Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо - и рудообразования
Подождите немного. Документ загружается.
дах, которые испытали Р
st
— динамометаморфизм при умерен!
ных Т режимах.
Параметры диоктаэдрических слюд, находящиеся в зави!
симости от их генезиса и постседиментационных преобразова!
ний, В.А. Дриц и А.Г. Коссовская синтезировали на нижеследую!
щей наглядной диаграмме (рис. 5.9.). Здесь на оси абсцисс на!
несены значения K
Fe
, а на оси ординат — величины Al
IV
, т.е. то ко!
личество алюминия (в ф.е.), которым замещён кремнезём в те!
траэдрических позициях. Иными словами, это величина «тэтра!
эдрического заряда» в кристаллической решётке слюды (илли!
та, гидрослюды). Политипия на данной диаграмме не отражена,
и добавляется только в словесных характеристиках минераль!
ных видов.
Итак, мы видим, что на представленной диаграмме чётко
обособились две группы полей фигуративных точек, символизи!
рующих проанализированные образцы вещества из глин и ар!
гиллитов различного происхождения. Все не измененные про!
цессами глубинного катагенеза, метагенеза и метаморфизма
образования попадают ниже горизонтального пунктира, кото!
рый отвечает максимальному тетраэдрическому заряду 0,62.
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 112211
Рис. 5.9. Кристаллохимическая характеристи"
ка диоктаэдрических слюд (по Дриц, Кос"
совская, 1991); оконтурены поля минерала оп"
ределенного генезиса:
I — Al!гидрослюд и ил!
литов политипной моди!
фикации 1М!1Мd, неиз!
мененных катагенезом,
II — ферроиллиты; III —
глаукониты; IV — Al!ил!
литы 1М!1Мd из катаге!
нетически измененных
пород; V — Al!иллиты и
серициты из пород на!
чальных стадий мета!
морфизма; VI — Al!илли!
ты гидротермального
генезиса; VII — лейко!
филлиты и селадониты;
фигурными знаками на!
несены конкретные ана!
лизы.
Это поля (см. рис. 5.9.): I — гидрослюд и иллитов политипной
модификации 1Md, II — ферииллитов, III — глауконитов и VII се!
ладонитов совместно с лейкофиллитами. Другая группа полей:
IV — Al!иллитов из зон глубинного катагенеза, V — из зон на!
чального метаморфизма и VI — Al!иллиты гидротермального ге!
незиса — характеризуется резкими повышениями тетраэдриче!
ских зарядов (от 0,6 до 1,1) и общим уменьшением железистос!
ти, K
Fe
от 0,2 до 0.
В мощных разрезах осадочных толщ, там, где прослежива!
ется смена зон слабого катагенеза глубоким, а затем метагене!
зом, многократно наблюдалась одинаковая тенденция в преоб!
разовании гидрослюды и иллита. По мере нарастания глубинно!
катагенетических преобразований в минералах происходит
уменьшение присутствия лабильных слоёв (от 20% до первых
процентов), постепенное увеличение тетраэдрического заряда
(от 0,55 до 0,9), уменьшение содержания двухвалентных катио!
нов и, что самое существенное, постепенное упорядочение
структур 1М и замена их на 2М
1
В зонах метагенеза и метамор!
физма слюды мусковитового ряда уже принадлежат только к по!
литипу 2М
1
, величины тетраэдрических зарядов у них не ниже
0,8. Такие слюды характеризуются существенной «очисткой» ок!
таэдров от окисного железа и от двухвалентных катионов. По
мере возрастания температур в тетраэдрах уменьшается со!
держание кремнезема. Все это отражено на трендах, предло!
женных В.А. Дрицем и А.Г. Коссовской для слюд (см. рис. 5.9).
Между иллитом 2M
1
и мусковитом 2М
1
находятся серициты
(см. табл. 5.1), развитsе в основном в зонах метагенеза и сери!
