Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо

Подождите немного. Документ загружается.

мают все три из трех возможных позиций. В первом случае ми!

нерал именуется диоктаэдрическим, а в последнем — триокта

эдричесим. Те и другие разности присущи всем группам глини!

стых минералов (см. таблицу 5.1), а среди хлоритов, кроме того,

встречаются смешанные — дитриоктаэдрические формы, у ко!

торых валентности катионов внутри пакета 2:1 и внутри межпа!

кетного октаэдрического слоя не одинаковы.

Упомянутый выше изоморфизм Al↔Fe

и Mg↔Fe

весьма

распространен (в особенности, в группах смектитов, слюд и

хлоритов — см. ниже), и является важным классификационным

и генетическим признаком, который отражает либо особеннос!

ти исходного минерала — «хозяина», из которого сформировал!

ся данный индивид, либо тип раствора, обусловившего его фор!

мирование.

Вышесказанное касается изоморфизма внутри октаэдри!

ческих ячеек. Несколько реже фиксируются изоморфные заме!

щения Si

на Al

в тетраэдрических ячейках. Такой процесс по!

буждается либо изменениями pH среды, либо повышенными

температурными режимами обстановок формирования минера!

лов. Фиксация его чрезвычайно важна при стадиально!геомине!

ралогических исследованиях.

Еще один важный генетический параметр многих видов

глинистых минералов — их политипия: существование кристал!

лических структур одинакового анионно!катионного состава,

образованных одними и теми же по своей внутренней структуре

пакетами слоев, которые отличны по способам их взаимной

ориентировки (например, поворотами пакетов на ±60

или

±120

, или в форме «винтовой лестницы» вокруг кристаллогра!

фической оси с, либо смещениями пакетов друг относительно

друга по др. кристаллографическим осям). Данный признак во

многом отражает Р!Т обстановки среды присутствия минерала,

а потому он, не менее, чем изотопия, представляет интерес для

нашего направления исследования.

Наконец, отметим еще одно индивидуальное свойство кри!

сталлической структуры глинистых минералов — их способ!

ность формировать многообразные смешанослойные образо

вания, когда в пределах единого кристалла чередуются в разных

количественных соотношениях и с разной степенью упорядо!

ченности пакеты слоёв разного типа (слюды!смектиты; смекти!

ты!хлориты и проч., см. ниже). Смешанослойные минералы

ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 9911

формируются в результате процессов трансформации кристал!

лических микроструктур (см. выше, в разделе 3.3).

Все это разнообразие типоморфных особенностей глинис!

тых минералов несёт определенную, не до конца еще раскры!

тую информацию о физико!химических и термобарических ус!

ловиях сред седиментации и постседиментационного измене!

ния горных пород. Рассмотрим эти структурно!кристаллохими!

ческие особенности применительно к отдельным группам мине!

ралов, включая общие закономерности распределения таковых

в земной коре, а также благоприятствующие им условия форми!

рования и постседиментационного изменения.

5.2. Каолинитсерпентинитовая группа

Эта группа представлена минералами с самыми простыми

формами строения кристаллических решёток 1:1 (см. таблицу

5.1). Их архитектура наиболее прочная, так как двухслойные па!

кеты ориентированы друг относительно друга таким способом,

что группа (ОН)

–

основания каждого октаэдрического слоя нахо!

дятся напротив анионов О

2–

в вершинах тетраэдрического слоя

соседнего (нижележащего) пакета. Расстояния между ними

очень небольшие — немногим больше 2A при общем параметре

каолинитовой решетки — ее межслоевым расстоянием около 7A

(напомним, что 1A — ангстрем равен 10

–10

м, или 10

–7

мм; ныне

вместо упомянутой меры в физике используют нанометры, при

1 нμ = 10

–6

мм, однако таблицы для расчетов межплоскостных

расстояний в кристаллической решётке методами лаборатор!

ных рентген!дифрактометрических анализов и градуировки

приборов издавна опубликованы в ангстремах, и литологи!глин!

щики по традиции продолжают пользоваться данной единицей

измерения). Так вот, на столь мизерных расстояниях между вы!

