Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо - и рудообразования
Подождите немного. Документ загружается.
кристаллы, по составу соответствующие альбиту №2–5. Микро!
скопические зазоры, возникающие при деформации между
двойниковыми индивидуумами, а также промежутки между кри!
сталликами альбита, развивающегося в результате перекрис!
таллизации плагиоклаза, нередко заполняются выделениями
низкопреломляющего минерала цеолитовой группы с интерфе!
ренционной окраской в серых тонах.
Между недеформированными зернами плагиоклаза, по со!
ставу соответствующими олигоклазу, и описанными выше ин!
тенсивно деформированными зернами, переходящими в огра!
ненные кристаллики альбита, прослеживается ряд переходов с
постепенным изменением оптических свойств.
Наряду с альбитизацией, полностью охватывающей обло!
мочные зерна, в результате чего возникают образования одно!
родного состава, широко распространены обломочные зерна, в
которых заметно альбитизирована лишь одна система двойни!
ков, другая же система сохраняет свой первоначальный состав
или же альбитизирована несравненно слабее. В результате та!
кой избирательной альбитизации в обломочных зернах наблю!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 116611
Рис. 7.9. Постепенное исчез"
новение двойниковой структу"
ры обломочного плагиоклаза в
песчанике могилевской свиты.
Шлиф, ник. +, увел. 220. По А.В. Ко!
пелиовичу (1962).
Рис. 7.8. Деформации обломочных зерен плагиоклаза с наруше"
нием их первичной формы и целостности кристаллов в песчанике
могилевской свиты. Шлиф, ник. +, увел. 220. По А.В. Копелиовичу (1962).
дается чередование двойниковых полосок с различным показа!
телем преломления (рис. 7.10), а в скрещенных николях в поло!
жении максимального просветления такие полоски обладают
различной интерференционной окраской. Характерно, что тре!
щины спайности, четко проявляющиеся в неизмененных или
слабее измененных двойниковых полосках, в альбитизирован!
ных полосках исчезают, и трещины спайности в этих случаях ста!
новятся прерывистыми.
Состав альбитизированной системы двойников (по заме!
рам на федоровском столике) соответствует альбиту от №2 до
№5, и углом 2V = +80
O
. Состав же сочетающийся с ними в тех же
зернах системы неизмененных, или слабее измененных двойни!
ков соответствует олигоклазу №11–14 с углом 2V = — 84
O
.
Заметно реже отмечаются обломочные зерна плагиоклаза,
подвергшиеся альбитизации с периферии, но сохранившие
свой более основной состав в «ядре» и приобретшие в результа!
те этого своеобразную вторичную зональную структуру (рис.
7.11., 7.12.). Периферические зоны таких образований пред!
ставлены альбитом, состав которого варьирует от №3 до №5,
внутренняя же часть соответствует олигоклазу от №17 до №12.
При этом состав плагиоклаза изменяется совершенно посте!
пенно. В проходящем свете граница между более основным яд!
ром и кислой периферией не улавливается.
116622 ОО.. ВВ .. ЯЯ ппаасс кк уурртт
Рис. 7.10. Альбитизация одной
системы двойников в обломоч"
ном плагиоклазе. Шлиф, без
анализатора, увел. 245. По А.В. Ко!
пелиовичу (1962).
Рис. 7.11. Зональность обло"
мочного зерна плагиоклаза —
результат постседиментаци"
онной альбитизации в ушицкой
свите.
Шлиф, ник. +, увел. 220. По
А.В. Копелиовичу (1962).
Еще реже встречается пятнистая альбитизация плагиокла!
за. В некоторых обломочных зернах последнего с основностью,
колеблющейся от №12 до №10, наблюдаются мелкие участки с
иным, более низким показателем преломления. Измерения на
ориентированных разрезах показали, что по составу они соот!
ветствуют альбиту. В целом возникают образования, несколько
напоминающие структуру «шахматного альбита» (рис. 7.13.).
Избирательная альбитизация в зернах плагиоклаза отчет!
ливо проявляются при последующих процессах замещения пла!
гиоклаза кварцем (рис. 7.14.), каолинитом и диккитом. Так как
плагиоклаз кислого состава легче замещается кварцем, нежели
более основной, то альбитизированная система двойников
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 116633
Рис. 7.12. Постседиментаци"
онная зональность обломоч"
ного плагиоклаза — результат
альбитизации в ушицкой сви"
те.
Шлиф, ник. +, увел. 150. По
А.В. Копелиовичу (1962).
Рис. 7.13. «Шахматная» аль"
битизация обломочного пла"
гиоклаза в ушицкой свите.
Шлиф, ник. +, увел. 200. По А.В.
Копелиовичу (1962).
Рис. 7.14. Избирательное заме"
щение альбитизированной сис"
темы двойников обломочного
плагиоклаза аутигенным квар"
цем на контакте с кварцевым
обломочным зерном (в левом
верхнем углу снимка) в ушицкой
свите.
Шлиф, ник. +, увел. 100. По
А.В. Копелиовичу (1962).
обычно интенсивнее замещается кварцем, в то время как двой!
ники более основного состава сохраняются. Еще заметнее эти
контрасты в составе проявляются при каолинизации и диккити!
зации, благодаря несравненно более легкому замещению эти!
ми минералами плагиоклаза более основного состава, нежели
альбит.
Как указывалось выше, альбитизация плагиоклаза нередко
сопровождается развитием цеолитовых минералов. Явная
связь, обнаруживающаяся между этими явлениями, указывает
на то, что она причинна.
Можно полагать, что этот процесс протекает путем заме!
щения в кристаллической решетке плагиоклаза Са
+2
и Al
+3
, со!
ответственно, ионами Na
+
и Si
+4
, в результате чего компонент
анортита в кристалле замещается альбитом. В условиях сжатия
такой процесс должен являться энергетически выгодным, по!
скольку радиусы ионов Ca
+2
и Al
+3
(1,04A и 0,57A) больше радиу!
сов ионов Na
+1
и Si
+4
(0,95A и 0,39A), занимающих их место в ре!
шетке. Высвобождающиеся в процессе альбитизации плагиок!
лазов ионы кальция и алюминия частично расходуются на обра!
зование натрий!кальциевых цеолитов, частично ведут к измене!
нию состава интерстиционных вод. Сам характер этих процес
сов альбитизациии и цеолитизации указывает на щелочной со
став среды, в которой происходили упомянутые изменения.
Очень похожие на все эти новообразования наблюдались
автором в породах верхнего палеозоя и мезозоя Верхоянья
(Япаскурт, 1980) и в породах триаса и нижней юры, которые
вскрыты скважиной СГ!6 на глубинах между 4,5 и 6 км в Колто!
горско!Уренгойской рифтогенной впадине чехла Западно!Си!
бирской плиты (Япаскурт и др., 1992). Кроме того, очень похо!
жие на вышеописанные коррозионные и регенерационные но!
вообразования в терригенных плагиоклазах показаны на фото!
графиях шлифов в поляризационном микроскопе и недавно
описаны норвежцами С.Н. Эренбергом и К.Г. Якобсоном в ста!
тье «Плагиоклазовое растворение, связанное с биодеградацией
нефти в песчаниках Brent Group, северная часть Северного мо!
ря» (Erenberg and Jacjbson, 2001); а также исследователями из
Университета в Эдинбурге Мартином Ли и Яном Парсоном в
статье «Микротекстуры и аутигенный полевой шпат в нижнеюр!
ской Humber Group Северного моря» (Martin R. Lee oul jan
Parsons, 2003) — они главное внимание уделили ортоклазу (бу!
116644 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
°
°
°
°
дет рассмотрен в дальнейшем разделе), но при этом об альби!
тизации писали тоже.
Из всего этого следует вывод о том, что донорская роль
плагиоклазов — поставщиков Са
2+
, отчасти Al
3+
и Si
4+
в интер!
стиционные растворы на стадии катагенеза практически гло!
бальна. Процесс «покисления» минералов и переход их в более
стабильную модификацию натриевых плагиоклазов активизиру!
ется при глубинном катагенезе и, особенно заметно, при мета!
генезе. Стопроцентная альбитизация плагиоклазов свойствен!
на зеленосланцевому метаморфизму; а ушедший из плагиокла!
зов кальций на этой стадии участвует в формировании мета!
морфогенных эпидотов (см. выше) и карбонатов.
Выше говорилось о донорстве плагиоклазов и др. минера!
лов применительно к главным элементам их кристаллических
структур. Однако существуют еще формульные изоморфные
примеси элементов, включая рудные. В плагиоклазах, напри!
мер, это свинец. Донорство Рb представляет интерес для ме!
таллогенической теории. В этом аспекте плагиоклазы мало изу!
чены, и предстоит еще многое раскрыть.
7.4. Слоистые силикаты
Cамыми активными донорами среди слоистых силикатов
являются их триоктаэдрические разности, хотя диоктаэдричес!
кие, как будет показано ниже в определенных условиях тоже не
лишены донорских качеств..
Биотиты (формулу см. в таблице 5.1) — главные доноры
были описаны в соответствующем разделе о триоктаэдрических
минералах в главе 5. Мы возвращаем читателя к этим строкам и
иллюстрациям, напоминая о том лишь, что терригенный биотит
испытывает трансформационные и коррозионные преобразо!
вания на всех стадиях осадочного процесса. Эти преобразова!
ния особенно активизируются при глубинном катагенезе, а на
стадии метагенеза большинство биотитовых чешуй оказывают!
ся замещенными иллит!хлоритовыми и др. минеральными агре!
гатами. Вынос из кристаллических решеток биотитов железа,
титана, кремнезема, алюминия, магния и др. катионов обеспе!
чивает рождение многих новых минералов: оксидов или карбо!
натов Fe, титаномагнетита, анатаза, брукита, нередко даже ру!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 116655
тила; а также аутигенного кварца, плагиоклаза, доломита (раз!
меры этих кристалликов бывают мельче 1 мкм). А.В. Копелиович
считал, что биотит может быть донором рудных элементов — не
только титана и железа (упомянутых выше), но свинца и цинка,
которые изначально могли составлять изоморфные примеси в
кристаллической решетке слюды. Добавим к этому, что помимо
Pb, Zn элементами, извлеченными из биотита, могут оказаться
также Au и др. благородные металлы — это предмет специаль!
ных геоминералогических исследований в ближайшем буду!
щем.
Развивая представления А.В. Копелиовича и А.Г. Коссов!
ской, автор совместно с коллегой от кафедры петрологии МГУ
О.В. Парфеновой представил к Всероссийскому литологическо!
му совещанию 2000 г. доклад на тему «Новое о трансформации
слюд при катагенезе терригенных комплексов» на примере пре!
цизионных исследований комплектов пород раннего мезозоя
Тюменской сверхглубокой скважины СГ!6 (Колтогорско!Урен!
гойский прогиб, север Западной Сибири) (Парфенова, Япас!
курт, 2000 а, б). При электронномикроскопических и микрозон!
довых исследованиях были получены новые данные о трансфор!
мации кластогенных биотитов и мусковитов.
Ранее нами же было показано, что единая пластина биоти!
та может замещаться иллитом и хлоритом (рис. 7.15.) или хло!
ритами, резко различающимися по своему составу (таблица 7.2,
анализы 1,2). Более сложная трансформация биотита наблюда!
лась в обр. 6428 (глубина 5830 м). Новообразованные фазы
представлены хлоритом, иллитом (таблица 7.2, ан. 3 и 4 соот!
ветственно), а также кремнеземом, имеющим волокнистое
строение; последний «сбрасывается» при замещении биотита
хлоритом. Часто хлориты, замещающие биотит, имеют высокие
116666 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
Рис. 7.15. Замещение класто"
генного биотита (Bt) хлоритом
(Chl) и иллитом (Ill); Qtz —
кварц.
Зарисовка под электрон!
ным микроскопом (обр. 6416 из от!
ложений Т
3
Тюменской сверхглубо!
кой СГ!6). Рис. О.В. Парфеновой.
содержания титана, достигающие 0,17–0,23 форм. ед. Такие
хлориты представляют собой промежуточный, метастабильный
продукт трансформации кластогенных биотитов, высокое со!
держание титана наследуется от замещаемого биотита.
В процессе прогрессивно усиливающихся постдиагенети!
ческих преобразований обломочный биотит в конечном итоге
исчезает. Напомню, что его разрушение (или сохранение в ни!
чтожных по размерам реликтах) считается одним из диагности!
ческих признаков стадии метагенеза».
Диоктаэдрический партнер биотита — мусковит, многие
исследователи считают устойчивым минералом (см. рис. 7.1).
Это, вероятно, связано с тем, что под обычным микроскопом
мусковит выглядит всюду свежим. Тем не менее, в литературе
описаны случаи преобразования мусковита в каолинит без об!
разования каких!либо промежуточных фаз. А результаты наших
исследований показывают, что состав новообразований, возни!
кающих при трансформации кластогенных мусковитов, может
быть весьма разнообразным. Так, например, сложное разложе!
ние крупной частицы мусковит!фенгита наблюдалось в обр.
7098 (глубина 6090 м). Под электронным микроскопом видно
полосчатое замещение мусковита, причем замещающие мине!
ралы расположены параллельно его спайности. Новообразо!
ванные минералы представлены двумя мусковит!фенгитами,
различающимися по составу (таблица 7.2, ан. 5 и 6), хлоритом,
альбитом и кварцем. Кварц образуется за счет излишков крем!
незема при замещении мусковита хлоритом; натрий для форми!
рования альбита, по!видимому, заимствуется из парагонитовой
составляющей мусковита.
Известно, что в метаморфических породах при возраста!
нии температуры и переходе мусковит!фенгита в мусковит в по!
следнем происходит возрастание парагонитовой составляю!
щей. В предметаморфических породах аналогом парагонита яв!
ляется браммалит, состав которого соответствует Na — иллиту.
Детальному изучению этого минерала и условий его формиро!
вания посвящена работа Ливи с соавторами (Livi et al., 1997), ко!
торые предполагают, что браммалит в анхизоне служит новой
фазой, появляющейся в верхах зоны диагенеза (катагенеза, со!
гласно нашей стадиальной терминологии) или в низах анхизоны
(метагенеза). В таких случаях браммалит является предшест!
венником парагонита, что видно из реакции: К!смектит + Na!ис!
точник (полевой шпат или флюид) + высокоглиноземистая фаза
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 11 6677
116688 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
Таблица 7.2.
Составы продуктов изменения кластогенных биотитов и мусковитов в породах керна скважины СГ"6,
по О.В. Парфеновой и автору (см. рис. 7.15. и 7.16.).
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 116699
Примечание: кристаллохимические формулы слюд расчитаны на 11 атомов кислорода, хлоритов
— на 14. Х
Fe%
— железистость минерала, ∑
ок
— сумма катионов, заполняющих октаэдрические
позиции
= nm смесь K!Na слюды + браммалит = дискретный парагонит +
мусковит.
Нами под электронным микроскопом в обр. 7426 (глубина
6220 м) в кластогенном мусковите наблюдались структуры,
сходные со структурами распада, в которых включения сложены
браммалитом (таблица 7.2, ан. 8 и 9). Браммалитовые участки в
виде хорошо оформленной частицы и тонких полосок, парал!
лельных спайности мусковита, хорошо видны в обр. 7098 (рис.
7.16.). Состав мусковита и браммалита приведены в таблице
7.2, ан. 10 и 11.
Из всего вышесказанного следует, чот устойчивость алло!
тигенных мусковитов оказалась весьма относительной. Приве!
денные нами исследования позволили рассмотреть некоторые
аспекты процесса дифференциации вещества при трансформа!
ции этих слюд. Так, было показано, что хлоритизация биотитов и
мусковитов приводит к «сбрасыванию» значительных количеств
кремнезема, который может сохраниться в пределах пластинки
обломочной слюды или удалиться за ее пределы. Иллитизация
слюд порождает также интенсивный вынос щелочей и, как след!
ствие этого, повышение щелочности интерстиционных раство!
ров. А целочность, в свою очередь, активизирует коррозию и ча!
стичное растворение соседних со слюдой обломочных зерен
кварца и полевых шпатов, которые обретают здесь качества до!
норов.
В заключение заметим, что роль терригенных слюд в оса
дочном процессе двояка. Это не только доноры, но в известной
мере концентраторы веществ. На последнюю особенность об!
ращал внимание Ю.В. Яшунский (1990), который показал кон!
кретные примеры возникновения на стадиях диагенеза и катаге!
неза в обломочных слюдах мельчайших включений пирита, сфа!
лерита, барита, доломита, коффинита, настурана, гетита и ряда
117700 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
Рис. 7.16. Браммалитовая
фаза (Br) в кластогенном мус"
ковите (Ms); Cal — кальцит, Qtz
— кварц.
Зарисовка под элек!
тронным микроскопом, (обр. 7098
там же, что и на рис. 7.15). Рис.
О.В. Парфеновой.