цит!хлоритовой субфации в начале зеленосланцевого метамор!
физма. Эти минералы отличаются от мусковита несколько мень!
шим содержанием К
+
(0,8 формульных единиц) и Al
3+
(0,6), боль!
шей насыщенностью тетраэдрических ячей кремнезёмом (3,4) и
возможным изоморфными примесями Fe
3+
и Mg (по 0,2 едини!
цы). Внешне их кристаллики отличаются от тонкодисперсных
иллитовых частиц большей размерностью (до 0,01 мм и круп!
нее), а от гидромусковита кристаллическая структура серицита
отлична отсутствием лабильных (разбухающих) пакетов или ни!
чтожны их количеством (до 5%).
Постседиментационные преобразования вещественного
состава и полиморфизма слюд улавливаются в основном пре!
цизионными методами. С помощью обычного поляризационно!
го микроскопа можно лишь в породах из зон позднеметагенети!
112222 ОО ..ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт
ческих!раннеметаморфических изменений зафиксировать уве!
личение яркости интерференционных окрасок, соответствую!
щее превращению иллитов в серицитовые чешуи. Однако здесь
надо быть очень осторожным, чтобы не отнести на счет призна!
ков постседиментационных трансформаций оптические свойст!
ва обычных обломочных слюд политипа 2М
1
. А их бывает много
в любом осадке и породе, прошедшей через разные стадии ли!
тогенеза, в особенности тогда, когда на этапе седиментации в
областях размыва обнажались граниты или метаморфические
сланцы.
Отличить аутигенный серицит (или мусковит) от обломоч!
ного возможно только при стадиальном анализе, т.е. наблюде!
ниях над структурными соотношениями этой слюды с прочими
породообразующими компонентами. Аутигенные слюды обра!
зуют вростки в края регенерированных обломков каркасных си!
ликатов или кварца, или внутрь регенерационных наростов раз!
личных аутигенных минералов (см. рис. 3.6 и 4.1), или поперек
трещин гидроразрыва. В отличие от них обломочные чешуи
слюд конформно приспосабливаются к соседним с ними клас!
тогенным или аутигенным минеральным частицам, обычно бо!
лее крепким, чем слюды. В зонах глубокого катагенеза терри!
генные слюды бывают причудливо деформированы вдавленны!
ми в них зернами других минералов. Облик их несет в себе при!
знаки «пассивной» приспособляемости к меняющимся динами!
ческим нагрузкам. Конечно, сама по себе обломочная слюда то!
же не остается абсолютно неизменной. Она подвержена транс!
формационным процессам (см. ниже, в разделе 7.4).
Аутигенные новообразования приобретают состав, во мно!
гом зависящий от состава седиментофонда — прочих мине!
ральных компонент осадочной толщи. Это можно продемонст!
рировать на примере обнаружения автором с коллегами высо!
кожелезистых «волосяных иллитов» в цементе палеодельтовых
песчаных отложений триаса скважины СГ!6 на севере Западно!
Сибирской плиты, на глубинах между 5 и 5,8 км под современ!
ным эрозионным срезом (Япаскурт и др., 1994; Япаскурт, Горба!
чёв, 1997).
Здесь породы преобразованы на стадии глубинного катаге!
неза, с признаками начала метагенетической стадии. Их обло!
мочные компоненты имеют полимиктовый состав: достаточно
много минералов, содержащих Fe и Mg. Это продукт разруше!
ния магматических пород из фундамента СБ и продукты переот!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 112233
ложения раннетриасовых базальтов; от 5 до 10% терригенных
фракций приходится на долю биотитов, трансформируемых в
иллит!хлоритовые пакеты. В составе поликомпонентного це!
мента этих песчаников были обнаружены частицы слюды самой
поздней генерации, которые отличны от более ранних пластин!
чатых чешуй своей тонкоигольчатой формой (рис. 5.10). В рас!
тровом электронном микроскопе они имеют вид длинных лент,
находящихся в промежутках между корродированными и реге!
нерированными зёрнами различных силикатных минералов. Не!
которые ленты ответвляются от изъеденных коррозией краёв
терригенных пластинок биотита.
Этот аутигенный минерал Fe!иллитового состава оказался
аналогом известной в зарубежной литературе разновидности,
именуемой «волосяными иллитами» в работе Н. Гувена, В.Ф. Хо!
вера и Д.К. Дэвиса (Guven N, Hower W.F., Davis D.K.), которая
опубликована в 1980 г. в журнале Sedimentary Petrology, V.50, P.
761–766 и в работе 1984 г. Й. Шродона и Д. Эбера (Srodon J.,
Eber D.) в Rev. Mineralogy. По мнению вышеупомянутых исследо!
вателей, одним из факторов, влияющих на типоморфные осо!
бенности нашего минерала — лентовидную форму его частиц,
достигающих 30 мкм в длину, 0,1–0,3 мкм в диаметре и до 200 A
по толщине — послужила перенасыщенность среды формиро!
вания волосяного иллита крупноразмерными катионными желе!
за. Внедрение их в октаэдрические ячеи обуславливает несоот!
ветствие размеров в
структуре кристалла окта!
эдрических и тетраэдри!
ческих сеток. При их со!
членениях в слоях 2:1 воз!
никает напряженное со!
стояние. Оно снимается
за счёт краевых эффектов
112244 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаасскк уурртт
°
Рис. 5.10. «Волосяной» ил"
лит (вверху) на окраине
корродированной пласти"
ны терригенного биотита
(растровой электронный
микроскоп);
увеличение
7500; в песчанике Т
3
Колтогор!
ско!Уренгойского прогиба За!
падно!Сибирской плиты; керн
скважины СГ!6, глубина 5,5 км.
только при условии роста кристалла в форме узкой ленты. Такие
условия обеспечиваются при катагенезе и метагенезе в наших
песчаниках вследствие насыщенности железом и магнием их
седиментофонда. В данном конкретном случае это очень благо!
приятный для практических нужд фактор, потому что формиро!
вание «волосяных иллитов» нисколько не ухудшает коллектор!
ских свойств: такие иллиты не запечатывают оставшиеся к мо!
менту своего зарождения поры, но лишь пронизывают их напо!
добие тонких рапир.
В направлении к стадии метаморфизма происходит ниве!
лировка признаков генетически разнотипных слюд в породе. Но,
по!видимому, полностью она осуществляется лишь глубже зе!
леносланцевой ступени. Кристаллохимическая эволюция мус!
ковита, являющегося «проходным» минералом через все стадии
регионального метаморфизма, может в дальнейшем стать их
важным индикаторным признаком.
5.6. Триоктаэдрические слюды
Эти минералы из группы биотита широко распространены в
составе терригенных примесей многих осадков и осадочных по!
род. Находясь в пелитовой фракции, они обладают большой по!
датливостью к всевозможным трансформациям, начиная от
ранних этапов диагенеза. То, как эти трансформации осуществ!
ляются, можно проследить, наблюдая с помощью обычного по!
ляризационного микроскопа за включениями более крупных ми!
неральных частиц, таких, у которых размеры соответствуют але!
вритовым, песчаным или гравийным фракциям (рис. 5.11). Судя
по новейшим данным рентгено! и электронографии, в пелито!
вых частицах триоктаэдрической слюды преобразования осу!
ществляются теми же способами, что и в крупных чешуях терри!
генного биотита, но гораздо интенсивнее и быстрее.
Одними из первых филогенетические ряды преобразова!
ний терригенного биотита раскрыли А.В. Копелиович, А.Г. Кос!
совская и В.Д. Шутов. Их данные, полученные с помощью опти!
ческих исследований, впоследствии нашли полное подтвержде!
ние в работах зарубежных литологов и минералогов, применяв!
ших рентгенографию и электронографию с высокими разреша!
