Полная версия

Главная arrow География arrow Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо- и рудообразования

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

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 пакеты ориентированы друг относительно друга таким способом, что группа (ОН)- основания каждого октаэдрического слоя находятся напротив анионов О2- в вершинах тетраэдрического слоя соседнего (нижележащего) пакета. Расстояния между ними очень небольшие — немногим больше 2А при общем параметре каолинитовой решетки — ее межслоевым расстоянием около 7 А (напомним, что 1А — ангстрем равен Ю-10 м, или 10-7 мм; ныне вместо упомянутой меры в физике используют нанометры, при 1 нц = 10-6 мм, однако таблицы для расчетов межплоскостных расстояний в кристаллической решётке методами лабораторных 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 вышеупомянутыми пакетами их объединяют и прочно удерживают известные физикам силы ближнего действия — так называемые «водородные связи». По этой причине кристаллы каолинита бывают наиболее правильно ограненными, и вырастают зачастую на несколько порядков крупнее чешуек иных глинистых минералов (рис. 5.5.).

Родственники каолинита —диккит и накрит, имеющие одинаковые с ним химические формулы, отличаются определенными разворотами пакетов друг относительно друга вокруг кристаллографической оси «с», подобно тому, как на иголку нанизывают картонные карточки, попеременно поворачивая их в разные стороны. В дикките этот разворот составляет ±120°, а в на- крите ±60°. То есть, диккит и накрит — это полиморфные модификации каолинита. Для их формирования требуется тепловая активизация (Т>200°С на стадии метагенеза либо при эндогенно-гидротермальном прогреве породы).

Имеется еще один «родственник» этих минералов — галлу- азит, у которого межплоскостное расстояние больше 7А, и туда помещаются молекулы Н20. В решётке этого минерала наблюдается попеременное смещение слоев, имеющих одинаковую азимутальную ориентировку, по оси в на ±в/3 слоя. Поэтому при нагревании его удлиненные кристаллы свертываются в трубочки. Этот минерал бывает развит в корах выветривания по пирокластическим осадкам кислого состава.

Гомологами каолинитовых минералов являются минералы группы серпентина, отличающиеся тем, что у них в центре октаэдрических ячеек вместо алюминия поселились двухвалентные катионы Мд2+ или Fe2+. Они занимают 3 ячейки из 3-х возможных, поэтому такая разновидность минералов относится к категории триоктаэдрических.

Забегая несколько вперед, заметим, что диоктаэдрические каолиниты более всего развиты на континентальных, а триокта- эдрические серпентиниты — на океанических структурах земной коры. Рассмотрим подробнее условия и обстановки возникновения и стадиальных изменений минералов этих групп.

Формирование каолинита и его диоктаэдрических полиморфных модификаций в самых разных геологических обстановках реализуется непременно под воздействием рас-

Правильная кристаллографическая форма частиц ау- тигенного каолинита

Рис. 5.5 Правильная кристаллографическая форма частиц ау- тигенного каолинита.

Фотография скола в растровом электронном микроскопе, с увеличением более 20000.

творов с низкими значениями pH, которые обеспечивают интенсивный вынос из материнских горных пород и осадков большинства катионов, кроме А13+ и Si4+. Самые благоприятные для этого условия возникают: в субстрате торфяников, который пропитан водой, насыщенной гуминовыми и др. кислотами — продуктами разложения органических веществ (ОВ); а также в корах выветривания, формируемых при тропическом гумидном климате и в фумарольных полях с кислыми гидротермами. Там хе- могенными способами зарождаются и вызревают хорошо окри- сталлизованные каолинитовые агрегаты. Затем, при эрозионно-денудационных геологических процессах, частицы каолинита транспортируются водой или ветром как пелитовый терри- генный материал. Он может, в конечном счете, достигнуть морской 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 кристаллохимические исследования М.Ф. Викуловой и Б.Б. Звягина, писали, что при переходе от континентальных к морским осадкам происходит весьма интенсивное разупорядочение структуры каолинита, главным образом, за счет смещений слоев вдоль оси в на ± в/3. В.Д. Шутов тоже показал, что в фациальной распространенности каолинитов с разной степенью упорядоченности наблюдается два отчетливых максимума: один — кора выветривания, где распространены наиболее упорядоченные 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 опресненных лагун или лиманов, при условии перенасыщенности этих осадков сапропелевым ОВ, которое при постседиментаци- онном преобразовании выделяет органические кислоты и газы С02, СН4, NH3 и др., влияя тем самым на существенное снижение pH в иловых растворах.