шеупомянутыми пакетами их объединяют и прочно удерживают

известные физикам силы ближнего действия — так называемые

«водородные связи». По этой причине кристаллы каолинита бы!

вают наиболее правильно ограненными, и вырастают зачастую

на несколько порядков крупнее чешуек иных глинистых минера!

лов (рис. 5.5.).

Родственники каолинита — диккит и накрит, имеющие оди!

наковые с ним химические формулы, отличаются определенны!

9922 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт

ми разворотами пакетов друг относительно друга вокруг крис!

таллографической оси «с», подобно тому, как на иголку нанизы!

вают картонные карточки, попеременно поворачивая их в раз!

ные стороны. В дикките этот разворот составляет ±120

, а в на!

крите ±60

. То есть, диккит и накрит — это полиморфные моди!

фикации каолинита. Для их формирования требуется тепловая

активизация (Т>200

С на стадии метагенеза либо при эндоген!

но!гидротермальном прогреве породы).

Имеется еще один «родственник» этих минералов — галлу

азит, у которого межплоскостное расстояние больше 7A, и туда

помещаются молекулы Н

О. В решётке этого минерала наблю!

дается попеременное смещение слоев, имеющих одинаковую

азимутальную ориентировку, по оси в на ±в/3 слоя. Поэтому при

нагревании его удлиненные кристаллы свертываются в трубоч!

ки. Этот минерал бывает развит в корах выветривания по пиро!

кластическим осадкам кислого состава.

Гомологами каолинитовых минералов являются минералы

группы серпентина, отличающиеся тем, что у них в центре окта!

эдрических ячеек вместо алюминия поселились двухвалентные

катионы Mg

или Fe

. Они занимают 3 ячейки из 3!х возмож!

ных, поэтому такая разновидность минералов относится к кате!

гории триоктаэдрических.

Забегая несколько вперед, заметим, что диоктаэдрические

каолиниты более всего развиты на континентальных, а триокта!

эдрические серпентиниты — на океанических структурах зем!

ной коры. Рассмотрим подроб!

нее условия и обстановки воз!

никновения и стадиальных из!

менений минералов этих групп.

Формирование каолини"

та и его диоктаэдрических по!

лиморфных модификаций в са!

мых разных геологических об!

становках реализуется непре!

менно под воздействием рас!

ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 9933

Рис. 5.5 Правильная кристалло"

графическая форма частиц ау"

тигенного каолинита.

Фотография скола в растровом элек!

тронном микроскопе, с увеличением

более 20000.

творов с низкими значениями рН, которые обеспечивают интен!

сивный вынос из материнских горных пород и осадков большин!

ства катионов, кроме Al

и Si

. Самые благоприятные для это!

го условия возникают: в субстрате торфяников, который пропи!

тан водой, насыщенной гуминовыми и др. кислотами — продук!

тами разложения органических веществ (ОВ); а также в корах

выветривания, формируемых при тропическом гумидном кли!

мате и в фумарольных полях с кислыми гидротермами. Там хе!

могенными способами зарождаются и вызревают хорошо окри!

сталлизованные каолинитовые агрегаты. Затем, при эрозион!

но!денудационных геологических процессах, частицы каолини!

та транспортируются водой или ветром как пелитовый терри!

генный материал. Он может, в конечном счете, достигнуть мор!

ской и даже океанской акватории, где примешивается к иным

осадочным компонентам. Но, попав в чуждую ему щелочную

среду, каолинит начинает как бы «чувствовать себя неуютно»,

что сказывается на признаках дефектности его кристаллической

структуры. В.А. Дриц и А.Г. Коссовская (1984), ссылаясь на кри!

сталлохимические исследования М.Ф. Викуловой и Б.Б. Звяги!

на, писали, что при переходе от континентальных к морским

осадкам происходит весьма интенсивное разупорядочение

структуры каолинита, главным образом, за счет смещений сло!

ев вдоль оси в на ± в/3. В.Д. Шутов тоже показал, что в фациаль!

ной распространенности каолинитов с разной степенью упоря!

