Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо - и рудообразования
Подождите немного. Документ загружается.
4.3. Типоморфные признаки минеральных ПК
и их значения для решения задач
геоминералогии
Выполняя стадиально!геоминералогические исследова!
ния, литолог должен акцентировать большую долю внимания на
характерные, или типоморфные признаки породообразующих и
сопутствующих им (акцессорных) минералов.
Типоморфные признаки ПК — это не только внешне за
метные особенности того или иного минерального вида (его
цвет, сингония, характер спайности, включений, физические
свойства и проч.), но также и особенности микроструктуры на
атомарном уровне (дислокации кристаллической решетки, изо!
морфные замещения, политипия и проч.). Даем читателю необ!
ходимую информацию о терминологии.
Изоморфизм — это свойство атомов (или ионов) одних ве
ществ замещать в структуре кристалла атомы (или ионы) других
веществ. Он бывает изовалентным (например, в оливинах изо!
морфно замещают друг друга катионы Fe
2+
и Mg
2+
) и гетерова!
лентным (в слюдах 2Al
3+
↔
3 Mg
2+
или в цеолитах 2Na
+
замеща!
ются ионом Са
2+
). По степени совершенства изоморфизм может
быть полным, или совершенным — при 100% замещении иона
другим ионом, а также частичным, или несовершенным (ограни!
ченным) когда этот процесс реализуется в пределах сотых до!
лей процента, до нескольких процентов. В обобщенных мине!
ральных формулах изоморфно замещаемые друг другом эле!
менты помещаются внутри скобок, как, например, в монаците:
(Ce, La, Y, Th, Ca) [PO
4
, Sio
4
]. При этом катионы группируются в
скобках круглых, а анионы — в квадратных.
Следует помнить, что при любом проявлении изоморфизма
внутриминеральное электростатическое равновесие соблюда!
ется непременно, т.е. изоморфные замещения — катионные и
анионные осуществляются при сохранении равенства сумм ва!
лентностей положительных и отрицательных.
Полиморфизм — это способность одинаковых по своему
составу веществ образовывать различные структуры и, как
следствие, различные морфологические формы кристаллов.
Классический пример: алмаз и графит. Менее наглядный, но бо!
лее распространенный в природе случай — полиморфизм гли!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 8811
нистых минералов. Их политипия, т.е наличие полиморфных
модификаций, возникающих под влиянием вполне определен!
ных, менявшихся внутри стратисферы термобарических режи!
мов, подробно описывается ниже (см. главу 5).
Изоморфизм и полиморфизм в совокупности с зависимы!
ми от них физическими свойствами минералов (морфологией
кристаллов, их плотностью, твердостью, цветом) характеризуют
тот самый типоморфизм, с которого мы начали этот раздел.
Этим термином минералоги именуют именно те признаки, по
которым устанавливаются состав, температура образования
или преобразования исследуемого кристалла. В задачи геоми!
нералогии как раз входят исследования отдельных минераллов!
индикаторов Р!Т режимов и рН!Еh условий в осадочном процес!
се (см. в главе 1). Поэтому типоморфные признаки, их описание
и анализ условий возникновения или разрушения — находятся в
центре внимания, и будут описаны в следующих главах.
Добавим, что типоморфизм рассматривается геоминера
логией непременно на генетической основе, т.е. применительно
к каждой группе ПК, описанной в предыдущем разделе, обособ!
ленно. Рассматривая разновозрастные парагенетические ассо!
циации ПК и сравнивая типоморфизм одинаковых минералов из
разных парагенетических ассоциаций, мы получаем некоторую
информацию об изменениях и эволюции факторов осадочного
минералогенеза в геологическом времени.
4.4. Принципы обособления минеральных
группучастников осадочного процесса
Принципы, по которым группируются минералы, участвую!
щие в осадочном процессе, отличны от схем классической ми!
нералогии. Там исходят из кристаллохимических особенностей
самого минерала, а здесь в первую очередь принимаются во
внимание способ его поведения на стадиях: мобилизации оса!
дочных веществ, их переноса и накопления (седиментогенеза),
диагенеза, катагенеза и метагенеза (раннего метаморфизма).
По такому принципу А.Г. Коссовская делила исследованные ею
минеральные виды (в основном, силикаты и отчасти оксиды) на
три нижеследующие группы.
