxidov železa, z ktorých je najdôležitejší magnetit (Fe3O4), hematit (Fe2O3) a niektoré silikáty železa (chamozit), ale tiež na železo chudobných vrstiev tvorených bridlicami a rohovcami alebo pyritom. Pri vyššom stupni metamorfózy sa tieto horniny menia na železité svory, železité kremence (itabarity) alebo jaspility. Sú preto niekedy zaraďované medzi metamorfované ložiská nerastných surovín. Páskované železné rudy sú dnes ekonomicky najdôležitejšími rudami železa na Zemi[1], tvoria až 95 % svetových zásob železa[2]. Obsah železa v týchto horninách zvykne byť vyšší ako 15 %.

Možno ich nájsť na takmer všetkých štítových oblastiach Zeme. V Európe sú to hlavne ložiská Krivoj Rog na Ukrajine a menšie na povrch vystupujúce oblasti rozsiahlejšej štruktúry označovanej Kurská magnetická anomália, nachádzajúce sa v Rusku. Ďalšie ložiská tohto typu sa nachádzajú v Nórsku, Švédsku a Grónsku.

Základná charakteristika

Zvrstvenie a zloženie

Detailný pohľad na textúru rudy z oblasti horného Michiganu. Čierny pás je 5 mm dlhý

Typickým znakom páskovaných železných rúd je striedanie vrstiev bohatých na železné rudy s vrstvami bohatými na kremeň. Kremeň je v hornine dominantný natoľko, že sú všeobecne považované za železité kremence alebo kvarcity [3]. Charakteristická prítomnosť železitej i kremitej zložky je väčšinou pozorovateľná makroskopicky i mikroskopicky. V prípadoch, keď zvrstvenie nie je dobre vyvinuté, zrná kremeňa dosahujú psamitickú veľkosť a prítomné je i krížové zvrstvenie, označujú sa tieto ako zrnité železné formácie (angl. granular iron formations, skrátene GIF). Zrnité formácie sa vyznačujú dobrým vytriedením. Pravdepodobne vznikali presunmi sedimentov skôr usadených páskovaných železných rúd v samotných sedimentačných panvách[4]. Páskované železné rudy sú častejšie ako zrnité formácie. Vznikali usadzovaním jemného kalu, avšak charakter ich sedimentačného prostredia nie je jednotný. Je rozoznávaných viacero typov.

Rytmicky vrstevnaté páskované silicity, v ktorých sa strieda vo vrstvičkách tenších ako 2 mm železitý rohovec (jaspis) s hematitom sa nazývajú jaspility[5]. Hrubopáskované rudy rovnakého zloženia sa niekedy označujú ako sydvarangerský typ. Medzi ďalšie typy patrí itabarit, železitý kremenec, ktorý obsahuje muskovit a prípadne i prímes zlata. Bežnými sprievodnými minerálmi sú i biotit, amfiboly, pyroxén, chlorit, siderit a iné [6]. Medzi menej kvalitné rudy železa na prekambrických ložiskách je považovaný takonit, ktorý obsahuje len 25 až 30 % rudy a v minulosti bol považovaný za jalovinu a nebol ťažený.

Páskovaná železná ruda z Berbertonu, makroskopicky viditeľné zmeny páskovaných textúr.

Ekonomicky najvýznamnejšími minerálmi železných rúd prekambrických formácií sú hematit a magnetit, koncentrované v nabohatených vrstvách. Tieto sú bežne dopĺňané ďalšími oxidmi a sulfidmi, ako je pyrit, chalkopyrit a ilmenit. Výnimkou nie sú ani polohy bohaté na kalcit a siderit, ktoré sa môžu nachádzať v rudných ako i kremitých vrstvách[3].

Už dávnejšie boli objavené rôzne typy prekambrických železných formácií, čo neskôr H.L. James[7] sumarizoval pri vyčlenení 4 typov fácií:

Vznik

Graf zobrazuje relatívne rozšírenie pásovaných železných rúd v geologickom zázname ako funkciu času. Farba označuje dominantný typ. Svetložltá = staršie archické formácie; tmavožltá = formácie veľkej Gondwany; hnedá = zrnité železité formácie; červená = kryogénne formácie konca proterozoika. Upravené podľa [8].