доченности наблюдается два отчетливых максимума: один —

кора выветривания, где распространены наиболее упорядочен!

ные каолиниты, и другой — морские отложения, где доминирует

полностью неупорядоченный тип (Шутов, Александрова, Лос!

невская, 1966).

Ещё одна область зарождения каолинита — это зоны диа!

генетических преобразований илов пресноводных озёр и оп!

ресненных лагун или лиманов, при условии перенасыщенности

этих осадков сапропелевым ОВ, которое при постседиментаци!

онном преобразовании выделяет органические кислоты и газы

СО

, СН

, NH

и др., влияя тем самым на существенное сниже!

ние pH в иловых растворах.

Третья область каолинизации — это участки регрессивно!

эпигенетических (наложенных) изменений преимущественно

песчаных пород, которые залегают на глубинах порядка 0,5–4

км во впадинах, претерпевших тектонические перестройки сво!

ей структуры (локальные инверсионные поднятия, или др. сме!

9944 ОО ..ВВ .. ЯЯ пп аасс кк уу рртт

щения пластов). Упомянутые перестройки обуславливают изме!

нение гидрогеологического режима и усиливают вероятность

проникновения в песчаный пласт чужеродных по своему химиз!

му вод. Если они обладали повышенной кислотностью (так как

контактировали с нефтяными залежами или скоплениями твер!

дых битумов, или по каким!то иным причинам), то входя в со!

прикосновение с минеральными компонентами песчаника, эти

воды стимулируют развитие аутигенного каолинита в его це!

менте. Таких образований очень много в породах мезозойского

чехла Западно!Сибирской плиты (Лебедев, 1992; Япаскурт,

2005).

Во всех вышеотмеченных случаях механизмы формирова!

ния каолинита осуществляется одним из трёх способов:

1 —трансформациями крупночешуйчатых терригенных слюд

либо тонкочешуйчатых иллитов и иных глинистых минералов;

2 — метасоматическим замещением (частичным или полным)

обломочных полевых шпатов и др. силикатов и 3 — синтезом

кристаллических агрегатов из раствора, заполнившего поровые

ячейки, куда диффундировали Si

и Al

от минералов!доноров.

Каждый их этих способов оставляет о себе «память» морфоло!

гическими признаками каолинитов, легко опознаваемыми при

стадиальных электронномикроскопических наблюдениях. Син!

тезируемые из раствора кристаллы имеют правильные шести!

гранные контуры, и группируются в упорядоченные агрегаты в

формах «столбика монет» либо «червеобразных сростков» см.

рис. 4.3, в). Метасоматические новообразования внедрены вро!

стками внутри замещаемого ими минерала (у плагиоклазов, на!

пример, это заметно даже в оптическом микроскопе). А транс!

формационные новообразования замещают исходный минерал

с не резкими границами, как бы «послойно» (вдоль плоскостей

спайности или др. кристаллографических направлений), и при

полной каолинизации контур первоначального минерального

зерна сохраняется без изменений.

Все вышеупомянутые процессы осуществляются, таким

образом, на разных стадиях осадочного цикла: гумидного ги!

пергенеза, субаэрального диагенеза (торфяники, подпочвы),

субаквального диагенеза (осадки озёр, лагун) и катагенеза, ос!

ложнённого регрессивно!эпигенетическими процессами; а так!

же под воздействием кислых гидротерм в областях развития

магматизма. Всюду присутствие воды и низкие значения pH яв!

ляются необходимыми условиями, но генезис вод может быть

ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 9955

самым разным: атмосферные, иловые диагенетические, элизи!

онно!катагенетические, включая нефтяные; различные эндоген!

ные гидротермы.

В каждом конкретном случае необходим стадиальный ана!

лиз минеральных парагенезов в исследуемой толще горных по!

род, чтобы разобраться в источнике процесса каолинитообра!

зования. Один из таких примеров приводила А.Г. Коссовская в

1980 г., подчеркнув различия каолинизации кор выветривания от

областей пропитки почвы вулканогенными гидротермами. В

первом случае мы наблюдаем в разрезе отчетливый профиль с

нарастающей снизу вверх степенью каолинизированности (вни!

зу, над разрушаемой коренной породой, залегает зона смекти!

тов и смешанослойных образований, которые последовательно

сменяются каолиновыми глинами вследствие регулярного про!

мывания коры и выноса из неё щелочей, Mg

и Ca

). А в обла!

стях развития гейзеров и др. вулканогенных флюидов такой упо!

рядоченности в смене глинистых минералов нет, т.к. гидротер!

мы действуют импульсивно, а значения их pH при этом колеб!

лются, вплоть до противоположных (щелочных) значений. По!

этому там зональность либо вообще не проявлена, либо места!

ми она имеет противоположную коре выветривания последова!

тельность: от каолинита внизу до смешаннослойных и смектито!

вых минералов вверху разреза.

По структурным особенностям каолинитов из кор выветри!

вания сегодня существует обильная литература. Ссылаясь на

обобщение украинского литолога Ю.А. Русько по каолинам Ук!

раинского щита Восточно!Европейской платформы (ВЕП),

А.Г. Коссовская обращала внимание на разную степень совер!

шенства структуры их кристаллических решеток в зависимости

от состава минералов исходной (каолинизируемой) породы —

матрицы. Каолиниты, образованные по гранитам, гранито!гней!

сам и пегматитам характеризуются более высоким структурным

совершенством по сравнению с каолинитами, сформировавши!

мися за счёт основных магматических пород. Самой низкой упо!

рядоченностью обладают кристаллы, метасоматически замес!

тившие основные плагиоклазы в анортозитах и лабрадоритах,

потому что присутствие щелочноземельных катионов затрудня!

ет синтез каолинита и неблагоприятно сказывается на совер!

шенстве его структуры. Но несмотря на все эти флуктуации

свойств минерала, обусловленные различиями его матрицы, в

обстановках единого геологического разреза каолиновой коры

9966 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт

выветривания всегда в верхних горизонтах каолинитовые мине!

ралы отличаются наилучшей упорядоченностью своих структур

по сравнению с нижними горизонтами коры (тем самым отража!

ется процесс направленного совершенствования, «вызревания»

минерального вида на протяжении всей стадии гипергенеза).

Стадиальные преобразования каолинита внутри осадочной

оболочки при T>200

C (т.е. на подстадии глубинного катагенеза

и на стадии анхиметаморфизма, или метагенеза) сводится к

трансформированию этого минерала в диккит. Он в шлифе, на!

блюдаемом в оптическим микроскопе, не отличим от хорошо ок!

ристаллизованного каолинита, и диагностируется только пре!

цизионными методами. Впервые эту стадиальную трансформа!

цию каолинита проследили В.Д. Шутов с соавторами на приме!

ре изучения разрезов семейства кварц!каолинитовых пород па!

леозоя и рифея юго!восточных районов Русской плиты ВЕП. Там

наблюдался направленный процесс вызревания диккита, прохо!

дящий через серию смешанослойных сростков каолинит!дик!

кит, с постепенным убыванием каолинитовой составляющей

сверху вниз по разрезу. Аналогичные трансформации были

вскоре выявлены В.Д. Шутовым и Т.В. Долматовой в палеозой!

ских угленосных формациях Карагандинского и Печорского

угольных бассейнов, В.В. Еремеевым — в Кизеловском бассей!

не на Урале, Г.В. Карповой (1972) — в зоне антрацитовых углей

карбона Донбасса, а И.М. Симановичем вместе с В.В. Костыле!

вой (1994) в девонских песчаных породах на севере ВЕП, возле

прибортовых участков внутриконтинентальных рифтовых впа!

дин, где проявились палеотемпературные аномалии.

Прежде минералоги связывали диккитизацию с проявлени!

ями вулканической или гидротермальной активизации. Не ис!

ключая их влияния, литологи открыли еще один способ — реги!

ональные породные изменения на стадии метагенеза, где внут!

риформационные флюиды разогреваются до состояния горячих

гидротерм.