ющими способностями приборов.
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 11 2255
В качестве примера стадиальных наблюдений ювелирной
точности можно сослаться на работу А.В. Копелиовича об эпиге!
нетических (или катагенетических, в нашем понимании этого
термина) преобразованиях терригенных пород рифея, венда и
нижнего палеозоя Приднестровья. Вот, как он описывал наблю!
давшиеся сверху вниз по разрезу (по мере усиления степени
эпигенеза — от начального к глубинному) изменения, произо!
шедшие с этим минералом. «В песчаниках и алевролитах изме!
нением обычно охватывается большая часть листочек и чешуек
биотита, присутствующих в породе. Листочки биотита гидрати!
руются и приобретают веерообразные, гармошковидные, чер!
веобразные формы или структуры «столбики монет». Измене!
ния формы сопровождаются то частичным, то почти полным
обесцвечиванием пластинок, значительным ослаблением, а
иногда утратой плеохроизма, понижением светопреломления и
яркости интерференционной окраски. В возникающем гидроби!
отите обычно остаются лишь реликты исходного минерала в ви!
де волокон или чрезвычайно тонких пластинок, большая часть
первичного биотита преобразуется в гидрослюду и вермикулит.
Гидратизация иногда сопровождается выделением тонких иго!
лочек рутила. В редких случаях вдоль пинакоидной спайности
возникают пленочные скопления или же комочки гидроокислов
112266 ОО.. ВВ .. ЯЯ ппаасс кк уурртт
Рис. 5.11. Деформированный и частично трансформированный в
хлорит"иллитовые агрегаты терригенный биотит из аркозовых
песчаников К
1
Приверхоянского краевого прогиба, в низовьях р.
Лена. Шлифы, без анализатора.
Слева — слабо измененный минерал, в начале стадии катагенеза; справа —
в обстановке глубинного катагенеза, где осветлению (иллитизации) и по!
темнению (хлоритизации) сопутствуют выделения аутигенных тонкодис!
персных Fe — Ti агрегатов на плоскостях спайности (непрозрачное).
железа, но, как правило, такие выделения отсутствуют» (Копе!
лиович, 1965, с. 172).
«Наряду с гидратизацией происходит замещение пласти!
нок биотита и частично гидратированного биотита агрегатом
дисперсных и тонких чешуек глинистого вещества, нередко с
сохранением исходных форм замещаемой пластинки. Глинис!
тое вещество, псевдоморфозно замещающее биотит, обычно
обнаруживает слабый или заметный плеохроизм в буроватых
тонах. Между такого типа полными псевдоморфозами и листоч!
ками лишь частично измененного биотита можно наблюдать
всевозможнейшие постепенные переходы» (там же).
Если биотита в породе было изначально много (такое на!
блюдается обычно в возникших за счет разрушения гранитов
аркозовых песчаниках), то его преобразования приводят к воз!
никновению аутигенного пленочного или даже порового гидро!
слюдисто!хлоритового цемента. Интересно заметить, что эти
преобразования не проходят бесследно для соседних с биоти!
том минералов. Гидрослюдизация биотита порождает интен!
сивный вынос щелочей и, как следствие этого, повышение ще!
лочности интерстиционных растворов, что, в свою очередь, спо!
собствует активизации коррозии и частичного растворения об!
ломочных зерен кварца и полевых шпатов. Конкретные стади!
альные наблюдения подтвердили эту дедуктивную схему. Как
правило, зерна вышеозначенных минералов близ контакта со
скоплениями чешуй измененного биотита приобретают зубча!
тую, неровную огранку, с отчетливыми коррозионными «залива!
ми» на их поверхности. Все это способствует миграции и пере!
отложению в некоторых порах SiO
2
в форме опала, халцедона
или криптозернистого агрегата кварца.
По мере усиления катагенетических преобразований уско!
ряются процессы хлоритизации + гидрослюдизации биотитов.