Páskované železné rudy vznikali v prekambriu, hlavne v období medzi 3,8 až 1,8 miliardami rokov, v menšom množstve i neskôr. Ich tvorba v tomto období výrazne kolísala[9]. Dôležitú úlohu pri ich vzniku zohrávali chemické vlastnosti železa. V roztoku rozpustené železo je mobilné iba pri redukčných podmienkach okolitého prostredia. Takéto podmienky na Zemi panovali iba pred vznikom atmosféry, aká je známa dnes. Názory na ich vznik sa preto vymykajú z princípu aktualizmu a značne sa navzájom u jednotlivých autorov rozchádzajú.

Predpokladajú sa tri zjednodušené podmienky vzniku [4], že sedimenty mali pôvodne iné zloženie a boli premenené, alebo obohatené o železitú zložku až po pochovaní. Iné predpoklady hovoria, že pri ich usadzovaní sa menili podmienky prostredia z redukčného na oxidačné, alebo že vznikali v oxidačnom prostredí.

Prítomnosť karbonátov v minulosti viedla niektorých odborníkov k predstavám, že železné rudy vznikali zatláčaním pri diagenéze[10], prípadne usadzovaním v okrajových panvách a lakustrinnom prostredí[7]. Podobne boli zavrhnuté i modely ich evaporitového, či kontinentálneho pôvodu, ktoré sú nevhodné prinajmenšom pre ložiská typu Superior[10]. Neskôr sa podarilo objasniť vznik niektorých ložísk hydrotermálnou činnosťou. Niektorí objasňujú vznik ložísk páskovaných rúd v neoproteroziku ústupom ľadu pokrývajúceho celú Zem, čo malo za následok zmenu redukčných podmienok v moriach za oxidické[11]. Dnes sa rozoznávajú dva typy ložísk páskovaných rúd s odlišnou genézou, typ Lake Superior, typ Algoma a typ Rapitan.

V období po usadení postihla mnohé ložiská neskoršia metamorfóza. Potvrdzuje to hlavne rovnaké chemické a horninové zloženie, ktoré zodpovedá okolitým chudobným rudám. V bohatých rudách prevládajú náhradové štruktúry, ktoré sú pravdepodobne prejavom metasomatózy. Zóny bohatých rúd sa nachádzajú často v oblastiach zvýšenej cirkulácie fluíd, čo je niektorými interpretované ako dôsledok pôsobenia vysokoteplotných, chemicky agresívnych roztokov schopných aktívnej remobilizácie minerálnych látok. Selektívny odnos a presun látok metamorfnými roztokmi je spojovaná s ich rôznou rozpustnosťou pri rôznych hodnotách Eh a pH prostredia, ktoré sa počas ich obehu menili[12]

Ložiská typu Lake Superior

Zvrásnený jaspilit z oblasti Hamersley Range v západnej Austrálii.

Ložiská typu Lake Superior vznikali usadzovaním v plytkom, pravdepodobne šelfovom mori. Väčšinou sa v ich podloží nachádzajú karbonáty a v nadloží euxínske bridlice a turbidity. Na základe týchto znakov viacerí predpokladajú, že vznikali pri postupnom ponáraní šelfu. Faciálna analýza páskovaných železných formácií poukazuje na to, že sedimentačné prostredie v horizontálnom i vertikálnom smere postupne prechádzalo z morského šelfu do hlbokovodných panví s obmedzenou cirkuláciou vody[7]. Niektorí autori sa pokúšali tento prejav transgresie vysvetliť postupom predhlbní[13].