На стадии зеленосланцевого метаморфизма диккит транс!

формируется в пирофиллит:

(OH)

→ Al

(OH)

а затем замещается диоктаэдрической слюдой!серицитом и, в

конечном счете, мусковитом:

KAl

(Si

(OH)

Главное условие этих процессов — термальные растворы с

Т≥400

С, насыщенные катионами К

. Последние извлекаются из

ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 9977

минералов!доноров (в основном, из полевых шпатов) песчаных

пород и кристаллических туфов. Н.В. Логвиненко в 1984 г. упо!

минал о случаях запаздывания процессов слюдизации при де!

фиците калия, ссылаясь на некоторые сланцы докембрия Укра!

инского кристаллического щита ВЕП, у которых на ранних стади!

ях метаморфизма минералы каолинитовой группы всё ещё со!

хранялись.

На предметаморфических стадиях литогенеза (диагенез,

катагенез), в случае обилия катионов Fe

, каолинит способен

трансформироваться в триоктаэдрический минерал серпенти!

нового ряда — бертьерин (см. несколько ниже).

Формирование серпентинитовых минералов, которые

являются антагонистами каолинитовой подгруппы в кристалло!

химических и общегеологических аспектах, до недавних пор тра!

диционно связывали только с гидротермальными (автометамор!

фическими, подводно!гальмиролитическими либо гипергенны!

ми) преобразованиями мантийных офиолитовых комплексов —

дунитовых, пироксенитовых, перидотитовых и др. типов ультра!

основных пород. Действительно, серпентиниты интенсивно раз!

виваются по ультраосновным породам в глубоководных рифто!

вых впадинах дна океанов, а также в фрагментах океанической

коры фанерозойских палеобассейнов, выведенных на поверх!

ность современного эрозионного среза в складчато!надвиговых

системах (например, в Закавказье, на Урале, Памире и др. мес!

тах). Сегодня, под влиянием лабораторных экспериментов по

синтезированию хризотила, лизардита и антигорита (см. табл.

5.1) и сравнения этих результатов с геологическими наблюдени!

ями, утвердилась гипотеза о формировании серпентинитов в ре!

зультате гидратации твёрдых фрагментов ультраосновных по!

род. В.А. Дриц и А.Г. Коссовская (1985) сослались на опыты

1949г. Н.Л.Боуэна и О.Ф. Татла (Bowen N.L. and Tuttle O.F.), проде!

монстрироваашие лёгкость синтеза серпентинитов в гидротер!

мальных условиях, когда верхняя температурная граница их об!

разования составляет 500

С, возрастая всего лишь на 10

С при

росте Р от 15 до 300 МПа. Впоследствии выяснились более низ!

котемпературные пределы синтеза хризотила и лизардита. Упо!

мянутые исследователи посчитали это очень важным фактом,

поскольку независимо от механизма образования серпентини!

тов, природный процесс протекает при значениях Т, которые на

много меньше, чем границы стабильности минерала. Здесь оче!

видна главенствующая роль водных растворов. А их генезис мо!

9988 ОО.. ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт

жет быть различным: связанным как с магматическими процес!

сами, так и с океаническими или с метеорными водами.

Полигенетичность серпентинитов теперь очевидна. Поми!

мо вышеотмеченных, развитых по ультрабазитам, их разностей,

бывают серпентиниты седиментационнодиагенетической при

роды, возникшие из насыщенных магнезиальных рассолов в

эпиконтинентальных солеродных бассейнах. Такие серпентини!

ты известны, например, среди карналлитовых отложений не!

мецкого цехштейна (верхняя пермь). Широкое развитие аути!

генных серпентинитов в парагенезе с талькоподобными мине!

ралами выявила ученица А.Г. Коссовской Т.Н. Соколова (1982)

среди калий!магниевых солей верхнепермского Индерского

бассейна (Южное Приуралье). К этим парагенезам мы вернемся

в следующем разделе.

Ещё один (к нашей теме не имеющий прямого отношения)

способ серпентинизации связан с процессами метаморфизма.

В 3!м томе монографии У.А. Дира, Р.А. Хауи и Дж. Зусмана «О по!