8822 ОО ..ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт
1. Минералы"доноры веществ для аутигенеза — из магма!
тических пород преимущественно ультраосновного и основного,
реже среднего и кислого состава, весьма неустойчивые к воз!
действию факторов гипергенеза, седиментогенеза и диагенеза;
относительно легко корродируемые. Это, прежде всего, оливи!
ны, а также пироксены, амфиболы, эпидоты, гранаты и сущест!
венно кальциевые плагиоклазы, которые служат поставщиками в
растворы кремнезема, глинозема, а также катионов Ca
2+
, Mg
2+
и
Fe
2+
, которые становятся «строительным материалом» для фор!
мирования аутигенных глинистых минералов, цеолитов, карбо!
натов и др. новообразований в горных породах на стадиях диаге!
неза и катагенеза. Минералы этой группы, представленные ал!
лотигенными разностями, в большинстве своем находятся в ка!
честве редких — акцессорных включений в составе песчаных и
алевритовых осадков и пород. Но их индивидуальные типоморф!
ные признаки чрезвычайно ценны для аргументации предполо!
жений относительно вещественных составов субстрата и мест
нахождения питающих провинций (палеосуши) древних СБ — см.
в работах В.П. Батурина (1937) и М.Г. Бергера (1986).
2. Минералы"наследники (точнее, наследники!долгожите!
ли) первичных характеристик материнских пород отличаются ус!
тойчивостью к различным физико!химическим и биохимическим
воздействиям окружающей их среды. Это, в первую очередь, тер!
ригенный кварц. Сюда же относятся акцессории из кислых и ще!
лочных магматических и метаморфических пород: цирконы, сфе!
ны, рутилы, кианиты, турмалины и апатиты. С определенной до!
лей условности к этой же группе могут причисляться существен!
но натриевые (кислые) плагиоклазы, калишпаты и мусковиты, хо!
тя недавние прецизионные исследования автора и О.В. Парфено!
вой выявили их податливость к постседиментационным процес!
сам трансформацией кристаллической решетки (см. в главе 8).
3. Минералы"приспособленцы, которые легко меняют
свой формульный состав, будучи подвержены изоморфизму и
полиморфным преобразованиям архитектуры их кристалличес!
ких решеток при малейших изменениях значений рН, Еh или Р!Т
в окружающей среде. А.Г. Коссовская именовала их также «ми!
нералами с лабильными решетками». К ним принадлежат глини!
стые минералы и цеолиты. Это чуткие индикаторы геохимичес!
ких и термобарических обстановок седиментации и литогенеза.
К ним также можно было бы добавить карбонаты и сульфаты, но
они не попали в сферу исследований коллектива А.Г. Коссов!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 8833
ской, и представляют собой интереснейшие объекты для геоми!
нералогических исследований ближайшего будущего.
Группируя в дальнейшем минералы по вышеупомянутому
принципу, мы должны отдавать себе отчет в некоторой условно!
сти принимаемой здесь схемы. Во!первых, границы между ми!
неральными группами в значительной мере расплывчаты. Так,
например, типичный свидетель!долгожитель кварц начинает ве!
сти себя при глубинном катагенезе как донор для кварца аути!
генного, а при метагенезе (анхиметаморфизме) этот же мине!
рал обретает свойства приспособленца к напряженному Р!Т ре!
жиму недр. И сохранившиеся от воздействия коррозионных
процессов минералы!доноры являются одновременно наслед!
никами свойств их материнских пород. А кислые плагиоклазы,
калишпаты и триоктаэдрические слюды (биотиты) могут прини!
маться сразу же в двоякой роли — и доноров, и наследников, хо!
тя в каждом отдельно взятом конкретном случае одна из этих
особенностей доминирует.
Во!вторых, следует иметь в виду, что в практически каждой
из вышеназванных минеральных групп отдельный минеральный
вид бывает представлен своими двумя генетическими разностя!
ми — как аллотигенной, так и аутигенной. Из них только первая
категория могла быть донором либо наследником!долгожителем,
либо приспособленцем, а аутигенные образования все про своей
сути приспособленцы или, по крайне мере, минералы"свидете"
ли экзо! либо эндонгенных условий их зарождения. Это четвер!
тая и самая разнообразная по составу минеральная группа.
В дальнейшем тексте учитывается вышесказанное, но для
удобства изложения материалов оставляется порядок группи!
рования минералов согласно изначальной схеме А.Г. Коссов!
ской. Исходя из возможностей индикаторной роли минералов!
приспособленцев, мы рассмотрим их в первую очередь. Но
прежде, чем приступить к их описаниям, сделаем одну сущест!
венную оговорку. В этой книге мы не будем останавливаться на
описании физических и кристаллооптических свойств отдель
ных минеральных видов, полагая, что читатель знаком с ними по
ранее пройденным курсам «минералогия», «петрология» и «ли!
тология». Для восстановления в памяти типоморфных парамет!
ров и характеристик осадочных минералов рекомендуются
учебные пособия и книги: В.Г. Кузнецова (2007), В.А. Наумова
(1989), И.А. Преображенского и С.Г. Саркисяна (1954), К. Херб!
лата и К. Клейна (1982).
8844 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаасскк уурртт
Глава 5. ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ —
ПРИСПОСОБЛЕНЦЫ К УСЛОВИЯМ
СЕДИМЕНТО И ЛИТОГЕНЕЗА
5.1. Общая характеристика
Упомянутые минералы подверглись особо тщательному ис!
следованию (Дриц, Коссовская, 1984, 1985; 1986; 1990; 1991; Кар!
пова, 1972; Коссовская, Шутов, Дриц, 1963; Котельников 1962; Ко!
тельников и др., 1986, 1995) потому, во!первых, что они находятся
в составе большинства осадочных формаций и, во!вторых, обла!
дают лабильными свойствами кристаллических решёток, явно ре!
агирующих политипными и изоморфными изменениями своей
структуры на изменения параметров Р!Т, Eh и pH окружающей сре!
ды. Динамика этих кристаллохимических превращений к настоя!
щему времени досконально изучена прецизионными методами, а
характеры её взаимосвязей со средой осадко! и породообразова!
ния описаны в вышеперечисленных публикациях, и будут кратко
освещены ниже. Но перед этим вспомним основные сведения об
архитектуре кристаллических решёток глинистых минералов.
Их исходными «строительными микроблоками» служат:
кремнекислородные тетраэдры и две разновидности октаэдров
— алюминиево!кислородно!гидроксильные (гиббситовые) и
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 8855
Рис. 5.1. Схема строения тетраэдрического (а)
и октаэдрического (б) слоев в структуре слоистых силикатов.
8866 ОО ..ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт
Таблица 5.1.
Классификационная схема породообразующих слоистых силикатов (Дриц, Коссовская, 1984)
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 8877
8888 ОО ..ВВ .. ЯЯпп аа сс ккуу рр тт
Примечание: квадратиками обозначены вакантные межслоевые позиции, не занятые катионом.
магниево!кислородно!гидроксильные (бруситовые) (рис. 5.1.).
Они через общие анионы О
2–
либо (ОН)
–
группируются в тетраэ!
дрические и октаэдрические слои либо ленты. Комбинации тех и
других слоев образуют пакеты. Они по своему внутреннему уст!
ройству различны у минералов разных видов и групп (табли!
ца 5.1): двуслойные (1:1) в каолинит!серпентиновой группе
(рис. 5.2.), трехслойные (2:1) в группах смектитов, слюд и др.
(рис. 5.3.), многослойные в группе хлоритов, где между кажды!
ми соседними пакетами 2:1 располагается промежуточный бру!
ситовый слой (рис. 5.4.).
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 8899
Рис. 5.2. Двухслойный пакет слоистых силикатов.
Рис. 5.3. Трехслойный пакет слоистых силикатов.
Расчеты кристаллографов показали, что во всех этих конст!
рукциях для взаимного уравновешивания электрических заря!
дов в решетке катионы её октаэдрических слоев размещаются с
разной степенью их наполнения, в зависимости от своей ва!
лентности. А именно: трехвалентные металлы гиббситовых сло!
ев — Al
3+
или изоморфно заместивший его ион Fe
3+
заполняют
только две из трех рядом находящихся октаэдрических ячеек;
тогда как двухвалентные Mg
2+
и Fe
2+
бруситовых структур зани!
9900 ОО.. ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт
Рис. 5.4. Многослойный пакет слоистых силикатов (хлориты).