Pre ložiská typu Superior, je typické striedanie sa tenkých od 0,5 mm a hrubých asi 2,5 – 3 cm vrstvičiek. Jednotlivé vrstvy sú zaujímavé najmä obrovským plošným rozsahom, keďže ich možno rozoznať aj na značné vzdialenosti (rádovo do stoviek kilometrov). Na miestach vzniku väčších kremitých konkrécií je pozorovateľné náhle stenčenie železitých vrstiev, podľa čoho sa usudzuje, že na kremeň chudobné vrstvy pri kompakcii stratili 90 a viac percent svojho objemu. Takáto značná kompakcia bola zrejme vyvolaná veľkou porozitou nespevneného sedimentu[10]. Striedanie na rudu bohatých a kremenných vrstiev sa viacerí pokúšali porovnať s orbitálnymi cyklami Zeme, no práce, ktoré by ich porovnali s Milankovičovym cyklom zatiaľ chýbajú[10]. Ďalším charakteristickým znakom rúd typu Lake Superior je ich vek. Všetky ložiská tohto typu vznikli v období medzi 2,7 a 1,8 miliardami rokov. Podľa dnes prijímaných predstáv sa vtedajšie chemické zloženie atmosféry aj oceánov výrazne líšilo od dnešného. Vo vodách súčasných oceánov železo v podstate nemožno rozpustiť, pretože atmosféra s výrazne oxidačným charakterom spôsobuje vznik nerozpustných železitých iónov. Primitívna proterozoická atmosféra však všeobecne mala iba malé množstvo voľného O2. Železo sa hromadilo ako ióny na dne morí. Avšak pred asi 3,5 miliardami rokov sa začali rozvíjať prvé jednoduché fotosyntetizujúce organizmy ako modré a zelené riasy, ktorým sa dobre darilo v plytkých vodách[14]. Tieto organizmy zo vzduchu využívali oxid uhličitý (CO2) a v procese fotosyntézy začali vytvárať molekulárny kyslík (O2). Podľa dnes všeobecne prijímaných predstáv, tento voľný kyslík vo vode rýchlo reagoval s iónmi železa za vzniku oxidu železitého (Fe2O4), ktorý sa ukladal na dne. Presýtenie prostredia kyslíkom však viedlo postupne k minutiu všetkého voľného železa a nárastu koncentrácia O2, ktorý riasy vyhubil. Toto obdobie sprevádzalo usadzovanie kremitých sedimentov. Opätovná regenerácia populácie rias však mohla proces viacnásobne zopakovať. Na vzniku železných formácií sa však nemuseli zúčastňovať výhradne riasy. V poslednej dobe vedci poukazujú i na iné organizmy ako sú fialové baktérie, ktoré redukovali CO2[3].

Problematický však zostáva pôvod železa a mechanizmus jeho transportu na väčšiu vzdialenosť. Niektorí považujú za predpokladaný zdroj železa intenzívnu chemickú eróziu blízkych kontinentov[7]. Tento proces bol asi málo významný, pretože páskované železné rudy postrádajú významnejšie prímesi hliníka. Problematický zostáva i spôsob transportu, ktorý možno vysvetliť existenciou stratifikovaného vodného stĺpca a vodných prúdov, ktoré takto dokázali transportovať železité roztoky na veľké vzdialenosti. Železo pri transporte v plytkej vode by už vo vrchnom archaiku a paleoproterozoiku bolo rýchlo zoxidované.

Po objavení teórie platňovej tektoniky sa začalo uvažovať aj o hydrotermálnom pôvode železa. Hydrotermálne zdroje podľa dnešných predstáv mohli mať najväčší vplyv na vznik najstarších, hlavne archaických ložísk[10].

Ložiská typu Algoma

Ložiská typu Algoma sú druhým typom páskovaných železných formácií. Väčšina z nich asociuje s výskytom prekambrických vulkano-sedimentárnych oblastí zelenokameňových pásiem (angl. greenstone belt). Najstaršie z nich majú vek okolo 3,2 miliardy rokov, no najväčšie ložiská tohto typu pochádzajú z archaika a majú asi 2,5 až 2,9 miliardy rokov. Tieto typy železných rúd boli formované najmä vulkanicko-exhalačnou činnosťou. Zdrojom kremíka i železa boli v prevažnej miere vulkanické a hydrotermálne aktívne oblasti v blízkosti hlbinných zlomov, vulkanických pásiem a riftových oblastí. Usadzovanie častíc z kremitých a železitých koloidných roztokov ovplyvňovali najmä tektonické procesy; biologické a atmosférické procesy na rozdiel od ložísk typu Lake Superior v tomto prípade nezohrávali taký veľký význam. Materiál sa na rozdiel od ložísk typu Superior usadzoval prevažne vo výrazne hlbšom euxínskom prostredí. Rudné minerály sa nachádzajú v asociácii s pelagickými sedimentmi, tufmi, vulkanickými horninami a rôznymi ílovými minerálmi[15]. Na základe izotopického štúdia stopových prvkov viazaných v amorfných železitých, mangánových a smektitových mineráloch sa predpokladá jeho pôvod z hydrotermálnych chocholov a hlbších častí vodného stĺpca oceánskych panví. Sulfidické fácie sa usadzovali bližšie k vysokoteplotným vulkanickým centrám, zatiaľ čo fácie železitých oxidov a silikátov sa nachádzali v stredných vzdialenostiach, fácie mangánovo-železných sedimentov sa usadzovali z materiálu prinášaného chladnejšími kanálmi v najväčšej vzdialenosti od hydrotermálnymi zdrojov. Veľa rúd tohto typu bolo obohatených neskoršou metamorfózou či hydrotermálnymi procesmi, alebo štruktúrnym zhrubnutím mineralizovaných súvrství[15].

Prekrývanie a laterálne zastupovanie jednotlivých fácií je v tomto type ložísk pomerne bežné. Na rudu bohaté horizonty sú koncentrované prevažne v oblastiach blízko vulkanických centier. Formácie sa skladajú hlavne z oxidickej a karbonátovej fácie. Rudy obsahujú priemerne asi 40 až 60 % železa najmä vo vrstvách železitých kremencov, magnetitu a hematitu. Prítomný je i pyrit, pyrotit, siderit či oxidy železa a mangánu. Rudy sa striedajú s vulkanickými horninami bázického i felzického charakteru, drobami, turbiditmi a pelitickými sedimentmi. Rudné vrstvy dosahujú všeobecne pomerne veľkú hrúbku bežne od 30 do 100 m, s horizontálnym rozsahom niekoľkých kilometrov. Väčšinou sú monoklinálne zvrstvené a postihnuté zlomovými poruchami, ktoré niekedy spôsobujú ich tektonické zdvojenie[15].

Ložiská typu Algoma zvyknú obsahovať od menej než 100 do 1000 Mt železnej rudy. Obsah železa v nich kolíše od 15 do 45 %. Prekambrické ložiská obsahujú menej ako 2 % mangánu, avšak v niektorých paleozoických formáciach sa nachádza od 10 do 40 % mangánu.

Podobne ako ostatné páskované železné rudy, sú i ložiská typu Algoma ťažené prevažne povrchovým spôsobom. Na ťažbu najvhodnejšia a najbohatšia je zrnitá ruda s dobre ohraničenými zrnami, väčšinou sa vyskytujúca v metamorfovaných častiach ložiska. Oxidické fácie majú väčšinou nízky obsah prvkov ako Na, K a As, ktoré by zhoršovali ich akosť[15].

Ložiská typu Rapitan

V období po vytvorení oxidickej atmosféry už nebol možný podobný vznik páskovaných železných rúd. Avšak pri niekoľkých obdobiach globálneho zaľadnenia došlo k oddeleniu atmosféry od oceánov, čo umožnilo dočasný návrat redukčných podmienok. Sedimentácia železných rúd vtedy prebiehala na pasívnych okrajoch kontinentov a v blízkosti podmorských vulkanických systémov.

Významné ložiská

Vzorka železnej páskovanej rudy z ložiska pri meste Krivoj Rog na Ukrajine

Ložiská typu Lake Superior sú ťažené na všetkých kontinentoch okrem Antarktídy. Medzi oblasti s najintenzívnejšou ťažbou patrí rudná oblasť okolo severoamerického Horného jazera v štátoch Minnesota a Michigan v USA a Kanade. Rudné ložiská sa tu sústreďujú v morfologických chrbtoch, sú to napr. Mesabi Range, formácia Gunflint alebo Gogebic. Typické jaspility sa ťažia v Marquette Range v štáte Michigan. V Kanade sa nachádzajú ložiská tohto typu aj na polostrove Labrador Peninsula. V Brazílii sú to ložiská Serra dos Carajas alebo Minas Gerais s typickými itabaritmi. Podobné ložiská sa nachádzajú i vo Venezuele a Libérii. Medzi ložiská tohto typu patria i juhoafrické uloženiny Transvaalskej panve a západoaustrálske ložiská v Hamersley Basin, sú to najmä Marra Mamba, Brockman, Weeli Wolli, Boolgeeda, v panve Nabberu sú to ložiská Frereskej formácie.

V Európe sú to známe rozsiahle ložiská v oblasti Kurskej magnetickej anomálie vo Voronežskom masíve (napr. mestá Starij Oskol, Michajlovka, Železnogorsk, Jakovlevo) a Olnegorsku na polostrove Kola v Rusku, iné sú v okolí mesta Krivoj Rog na Ukrajine. Hlavne ukrajinská a menej aj ruská železná ruda z týchto ložísk, sú hlavnými surovinami pre výrobu železa na Slovensku. Menšie ložiská možno nájsť i v súbore Isua v západnom Grónsku, v Nórsku a Švédsku[12].

Ložiská Algomského typu sú napríklad Vermillion, Shermann, Temagami a Wawa v kanadskom Ontáriu alebo Kudrem v Indii. Mladoproterozoické ložisko sa nachádza vo Wadi Sawawin v Saudskej Arábii[16].

Ložiská typu Rapitan sú známe z typovej lokality Rapitan v severozápadnej Kanade, ale aj z austrálskeho Adelaide.

Referencie

  1. ↑ http://www.geology.cz - On-line Geologická encyklopedie (Online) prístup: 16.11.2008
  2. ↑ Rojkovič, I., Lintnerová, O., Uhlík, P., Kraus, I., 2006. Nerastné suroviny. Univerzita Komenského, Bratislava, 179 s.
  3. ↑ a b c Harnmeijer, J.P, 2003: Banded Iron-Formation: A Continuing Enigma of Geology. Archivované 2006-09-08 na Wayback Machine University of Washington, Washington, 29 s.
  4. ↑ a b Simonson, B.M, 2003: Iron-stones and Iron formations. in Middleton, G.V. (Editor), Encyclopedia of Sediments and Sedimentary Rocks. Kluwer Scientific Publishers, Dordrecht, s. 379- 384
  5. ↑ Krist, E., Krivý, M., 1985: Petrológia. Alfa, Bratislava, 464 s.
  6. ↑ Rozložník, L., Havelka, J., Čech, F., Zorkovský, V., 1987: Ložiská nerastných surovín a ich vyhľadávanie. Alfa, Bratislava, 693 s.
  7. ↑ a b c d James, H.L., 1954: Sedimentary facies of iron formation. Economic Geology, 49, s. 235 – 293
  8. ↑ Trendall, A.F., 2002, The significance of iron-formation in the Precambrian stratigraphic record. In: Altermann, Wladyslaw; Corcoran, Patricia L. (eds.). Precambrian Sedimentary Environments: A Modern Approach to Ancient Depositional Systems. Blackwell Science Ltd., ISBN 0-632-06415-3
  9. ↑ Klein, C., 2006: Mineralógia. Oikos-Lumon, Bratislava, 658 s.
  10. ↑ a b c d e Simonson, B.M., 2003: Origin and evolution of large Precambrian iron formations. in Chan, A.M., Archer, A.W., (Editors) Extreme Depositional Environments: Mega End Members in Geologic Time. Geological Society of America, Special Paper 370, s. 231 – 245
  11. ↑ Kirschvink, J.L., 1992. Late Proterozoic low-latitude global glaciation: the snowball earth. in Schopf, J.W., Klein, C. (Editori), The Proterozoic Biosphere. Cambridge University Press, New York, s. 51–52.
  12. ↑ a b Smirnov, V.I, 1983: Geologie ložisek nerostných surovin. SNTL, Praha, 625 s.
  13. ↑ Hoffman, P.F., 1987: Early Proterozoic foredeeps, foredeep magmatism, and Superior-type iron-formations of the Canadian Shield. Archivované 2008-08-28 na Wayback Machine in Kröner, A. (Editor), Proterozoic Lithospheric Evolution. American Geophysical Union, Geodynamic Series, 17, s. 85 – 98
  14. ↑ Mišík, M., Chlupáč, I., Cicha, I., 1984: Historická a stratigrafická geológia. SPN, Bratislava, 541 s.
  15. ↑ a b c d Gross, G.A., 1996: Algoma-type Iron-fromation. Archivované 2008-12-05 na Wayback Machine in Lefebure, D.V., Hőy, T. (Editors), Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2 - Metallic Deposits, British Columbia Ministry of Employment and Investment, s. 25 – 28
  16. ↑ Cannon, W.F., Hadley, D.G., Horton R.J., 1995: Algoma Fe Deposits. in du Bray, E. (Editor), Preliminary Compilation of Descriptive Geoenvironmental Mineral Deposit Models, U.S. Geological Survey Open-File Report, Denver, Colorado, s. 95-831

Iné projekty