Páskované železné rudy

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:

• Oxidická fácia: obsahuje najvyššie koncentrácie železnej rudy, s 30 do 35 % železa. Tvoria ju dve striedajúce sa minerálne zložky – hematit a magnetit.
• Silikátová fácia: má nižšie obsahy rudy (maximálne len okolo 25 – 30 %). Tvorená je silikátmi železa ako greenalit, minnesotait, stilpnomelán, chamosit, či glaukonit, ktoré sa striedajú s magnetitom, sideritom a rohovcami.
• Karbonátová fácia: má nižšie obsahy rudy (maximálne len okolo 25 – 30 %). Tvoria ju sideritové a ankeritové vrstvy striedajúce sa s rohovcami.
• Sulfidická fácia: je tvorená hlavne pyritickými bridlicami s rozptýlenou organickou hmotou. Je ťažko využiteľná pre vysoký obsah síry.

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[12].

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[9]. 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[9]. 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[13]. 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[9].

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[14]. 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[14].

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[14].

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[14].

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.