Это подробно показано А.Г. Коссовской и В.Д. Шутовым в 1955 г.
на примере стадиальных исследований мощного (многокиломе!
трового) верхоянского комплекса. Сверху вниз по разрезу ком!
плекса процесс изменений терригенного биотита нарастал, и
все реже в шлифах наблюдались слабо измененные пластинки
этого минерала. Наконец, после катагенетической стадии, при
глубоких метагенетических изменениях, биотит практически
полностью разрушается. На его месте остаются реликты в виде
темных, полупрозрачных скоплений рудного (железисто!тита!
нистого) тонкодисперсного вещества, иногда с кристалликами
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 11 2277
сидерита, иногда вместе с анатазом или с мельчайшими иголь!
чатыми новообразованиями рутила (вспомним о том, что при
разрушении биотита из его кристаллической решетки выносят!
ся катионы железа и титана).
Если наблюдать все это в шлифе песчаника, взятого из зо!
ны глубокого метагенеза, не видя шлифов аналогичных пород из
зон более слабых постседиментационных преобразований, то
можно с полным основанием усомниться, а был ли здесь изна!
чально терригенный биотит, или мы видим какие!то сгустки
криптозернистых аутигенных компонентов совсем иного гене!
зиса. Однако исследователи, которые хотя бы однажды имели
возможность проследить все стадии разрушения биотита внут!
ри мощных разрезов однородных по своему составу терриген!
ных толщ (таких, например, как отложения мела, юры, триаса и
верхнего палеозоя Западного Верхоянья суммарной мощнос!
тью не менее 16–20 км или отложения карбона в Донецком бас!
сейне), обычно легко узнают следы, оставшиеся на месте исчез!
нувших включений вышеупомянутого минерала. Кроме того, не!
редко даже в единичном шлифе удается видеть, как неодинако!
во поддаются разрушению разные чешуи биотита. Их можно
сравнить с листьями дерева осенью: одни уже засохли, а другие
в это же время едва затронуты увяданием. Если биотита в ис!
ходном осадке было много, то в породе, прошедшей через ста!
дию глубоких катагенетических преобразований, бывают хоро!
шо заметны не только конечные, но и промежуточные продукты
его частичных изменений. Между ними удается найти переход!
ные разности, убеждающие в том, что биотит в конечном счете
превращается в непохожие на него сгустки аутигенных образо!
ваний.
Итак, в процессе прогрессивно усиливающихся постдиаге!
нетических преобразований обломочный биотит в конечном
итоге исчезает. Его разрушение (или сохранение в ничтожных по
размерам реликтах) считается одним из диагенетических при!
знаков метагенеза, называемого в зарубежной литературе ан
химетаморфизмом (см. в главе 3).
Интересно, что при дальнейшем вхождении породы во все
более напряженные термодинамические условия на вполне оп!
ределенной ступени матаморфизма (в конце зеленосланцевой
стадии) вновь воссоздается биотит. Но этот минерал обладает
уже совсем иными типоморфными свойствами по сравнению с
прежним.
112288 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаасскк уурртт
Метаморфогенный биотит отличен, прежде всего, своими
структурными взаимоотношениями с соседними минеральными
частицами. Он образует вростки в края кристаллов полевого
шпата или кварца — элементы лепидобластовой структуры. От!
личается ярким, обычно коричневато!бурым цветом, очень кон!
трастным плеохроизмом и, главное, свежестью своего облика,
благодаря отсутствию признаков замещения его теми аутиген!
ными образованиями, о которых было рассказано выше.
Добавим к вышесказанному, что на трансформации слюд
при предметаморфических стадиях литогенеза большое влия!
ние оказывает генетическая принадлежность той породы, в кото!
рой эти слюды находятся. Генезисом обусловливаются исходный
состав глинистого минерала и состав, а также структура той сре!
ды, в которой он находится. Последние способны существенно
ускорить либо замедлить темпы трансформаций. Например, в
песчаных отложениях, где на межзерновых контактах под влия!