Третья область каолинизации — это участки регрессивноэпигенетических (наложенных) изменений преимущественно песчаных пород, которые залегают на глубинах порядка 0,5-4 км во впадинах, претерпевших тектонические перестройки своей структуры (локальные инверсионные поднятия, или др. смещения пластов). Упомянутые перестройки обуславливают изменение гидрогеологического режима и усиливают вероятность проникновения в песчаный пласт чужеродных по своему химизму вод. Если они обладали повышенной кислотностью (так как контактировали с нефтяными залежами или скоплениями твердых битумов, или по каким-то иным причинам), то входя в соприкосновение с минеральными компонентами песчаника, эти воды стимулируют развитие аутигенного каолинита в его цементе. Таких образований очень много в породах мезозойского чехла Западно-Сибирской плиты (Лебедев, 1992; Япаскурт, 2005).

Во всех вышеотмеченных случаях механизмы формирования 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 Si4+ и Al3+ от минералов-доноров. Каждый их этих способов оставляет о себе «память» морфологическими признаками каолинитов, легко опознаваемыми при стадиальных электронномикроскопических наблюдениях. Синтезируемые из раствора кристаллы имеют правильные шестигранные 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, например, это заметно даже в оптическом микроскопе). А трансформационные 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, осложнённого регрессивно-эпигенетическими процессами; а также под воздействием кислых гидротерм в областях развития магматизма. Всюду присутствие воды и низкие значения pH являются необходимыми условиями, но генезис вод может быть самым разным: атмосферные, иловые диагенетические, элизи- онно-катагенетические, включая нефтяные; различные эндогенные гидротермы.

В каждом конкретном случае необходим стадиальный анализ минеральных парагенезов в исследуемой толще горных пород, 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 (внизу, над разрушаемой коренной породой, залегает зона смекти- тов и смешанослойных образований, которые последовательно сменяются каолиновыми глинами вследствие регулярного промывания коры и выноса из неё щелочей, Мд2+ и Са2+). А в областях развития гейзеров и др. вулканогенных флюидов такой упорядоченности в смене глинистых минералов нет, т.к. гидротермы действуют импульсивно, а значения их pH при этом колеблются, вплоть до противоположных (щелочных) значений. Поэтому там зональность либо вообще не проявлена, либо местами она имеет противоположную коре выветривания последовательность: от каолинита внизу до смешаннослойных и смектито- вых минералов вверху разреза.

По структурным особенностям каолинитов из кор выветривания сегодня существует обильная литература. Ссылаясь на обобщение украинского литолога Ю.А. Русько по каолинам Украинского щита Восточно-Европейской платформы (ВЕП),

А.Г. Коссовская обращала внимание на разную степень совершенства 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, сформировавшимися за счёт основных магматических пород. Самой низкой упорядоченностью обладают кристаллы, метасоматически заместившие основные плагиоклазы в анортозитах и лабрадоритах, потому что присутствие щелочноземельных катионов затрудняет синтез каолинита и неблагоприятно сказывается на совершенстве его структуры. Но несмотря на все эти флуктуации свойств минерала, обусловленные различиями его матрицы, в обстановках единого геологического разреза каолиновой коры выветривания всегда в верхних горизонтах каолинитовые минералы отличаются наилучшей упорядоченностью своих структур по сравнению с нижними горизонтами коры (тем самым отражается процесс направленного совершенствования, «вызревания» минерального вида на протяжении всей стадии гипергенеза).

Стадиальные преобразования каолинита внутри осадочной оболочки при Т>200°С (т.е. на подстадии глубинного катагенеза и на стадии анхиметаморфизма, или метагенеза) сводится к трансформированию этого минерала в диккит. Он в шлифе, наблюдаемом в оптическим микроскопе, не отличим от хорошо ок- ристаллизованного каолинита, и диагностируется только прецизионными методами. Впервые эту стадиальную трансформацию каолинита проследили В.Д. Шутов с соавторами на примере изучения разрезов семейства кварц-каолинитовых пород палеозоя и рифея юго-восточных районов Русской плиты ВЕП. Там наблюдался направленный процесс вызревания диккита, проходящий 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 палеозойских угленосных формациях Карагандинского и Печорского угольных бассейнов, В.В. Еремеевым — в Кизеловском бассейне на Урале, ПВ. Карповой (1972) — в зоне антрацитовых углей карбона Донбасса, а И.М. Симановичем вместе с В.В. Костылевой (1994) в девонских песчаных породах на севере ВЕП, возле прибортовых участков внутриконтинентальных рифтовых впадин, где проявились палеотемпературные аномалии.

Прежде минералоги связывали диккитизацию с проявлениями вулканической или гидротермальной активизации. Не исключая их влияния, литологи открыли еще один способ — региональные породные изменения на стадии метагенеза, где внут- риформационные флюиды разогреваются до состояния горячих гидротерм.

На стадии зеленосланцевого метаморфизма диккит трансформируется в пирофиллит:

а затем замещается диоктаэдрической слюдой-серицитом и, в конечном счете, мусковитом:

Главное условие этих процессов — термальные растворы с Т>400°С, насыщенные катионами К+. Последние извлекаются из минералов-доноров (в основном, из полевых шпатов) песчаных пород и кристаллических туфов. Н.В. Логвиненко в 1984 г. упоминал о случаях запаздывания процессов слюдизации при дефиците калия, ссылаясь на некоторые сланцы докембрия Украинского кристаллического щита ВЕП, у который на ранних стадиях метаморфизма минералы каолинитовой группы всё ещё сохранялись.

На предметаморфических стадиях литогенеза (диагенез, катагенез), в случае обилия катионов Fe2+, каолинит способен трансформироваться в триоктаэдрический минерал серпенти- нового ряда — бертьерин (см. несколько ниже).

Формирование серпентинитовых минералов, которые являются антагонистами каолинитовой подгруппы в кристаллохимических и общегеологических аспектах, до недавних пор традиционно связывали только с гидротермальными (автометамор- фическими, подводно-гальмиролитическими либо гипергенными) преобразованиями мантийных офиолитовых комплексов — дунитовых, пироксенитовых, перидотитовых и др. типов ультра- основных пород. Действительно, серпентиниты интенсивно развиваются по ультраосновным породам в глубоководных рифто- вых впадинах дна океанов, а также в фрагментах океанической коры фанерозойских палеобассейнов, выведенных на поверхность современного эрозионного среза в складчато-надвиговых системах (например, в Закавказье, на Урале, Памире и др. местах). Сегодня, под влиянием лабораторных экспериментов по синтезированию хризотила, лизардита и антигорита (см. табл. 5.1) и сравнения этих результатов с геологическими наблюдениями, утвердилась гипотеза о формировании серпентинитов в результате гидратации твёрдых фрагментов ультраосновных пород. В.А. Дриц и А.Г. Коссовская (1985) сослались на опыты 1949г. И.Л.Боуэна и О.Ф. Татла (Bowen N.L. andTuttle O.F.), продемонстрировавшие лёгкость синтеза серпентинитов в гидротермальных условиях, когда верхняя температурная граница их образования составляет 500°С, возрастая всего лишь на 10°С при росте Р от 15 до 300 МПа. Впоследствии выяснились более низкотемпературные пределы синтеза хризотила и лизардита. Упомянутые исследователи посчитали это очень важным фактом, поскольку независимо от механизма образования серпентинитов, природный процесс протекает при значениях Т, которые на много меньше, чем границы стабильности минерала. Здесь очевидна главенствующая роль водных растворов. А их генезис может быть различным: связанным как с магматическими процессами, так и с океаническими или с метеорными водами.

Полигенетичность серпентинитов теперь очевидна. Помимо вышеотмеченных, развитых по ультрабазитам, их разностей, бывают серпентиниты седиментационно-диагенетической природы, возникшие из насыщенных магнезиальных рассолов в эпиконтинентальных солеродных бассейнах. Такие серпентиниты известны, например, среди карналлитовых отложений немецкого цехштейна (верхняя пермь). Широкое развитие аути- генных серпентинитов в парагенезе с талькоподобными минералами 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 породообразующих минералах» (1966) указывается, что находки серпентинов известны в метаморфизованных силицитизиро- ванных доломитах. Их генезис связывается со взаимодействием глубинных гидротермальных магнезиальных растворов с силикатным веществом исходных метапород.

Генезис бертьерина заслуживает особого рассмотрения, т.к. принадлежа к серпентинитовому ряду, этот минерал долгое время не обособлялся от 14 А шамозитов, которые являются представителями железистых хлоритов (см. ниже). Но бер- тьерины, которые по формульному составу и по своим оптическим признакам (зелёные окраски, высокий положительный рельеф и очень низкие, тёмно-серые цвета интерференции с ng — пр < 0,007) весьма похожи на шамозит, отличаются от него принципиально: двуслойным строением своей решётки и межплоскостным расстоянием порядка 7 А.

Бертьерин ныне обнаружен во многих терригенно-глинис- тых отложениях, богатых гидрооксидами железа. Он находится и в оолитовых («икряных») железных рудах лагунно-прибрежноморского генезиса различных возрастов — начиная от неогенового в Керченском месторождении (Дриц, Коссовская, 1984,а) до мезозойских Западной Европы и раннепалеозойских Канады (Мейнард, 1985). Там бертьерин присутствует в парагенезе с каолинитом, шамозитом и сидеритом, будучи сформированным на раннедиагенетической стадии литогенеза.

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 перегруппировались внутри данной системы:

Первичный бертьерин, вероятнее всего, пребывал в скрытокристаллической форме, совершенствуя свою структуру в ходе диагенеза. Геохимические обстановки его формирования отвечали среде от слабокислой до слабощелочной (но со значениями 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 ныне стало известно, что он распространен в Атлантическом мелководье и на глубинах до 150 м на участках наличия теплых течений вдоль Западно-Африканского побережья, в полосе между 10° северной и южных широт (включая дельту р. Нигер). Там бертьерин развит в парагенезе с привнесенными с суши каолинитом и иллитом. А глауконит, который своим внешним обликом (в петрографических шлифах) бывает похож на описываемый минерал, распространен там же в современных и древних отложениях, как правило, мористее (данные Д.Х. Порренга, 1967 г. — Porreng D.H.).

Разновидности бертьерина более позднего генезиса — образованного на стадии катагенеза палеогеновых и триасовых угленосных формаций Японии, погружавшихся на глубины до 3 км и подвергшихся воздействиям Т = от 65° до 150°С (согласно «палеотермометрам» — замерам отражательных способностей витринита углей) — описали в 1982 г. геологи А. Ииджима и Р. Матсумото (lijima A., Matsumoto R.). Бертьерин в исследованных ими отложениях встречался в виде конкреций, линз и прожилков в каолинит-сидеритовых глинистых сланцах, подстилающих угольные пласты.

Под микроскопом было установлено и микрозондовыми замерами химических составов минеральных компонент в этих

юо

образованиях доказано, что рассматриваемый нами минерал замещает крупные чешуи и криптокристаллическую каолинито- вую массу глинистых пород, а также он образуется по кристаллам и розетковидным диагенетическим сросткам сидерита. Т.е. стадия формирования бертьерина была явно постдиагенетиче- ской. Катагенетический этап его формирования подтверждает также факт заполнения бертьерином и кварцем секущих прожилков альпийского типа.

Микрозондовые анализы показали явную зависимость изменчивого формульного состава бертьеринов от той матрицы, по которым они сформированы. В частности, в бертьеринах, которые заместили более ранний сидерит, было зафиксировано наиболее высокое содержание Мд2+ в октаэдрических позициях кристаллической сетки и наименьшее изоморфное замещение Si4+ на А13+ в тетраэдрических ячеях. Более высокие содержания А13+ и в тетраэдрах, и в октаэдрах оказались свойственны пост- каолинитовым бертьеринам. А бертьерины из альпийских жилок всюду отличны от прочих своей повышенной железистостью.

Японскими исследователями, на основании этих стадиальных наблюдений, предложена следующая обобщенная схема реакции формирования бертьерина:

Вероятность такой реакции подтверждается не дедуктивными умозрительными расчетами, но реализованным на практике стадиальным анализом минералогенеза. Развивая его, А, Иид- жима и Р. Матсумото констатировали, что при движении сверху вниз по разрезу (т.е. в области нараставших Т) наблюдалось возрастание содержаний бертьерина и кварца, одновременное с уменьшением часты встречаемости сидерита и каолинита, что хорошо объясняла вышеприведённая формула химической реакции. И ещё одно подтверждение её вероятности было найдено в районе, где на ту же угленосную формацию воздействовало тело гранитоидной интрузии. Там по мере приближения к магматическому телу была зафиксирована смена каолинитовых сланцев с бертьериновыми конкрециями на кварцево-пирофиллитовые сланцы с 14 А шамозитом (последний, очевидно, трансформационно заместил бертьеринен).

Ссылаясь на эти и др. примеры, В.А. Дриц и А.Г. Коссовская подчеркнули важность систематизации данных о изоморфных составах и кристаллохимических особенностях минералов бер- тьериновой группы, что до сих пор не сделано, исключая сведений самих этих авторов. Я процитирую их дословно.

«Отмечаются следующие особенности: широкие вариации отношения Si/AI (от 2-3 до < 1) и разнообразие соотношения октаэдрических катионов Fe2+, At и Mg, среди которых абсолютно доминирует Fe2+. Несмотря на отсутствие чётких структурных характеристик, химический состав бертьеринов в известной степени отражает условия их генезиса. Бертьерины современных осадков выделяются максимальной кремнистостью (Si/AI=2-^3). В октаэдрах помимо Fe2+ в переменных количествах присутствует Мд и AI, причем повышенное содержание Мд характерно для бертьеринов, образующихся в морских обстановках (курсив наш — авт.). Состав бертьеринов, видимо, существенно определяется матрицей, по которой он образуется. Так, бертьерины, метасоматически замещающие каолиниты, отличаются очень низким (< 1) значением Si/Ai» (Дриц, Коссовская, 1984, а, с.20).

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>