родообразующих минералах» (1966) указывается, что находки

серпентинов известны в метаморфизованных силицитизиро!

ванных доломитах. Их генезис связывается со взаимодействи!

ем глубинных гидротермальных магнезиальных растворов с си!

ликатным веществом исходных метапород.

Генезис бертьерина заслуживает особого рассмотрения,

т.к. принадлежа к серпентинитовому ряду, этот минерал дол!

гое время не обособлялся от 14 A шамозитов, которые являют!

ся представителями железистых хлоритов (см. ниже). Но бер!

тьерины, которые по формульному составу и по своим оптиче!

ским признакам (зелёные окраски, высокий положительный

рельеф и очень низкие, тёмно!серые цвета интерференции с

— n

≤ 0,007) весьма похожи на шамозит, отличаются от не!

го принципиально: двуслойным строением своей решётки и

межплоскостным расстоянием порядка 7 A.

Бертьерин ныне обнаружен во многих терригенно!глинис!

тых отложениях, богатых гидрооксидами железа. Он находится

и в оолитовых («икряных») железных рудах лагунно!прибрежно!

морского генезиса различных возрастов — начиная от неогено!

вого в Керченском месторождении (Дриц, Коссовская, 1984,а)

до мезозойских Западной Европы и раннепалеозойских Канады

(Мейнард, 1985). Там бертьерин присутствует в парагенезе с ка!

олинитом, шамозитом и сидеритом, будучи сформированным

на раннедиагенетической стадии литогенеза.

ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 9999

Конкретный способ формирования упомянутого минерала

был в деталях объяснен зарубежными геохимиками и литолога!

ми. Они доказали возможность возникновения бертьерина на

основе каолинитовой матрицы, то есть в результате процессов

трансформирования кристаллических решеток кластогенных

глинистых (каолинитовых) частиц со вхождением туда железа из

коллоидов, которые были адсорбированы этими же частицами.

Остальные катионы и анионы не поступали извне, а перегруппи!

ровались внутри данной системы:

(OH)

+ 2,8 Fe

+ 3,6H

O → 1,4Fe

1,43

(OH)

+ 5,6H

каолинит бертьерин

Первичный бертьерин, вероятнее всего, пребывал в скры!

токристаллической форме, совершенствуя свою структуру в хо!

де диагенеза. Геохимические обстановки его формирования от!

вечали среде от слабокислой до слабощелочной (но со значени!

ями pH ниже тех, что потребны для генерации глауконита), при

Eh от +0,4 до –0,4. До недавних пор считалось, что этот минерал

не характерен для современных морских отложений, однако ны!

не стало известно, что он распространен в Атлантическом мел!

ководье и на глубинах до 150 м на участках наличия теплых тече!

ний вдоль Западно!Африканского побережья, в полосе между

северной и южных широт (включая дельту р. Нигер). Там

бертьерин развит в парагенезе с привнесенными с суши каоли!

нитом и иллитом. А глауконит, который своим внешним обликом

(в петрографических шлифах) бывает похож на описываемый

минерал, распространен там же в современных и древних отло!

жениях, как правило, мористее (данные Д.Х. Порренга, 1967 г. —

Porreng D.H.).

Разновидности бертьерина более позднего генезиса — об!

разованного на стадии катагенеза палеогеновых и триасовых

угленосных формаций Японии, погружавшихся на глубины до

3 км и подвергшихся воздействиям Т = от 65

до 150

С (соглас!

но «палеотермометрам» — замерам отражательных способнос!

тей витринита углей) — описали в 1982 г. геологи А. Ииджима и

Р. Матсумото (Iijima A., Matsumoto R.). Бертьерин в исследован!

ных ими отложениях встречался в виде конкреций, линз и про!

жилков в каолинит!сидеритовых глинистых сланцах, подстилаю!

щих угольные пласты.

Под микроскопом было установлено и микрозондовыми за!

мерами химических составов минеральных компонент в этих

110000 ОО ..ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт

Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо - и рудообразования

Подождите немного. Документ загружается.