нием неравномерно распределенных давлений возникает актив!
ная реакционноспособная среда, глинистое вещество транс!
формируется гораздо раньше (выше по разрезу), чем в слоях од!
нородного пелитового состава. Присутствие ОВ и его генетичес!
кая природа тоже активно влияют на характер преобразований
глинистого вещества. Подробнее этот вопрос рассмотрен в ра!
ботах П.П. Тимофеева и Л.И. Боголюбовой (1972, 1996).
5.7. Минералы группы хлоритов
Хлориты в шлифах из осадочных пород выглядят однооб!
разными, подчас слабо заметными из!за неярких (бледно!зеле!
новатых) окрасок и очень низких (преимущественно темно!се!
рых) цветов интерференции. Тем не менее, они бывают пред!
ставлены множеством разновидностей.
Как известно, кристаллическая структура хлоритов отлича!
ется от таковой у слюд тем, что в ней пакеты 2:1 слоев упорядо!
ченно чередуются с октаэдрическими бруситоподобными сет!
ками (см. рис. 5.4). Последние заселены внутри катионами маг!
ния либо железа. В зависимости от валентности катионов, заме!
щающих октаэдрические позиции, бывают четыре разновиднос!
ти хлоритов: диоктаэдрические, триоктаэдрические, ди!триок!
таэдрические и три!диоктаэдрические.
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 112299
В осадочных отложениях преобладают хлориты триоктаэд!
рического ряда:
(Si
4⋅x
Al
x
)
–x
6,00
(R
х
3+
R
2
6–х
)
+x
6,00
O
10
(OH)
8
,
где в состав катионов R
2+
и R
3+
обычно входят Mg
2+
, Fe
2+
, Al
3+
,
Fe
3+
, причем существует непрерывная серия изоморфных заме!
щений: Fe
2+
→Mg
2+
. Отсюда следует, что степень железистости
является одним из важнейших параметров, характеризующих
минерал данной группы. Другой существенной характеристикой
служит степень замещения Si
4+
на Al
3+
, которая колеблется от
2,34 до 3,45 на формульную единицу.
Источниками вещества для аутогенных хлоритов могут слу!
жить трансформации минералов группы биотита (см. выше),
внутрислойные растворения амфиболов, пироксенов и других
темноцветных минералов, а также преобразования вулканичес!
ких стекол (основного и среднего состава). По этой причине
хлориты особенно широко развиты в вулканогенно!осадочных и
терригенных отложениях грауваккового состава. На стадии глу!
боких катагенетических изменений упомянутых пород усилива!
ющиеся процессы хлоритизации обеспечивают рассмотренные
выше трансформации смектитов. Промежуточная фаза смеша!
нослойных минералов, которые на 50% сложены слоями хлори!
та с 50% лабильных пакетов — имеет собственное наименова!
ние: корренсит (Коссовская, Дриц, 1985). В данном направле!
нии трансформации осуществляются лишь при условии, что
осадочная толща в состоянии «обеспечить» поставку в растворы
необходимых количеств магния и железа. А это, в свою очередь,
возможно при наличии грауваккового (в особенности, вулкано!
миктового основного) вещества.
В благоприятных к тому условиях процессы хлоритообра!
зования могут еще более активизироваться на послекатагене!
тических стадиях, в частности, при термобарических обстанов!
ках начального метаморфизма фации зеленых сланцев. Напом!
ним, что название упомянутой фации как раз и было дано из!за
широкого развития там зеленоцветных минералов, в числе ко!
торых хлорит играет первостепенную роль (сказанное относит!
ся, конечно же, только к метаморфизованным меланократовым
породам — грауваккам, туфам, диабазам и др., тогда как квар!
циты, кварц!серицитовые сланцы, мраморы и ряд иных изна!
чально лейкократовых образований при метаморфизме этой
фации сохраняют светлые окраски).
1133 00 ОО ..ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт