Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо - и рудообразования
Подождите немного. Документ загружается.
но раскристаллизован (смесь аморфного вещества и смектита),
то, по!видимому, целесообразно назвать его фиброхлорофеи"
том. Поскольку все исследователи считали хлорофеит магмати!
ческим (или позднемагматическим) продуктом — гидратирован!
ным ликвантом расплава … или результатом гидратации оста!
точного расплава или стекла … , то целесообразно введение тер!
мина протохлорофеит. Хлорофеит, представляющий собой
водный гель, мог оформиться только при температуре не выше
точки конденсации воды за счет какой!то предшествующей фа!
зы, которую мы и будем именовать протохлорофеитом. При этом
мы допускаем изохимичный фазовый переход протохлорофеита
в хлорофеит» (Симанович, Кудрявцев, 1982, с. 43!44). Эти иссле!
дователи, после рассмотрения ими микроструктурных и микро!
текстурных признаков продувки почти застывших лав флюидами
преимущественно экзогенного происхождения, обращали вни!
мание на следующий, важный для понимания океанского седи!
ментогенеза аспект: хлорофеит, играющий значительную роль в
минеральном преобразовании базальтов, сам по себе является
матрицей, по которой развиваются вторичные минералы —
смектиты, селадонит и др., т.е. минералы, широко распростра!
ненные в глинистых осадках океанских глубин (см. в главе 12).
13.3. Вторичные преобразования базальтов
и формирование рудоносных растворов
Эта проблема затронута многими исследователями — аме!
риканскими, японскими, итальянскими, отечественными и др. О
ней писал в своих работах академик А.П. Лисицын. Защищались
соответствующие диссертации по специальностям: «геохимия»,
«геология и геохимия полезных ископаемых», «морская геоло!
гия». Тема неисчерпаема, но здесь будет освещен ее аспект в
продолжении обзора работы А.Г. Коссовской, В.В. Петровой и
В.Д, Шутова (1982). Ссылаясь в основном на зарубежные иссле!
дования, дополняемые собственными материалами, которые
иллюстрируют экстракцию рудоносных компонентов из некото!
рых структурных типов базальтов, эти литологи привели в каче!
стве наглядного примера нижеследующую конвекционную мо!
дель формирования металлоносных осадков Е. Бонатти (E.
Bonatti) и Й.Р. Точа (J.R. Toth) (рис. 13.3.). Суть ее такова (в до!
словном изложении текста А.Г. Коссовской и др.).
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 332211
В активных зонах холодная морская вода проникает в тре!
щины базальтов, нагреваясь при этом до 300
О
С и выше. Состав
ее при этом меняется — слабощелочные растворы делаются
кислыми с рН<4 и восстановленными. Эти растворы способны
интенсивно выщелачивать металлы из базальтов.
Процесс сопровождается интенсивным выщелачиванием
Mg и Si и формированием Mg и Fe!Mg!смектитов. Ранний уход
Mg и части ионов ОН из растворов обеспечивает падение рН до
4,5. При смешении этих флюидов с щелочной морской водой в
зависимости от условий разгрузки может произойти разобще!
ние Fe и Mn. Железо выпадает на всех стадиях «разведения»
флюид — морская вода, Mn остается в растворах. В серии экс!
периментов Моттл и др. показали, что в системах с низким отно!
шением вода — порода (3:1) при Т=200–300
О
С в растворах ока!
зывается относительно мало Fe и Mn; при Т=300–500
О
С количе!
ство Fe и Mn резко увеличивается. Низкое содержание в раство!
ре при Т=200
О
С Fe и Mn, как предполагают авторы, может быть
связано с вхождением их в синтезирующиеся смектиты. В экс!
периментах при более высоких температурах получена ассоци!
ация сульфидов железа и меди: пирит, пирротин, халькопирит.
Источником серы являлись как сами базальты, так и сульфаты
морской воды, восстановленные окислением Fe
2+
в Fe
3+
.
332222 ОО.. ВВ.. ЯЯпп аа сс ккуу рр тт
Рис. 13.3. Схема проникновения морской воды в океанические
базальты, формирования гидротермальных глин с Fe— и Mn"кор"
ками и металлоносных осадков, по I. Toth с упрощениями; из ста!
тьи (Коссовская, Петрова, Шутов, 1982):
1 — гидротермальные глины; 2 — Fe!Mn!корки; 3 — MnО
2
(бернессит, то!
доркит); 4 — металлоносные осадки.
Таким образом, железо и медь могут выпадать на более
ранних стадиях подъема горячих растворов, образуя сульфиды,
заполняющие пустоты и жилки в базальтах. При излиянии рас!
творов на дно и смешении их с холодной морской водой железо
окисляется и выпадает в виде гидрооксидов или, взаимодейст!
вуя с кремнеземом железистых силикатов — нонтронита. А мар!
ганец, оставаясь в растворах дольше, выпадает и часто образу!
ет скопления гидрооксидов, в составе которых присутствуют
бёрнессит, тодоркит или группа вернадита.
Приведя эту модель, подкрепленную ссылками на конкретные
объекты — рудоносные осадки океанического дна, А.Г. Коссовская
и ее коллеги поставили такой вопрос: какие же факторы управляют
изменениями базальтов и соответственно возможностью извлече!
ния из них рудных компонентов при процессах, не связанных с экс!
тремальными условиями, имеющими место на современных гео!
термальных полях океанов? И отвечают на этот вопрос так.
Во!первых, один из важнейших факторов — проницаемость
пород, обеспечивающая доступ и циркуляцию морской воды. Ба!
зальты обычно рассечены многочисленными трещинами контрак!
ционного и более позднего происхождения, связанного с тектони!
ческими подвижками. По статистическим данным, типичные тре!
щины в базальтах имеют ширину от долей до 2 мм, но иногда до!
стигают 2 см, и длину до 1,5 м. Выход керна базальтов во многих
скважинах очень невелик, часто это отдельные фрагменты. В од!
ной из эталонных скважин (332, 37!й рейс), вскрывших базальты
на глубину свыше 500м, выход керна всего 21%. Было высказано
предположение, что остальные 79% оказались сильно раздроб!
ленными. В значительной степени проницаемость определяется
структурными характеристиками пород, степенью везикулярнос!
ти, соотношением стекловатой массы и кристаллов, мощностью
отдельных потоков. Массивные потоки изменены обычно значи!
тельно слабее пиллоу!лав или тонких потоков. Трещины, везику!
лы, различные пустоты залечиваются, заполняясь глинистыми ми!
нералами, рудными выделениями, цеолитами, кальцитом; они
служат на разных этапах и путями циркуляции растворов, и поме!
щениями для интенсивного аутигенного минералообразования.
Во!вторых, помимо текстурной макропроницаемости важ!
ная роль принадлежит микропроницаемости, связанной со
структурной неоднородностью в строении пиллоу!лав. Внешние
оболочки пиллоу имеют очень разнородную структуру. Вслед за
редко сохраняющейся брекчированной зоной гиалокластита
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 3322 33
следует сидеромелановая корка, по которой развиваются про!
цессы палагонизации. Далее следует вариолитовая зона и на
2–4 см вглубь от закаленной поверхности — зона метельчато!
перистых структур, представленных тонко сросшимися вееро!
подобными или сноповидными, трудно микроскопически опре!
делимыми пироксенами, длинными игольчатыми плагиоклаза!
ми и стеклом, а вслед за ней уже появляются микропойкилито!
вые структуры с удлиненными скелетными плагиоклазами.
Эта тонкая концентрическая неоднородность сопряженных
разных структурных зон наряду с трещинами конрактации со!
ставляют многочисленные пути для инфильтрационного и диф!
фузивного проникновения воды, определяющей самые ранние
стадии изменения пород. Наиболее уязвима для начального
преобразования пород не сидеромелановая оболочка, а варио!
литовая и следующая за ней зона перисто!метельчатых или сно!
повидных структур. Вдоль этой зоны, как и вдоль радиальных
трещин, раньше всего появляется темное гало, связанное, по!
видимому, с окислением тончайших дендритовидных и волосо!
видных пироксенов, присутствующих в стекловатых текстурах, а
также, возможно, мельчайших кристаллитов титаномагнетита.
Увеличение отношения Fe
2
O
3
/FeO+Fe
2
O
3
, от 0,1 до 0,3 и более
является первым показателем изменения базальтов, и фиксиру!
ется задолго до того, как появляются новообразованные сили!
катные фазы. Базальты со стекловатыми структурами легко под!
даются окислению, и даже в очень слабо измененных породах
около тончайших секущих жилок появляются бурые окраски,
превращаемые иногда в темные пятна гидрооксидов железа,
почти не просвечивающие под микроскопом. Легкость окисле!
ния базальтов со сноповидно!метельчатыми структурами объ!
ясняется тем, что в них не успели выкристаллизоваться пирок!
сены и титаномагнетит, а потому им свойственно увеличение со!
держания железа от 5–7% в фенокристаллах и до 20–25% в ден!
дритовидных кристаллах основной массы.
На приведенных выше описаниях детальнейших наблюде!
ний вещественно!структурно!текстурных особенностей при!
родного объекта исследования и на описаниях цепи логических
рассуждений авторов этих наблюдений, когда они обосновыва!
ют свою модель природного процесса — читатель может убе!
диться в том, насколько продуктивен стадиальный анализ мине!
ральных породных компонент применительно к фактологичес!
кой аргументации теоретических схем и концепций.
332244 ОО.. ВВ .. ЯЯ ппаасс кк уу рртт
Глава 14. ЗАВЕРШАЮЩАЯ
Подводя итог всему вышеизложенному, автор считает уме!
стным обсудить аспекты дальнейшего развития стадиально!ге!
нетических исследований минералогии осадочных образований
в земной коре — на континентах и океанском дне. Общие пред!
ставления о вкладе этого научного направления в решение фун!
даментальных и прикладных проблем литологии и минерагении
можно извлечь из предыдущего обзора, начиная от 5!й и по
13!ю главу включительно. Однако той информацией не были ис!
черпаны все сведения о результативности научных работ в дан!
ной области и о нереализованных возможностях положенной в
их основу методологии.
Поясню вышесказанное: сегодня не все минеральные груп!
пы одинаково детально и полно исследованы применительно к
их участию в осадочном процессе. Главными объектами внима!
ния литологов в этом аспекте были и остаются силикаты, алю!
мосиликаты и кварц. Другие категории минералов не вошли в
сферу исследований А.Г. Коссовской и ее учеников. Эти минера!
лы (из карбонатных, фосфатных, латеритных, эвапоритовых и
других осадочных формаций) все еще ждут своих исследовате!
лей, которые проанализировали бы их типоморфные признаки,
особенности кристаллохимии и парагенетические сочетания
применительно к обстановкам седиментогенеза и постседи!
ментационным стадиям литогенеза. В таком аспекте предстоит
переосмыслить обильный, накопленный в XX — начале XXI веков
геологами и минералогами фактический материал. Изучение
отдельных минеральных видов уже ведется.
Так, например, после ухода из жизни А.Г. Коссовской, замет!
ный вклад в познание геоминералогии и стадиальной эволюции в
осадочном процессе сульфидов железа внес В.Г. Викулов в защи!
щенной им на Геологическом факультете МГУ кандидатской дис!
сертации о пиритах угленосных формаций и в коллективной мо!
нографии (Викулов и др., 2002). В еще более широком плане он!
тогению микроструктур диагенетического и постдиагенетическо!
го пирита колчеданных руд показали новочеркасские ученые И.А.
Богуш и А.А. Бурцев (2004). А по геоминералогии силикатных руд
железа еще при жизни А.Г. Коссовской и под ее руководством ин!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 332255
тересные открытия сделала Е.В. Голубовская (1999) (ГИН РАН),
которая продолжила эту тематику работ до сего времени. Боль!
шой вклад в раскрытие эволюции форм накопления в осадках и
механизмов преобразования аморфного кремнезема, а также по!
лиминеральных тонкодисперсных систем внесла и продолжает
вносить И.И. Плюснина (1983, 2004) (Геологический факультет
МГУ). Возникновение и трансформирование при седиментоге!
незе, диагенезе и катагенезе карбонатных минеральных и по!
родных ассоциаций глубоко проанализировали А.А. Махнач
(1989 и др.) — ныне академик НАН Беларуси, а также профессор
РГУ нефти и газа им. акад. И.С. Губкина В.Г. Кузнецов (2000,
2003). Кристаллохимия и механизмы осадочно!диагенетическо!
го карбонатообразования были обстоятельно описаны в пере!
веденном на русский язык учебнике М.Р. Лидера (1986). Также
новые сведения о механизмах возникновения и преобразования
фосфатов и о микроструктурных признаках прежней «работы»
этих механизмов (с привлечением новейшей электронно!мик!
роскопической аппаратуры) опубликован московскими учеными
РАН В.П. Батуриным, Э.Л. Школьником, В.Н. Холодовым и др.
Тем не менее, у исследователей до сих пор осталось гораз!
до больше, чем сделано, нереализованных возможностей по
раскрытию закономерностей и признаков влияния экзогенных
обстановок и факторов седименто! и литогенеза на конкретные
параметры кристаллических решеток и типоморфизм многих из
оксидов, гидрооксидов, карбонатов, фосфатов, сульфатов, нит!
ратов и др. минеральных образований. Новые сведения о них в
сочетании с известными данными о геоминералогии силикатов
послужат серьезным импульсом к дальнейшему уточнению ре!
шений теоретических задач литологии.
Здесь есть над чем поработать в будущем, принимая во
внимание то, что методология стадиально!геоминералогичес!
ких работ неоднократно апробирована (см. в главах 1, 2, 4). Она
отвечает современным стандартам уровня мировой науки, по!
тому что характеризуется: комплексностью, системностью и ис!
торичностью подхода к изучаемому природному объекту, у кото!
рого все системные компоненты взаимосвязаны и взаимозави!
симы в периоды их зарождения и на всем протяжении своих ге!
ологических жизней. Читатели могли убедиться в этом на при!
мере самых очевидных взаимоотношений между минералами!
донорами и минералами!воспреемниками донорских веществ в
едином осадочном теле терригенной формации (рис. 14.1.).
332266 ОО ..ВВ .. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 332277
Рис. 14.1. Схема изменения минеральных компонентов терригенных пород в разрезе верхоянского
комплекса, по А.Г. Коссовской и В.Д. Шутову, 1956 г.
В кружках — компоненты обломочные, в квадратах — видоизмененные и новообразованные; шириной заштрихованных
полос символизируются изменения их содержания; цифрами I–IV обозначены зоны преобразования пород, их мощно!
сти и возраст: I — неизмененного глинистого цемента, 500 м, верхи К
1
, II — хлоритового и хлорито!кварцевого цемен!
та, 3000–3500 м, К
1
–J
3
, III — кварцево!регенерационного цемента, 4000–6000 м, J
2
– P
1
, IV — кварцево!регенерацион!
ного и слюдистого шиповидного цемента, 3500 м, P
1
.
Все эти аллотигенные и аутигенные минералы представля!
ют собой первичные элементы флюидно!породных систем зоны
осадкообразования и стратисферы. Системы эти именованы
«флюидно!породными» вследствие деятельного участия в ми!
нералогенезе флюидной фазы разного происхождения (седи!
ментогенного, постседиментационного и ювенильного). Вне
этой фазы любые структурно!вещественные преобразования
минералов и их ассоциаций, т.е. осадочных пород в подавляю!
щем их большинстве не смогли бы реализоваться. Синтез но!
вейших данных о ведущей роли флюидной фазы в осадочном
минерало! и породообразовании, а также о принципах и кон!
кретных приемах системного анализа эволюции процессов ли!
тогенеза читатель может извлечь из недавно изданной книги ав!
тора (Япаскурт, 2005).
Теперь надо сделать еще одно существенное замечание ко
всему описанному выше. Излагая курс геоминералогии, автор
сознательно сделал допущение, которое облегчило восприятие
сложного и разнообразного фактического материала, но неиз!
бежно упростило представление о функционировании природ!
ных систем. Мы рассматривали взаимосвязи в основном только
минеральных компонентов, принимая при этом во внимание по!
стоянное «посредничество» флюидной фазы. Однако в нераз!
рывном единстве с ними практически повсеместно находятся
компоненты ОВ, которые очень существенно влияют на харак!
тер и направленность процессов минералогенеза, и во многом
определяют его конечные результаты. А мы в ряде случаев этот
важный фактор седименто! и литогенеза условно как бы «выво!
дили за скобки», хотя местами отмечали его роль (см. в главе 3).
При описании глинистых минералов (в главе 5) кратко отме!
чено участие бактериального фактора в генезисе глауконитов.
Сейчас этому вопросу посвящена целая серия глубоких иссле!
дований российских и зарубежных ученых, прежде всего, со!
трудников ГИН РАН Р.Ф. Гептнера и Т.А. Ивановской (1998). Во!
обще роль микробиальных процессов в аутигенном минерало!
генезе до недавнего времени явно недооценивалась. Сейчас
под редакцией академика РАН А.Ю. Розанова опубликованы ра!
боты, где убедительно показана огромная роль жизнедеятель!
ности микроорганизмов, влиявших на процессы осадочного по!
родообразования. Об этом лучше всего можно рассказать до!
словной цитатой их вышеуказанного исследователя.
332288 ОО ..ВВ .. ЯЯ пп аасс кк уу рртт
«Итак, образование многих осадочных пород сегодня мож!
но связать с деятельностью микробов. Для фосфоритов, карбо!
натов и высокоуглеродистых пород это совершенно очевидно.
Однако стало понятным, что и в обычных глинистых породах,
особенно если они содержат хотя бы минимальное количество
углерода, легко обнаружить фоссилизированные остатки мик!
робов, в том числе цианобактерий. Недавно с этой точки зрения
были хорошо изучены вендские породы Приуралья, где в сква!
жинах в обычных аргиллитах обнаружили нитевидные цианобак!
терии. Аналогичные результаты были получены и по глинистым
породам нижнего кембрия Сибирской платформы и Южной Ав!
стралии.
Вероятно, следует особенно подчеркнуть: исследования
древних пород наводят на мысль, что при накоплении глинистых
осадков микробы, с одной стороны, могут играть роль организа!
тора транспорта глинистых частиц на дно, а с другой — быть ка!
тализатором образования аутогенных силикатов в слизистых
чехлах цианобактерии. Последнее казалось достаточно очевид!
ным при рассмотрении древних пород, где бактерии замеща!
лись алюмосиликатами. Это было отчетливо и неоднократно по!
казано на современном материале. Слоистые силикаты образо!
вывались как на коккоидных, так и на нитчатых формах» (Роза!
нов, 2002, с.19). И в подтверждение этой цитаты, ее автор про!
демонстрировал ряд микрофотографий, сделанных с помощью
растрового электронного микроскопа с высоким разрешением
и четкостью изображения.
Но вернемся теперь от бактериального фактора к общей
роли захороненных в осадках ОВ. В фактологических фрагмен!
тах текстов глав 5–13 мы ограничивались краткой констатацией
количественных и качественных влияний ОВ на минерагеничес!
кие процессы. Но это была несколько упрощенная схема, по!
скольку сегодня существуют не учтенные в книге схемы деталь!
нейшей вещественно!генетической типизации категорий ОВ и
описания их роли в процессах генерации твердых и жидких угле!
водородов. Применительно к континентальным угленосным
формациям новейшие данные в этой области содержатся в не!
давней монографии П.П. Тимофеева (2006), а к морским нефте!
генерирующим и газогенерирующим комплексам — их ОВ дос!
конально исследовали геологи!нефтяники школ Н.Б. Вассоеви!
ча (1986), С.Г. Неручева, А.Э. Конторовича; см. обобщения в
учебнике (Баженова и др., 2000). По своей глубине и детальнос!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 332299
ти это научное направление превзошло геоминералогию, хотя, к
сожалению, в очень немногих работах анализ формирования и
трансформирования компонентов ОВ сочетается с глубоким
анализом эволюции минерального вещества. Такие исследова!
ния предпринимались отдельными геологами, начиная со вто!
рой половины XX в.: А.И. Гусевым, А.И. Бочарниковой и др.
(1965), В.М. Желинским (1980), Г.А. Ивановым (1968), С.Д. Ма!
лининым (1963), Т.М. Пчелиной (1970), Б.А. Соколовым и О.В.
Япаскуртом (1983), П.П. Тимофеевым и Л.И. Боголюбовой
(1969); а ныне продолжены В.В. Петровой, И.Е. Стукаловой и др.
(2003). Они касаются отдельных минеральных групп — глинис!
тых минералов, кварца, полевых шпатов и др.
В дальнейшем, по!видимому, будет целесообразно синте!
зировать развитие геоминералогических исследований с угле!
петрографическими и нефтегеологическими исследованиями
ОВ на формационной основе. Причем объекты этих обобщений
непременно выйдут за пределы формаций терригенных, охва!
тив карбонатные, кремнистые, фосфатные и др. породные ком!
плексы, которые представляются почти нетронутой целиной для
новых открытий в рассмотренной здесь научной области.
Очень важный аспект — внедрение геоминералогических
исследований в минерагению. Сейчас в этом направлении ра!
ботает автор со своими коллегами – профессором геологичес!
кого факультета МГУ В.И. Старостиным, докторами наук из ГИН
РАН О.Г. Лазуром, И.М. Симановичем, Н.А. Созиновым, Ю.Г. Це!
ховским и из ИГЕМ РАН Б.А. Богатыревым (Старостин, Япаскурт,
2007; Цеховский и др., 2008) и др., см. в главе 10. Суть развива!
емой в наших работах концепции такова. Это принципиально
новый подход к оценке роли стратисферы как вместилища поли!
генных руд, сформированных под влияниями экзо! и эндоген!
ных факторов. Сюда относятся, в первую очередь, стратиформ!
ные месторождения благородных, цветных металлов, железа,
магния и др. Они частично рассматривались в конце главы 10.
Так вот, традиционно геологи, изучавшие постседиментацион!
ные процессы мобилизации металлов внутри осадочной обо!
лочки (под влияниями гидротерм, метаморфизма или магма!
тизма), рассматривали стратисферу как инертное вместилище
рудных тел, уделяя внимание в основном дислокационно!текс!
турным и структурным особенностям осадочных пород в аспек!
те их коллекторских свойств — благоприятных или неблагопри!
ятных для миграции рудоносных флюидов. Попутно изучались
333300 ОО.. ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт