Полная версия

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

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Группа тальк-пирофиллита

Минералы этой группы редко бывают породаобразующи- ми, а потому рассматриваются здесь кратко.

Генерация пирофиллитов — диоктадрических минералов с решёткой 2:1 и химическими составами: AI2Si4O10(OH)2 и Fe3+Si4O10(OH)2 формируется в узком диапазоне низких значений pH, подобно минералам каолинитовой подгруппы, но, в отличие от них, реализуется без активного участия воды и под влиянием главным образом термального фактора, при Т > 200°С. Выше говорилось о том, что пирофиллиты возникают при метаморфическом преобразовании кварц-каолинитовых обломочных пород. Другим генетическим типом данного минерала служат пирофиллиты, ассоциирующие с каолинитом и диккитом в древних гидротермальных комплексах вторичных кварцитов.

Формирование тальков — минералов триоктаэдрических — Mg3Si4O10(OH)2, осуществляется, подобно серпентинам, в сугубо щелочных обстановках, где реагентоспособны магний и кремнезём. Известно три основных генетических типа талька. Первый — связан с гидротермальными преобразованиями офиолитовых комплексов. Второй, контактово-метаморфический тип талька возникает в доломитах на экзоконтактовой зоне интрузивных тел кислотного состава. Третий тип (менее известный в геологии) — это низкотемпературные постседиментационные тальки карбонатно-эвапоритовых комплексов. Они были открыты и описаны в парагенезе с серпентиновыми минералами в Ин- дерском позднепермском солеродном палеобассейне Т.Н. Соколовой и др. (1976) — см. выше. Эти тальки отличны от иных, высокотемпературных разностей наличием в своей кристаллической структуре разбухающих (водосодержащих) слоёв, а также характеризуются большой химической однородностью и почти полным отсутствием замещения Мд на Fe в октаэдрических позициях.

Группа смектитов

Это одна из самых распространенных в верхних слоях осадочной оболочки Земли и самых изоморфно изменчивых категорий слоистых силикатов. Для геологов, ведущих стадиальные геоминералогические исследования, смектиты особенно интересны тем, что характеризуются легкостью трансформаций и эфемерностью кристаллической структуры, чутко реагирующей на малейшие изменения окружающей среды. «...Они часто являются той первичной кристаллической фазой, с преобразования которой начинается история возникновения целой группы породообразующих минералов» (Дриц, Коссов- ская, 1990, с. 19).

Смектиты вездесущи в осадочном чехле континентов и океанов. Они представлены множеством разновидностей, отличающихся друг от друга формульным составом и деталями структурно-кристаллохимических характеристик. Полная сводка о них и кристаллохимическая классификация содержится в вышеупомянутой монографии В.А. Дрица и А.Г. Коссовской, краткая информация из которой дается ниже.

Как известно, общим свойством для этой группы минералов является их способность к внутрикристаллическому набуханию при смачивании. Молекулы воды совместно с обменными катионами Na+, Са+, Мд2+ и др. и молекулами ОВ способны легко проникать в межслоевые промежутки кристаллической решетки смектитов, раздвигая при этом на 2-3,5 А пакеты силикатных слоев, которые не имеют между собой столь прочных связей, какие свойственны каолинитам, слюдам и др. минералам.

Каждый смектитовый пакет силикатных слоев 2:1 состоит из комбинации двух тетраэдрических решеток и одной промежуточной между ними — октаэдрической (см. рис. 5.3.). Такая конструкция пакетов исключает наличие водородных связей между ними внутри кристалла. Одинаковые анионы О2- и ОН- находятся друг против друга на границах между пакетами. А потому кристаллическая структура смектитов лабильна.

В осадочных отложениях господствуют диоктаэдрические разности этих минералов. Триоктаэдрические смектиты до недавнего времени к породообразующим не относились, но новые сведения заставили пересмотреть это мнение. Оказалось, что эти минералы широко развиты в продуктах гидротермально- гальмиролитического преобразования базальтоидов океанского дна. Кроме того, стали известными сведения о том, что триоктаэдрические магнезиальные смектиты характерны для осадков высокоминерализованных эвапоритовых бассейнов — таких, как озера содового типа западных штатов США и Восточной Африки. Таким образом, эти минералы полигенетичны.

Диоктаэдрические смектиты еще более полигенетичны. Их можно встретить в корах выветривания, в почвах, в осадках озер, морей, океанов и среди продуктов наземных и подводных гидротерм. Обобщив все это, В.А. Дриц и А.Г. Коссовская пришли к заключению, что для материковых блоков земной коры наиболее характерны AI- и AI-Fe-смектиты; для пелагиали осадочного слоя океанов Ре3+-А1-смектиты (формирование которых связывается с разложением базальтовой кластики); для металлоносных осадков рифтовых областей морей и океанов свойственны нонтрониты, или высокожелезистые Ре3+-смектиты.

Предложенная вышеупомянутыми учёными кристаллохимическая классификация смектитов основана на двух параметрах: величине слоевого заряда и степени железистости.

Прежде, чем пояснить это, напомним, что в составе диокта- эдрических разностей смектитов выделяются: собственно монтмориллониты, бейделлиты и нонтрониты.

Обобщенная формула монтмориллонита такова: M%Si4AI2_x(Fe^Mg)xO10(OH)2nH2O, где /Мх — так называемые обменные катионы типа Na и др.

Из этой формулы следует, что все тетраэдры заселены кремнием, а в октаэдрах часть трехвалентного алюминия изоморфно замещается двухвалентными катионами железа либо магния. Следовательно, нарушается баланс кристаллических зарядов (он уравновешивается обменным межслоевым катионом М+) и отрицательный заряд при этом сосредоточен в октаэдрических сетках.

В отличие от монтмориллонита, в бейделлите и нонтроните отрицательные заряды сосредоточены в тетраэдрических сетках вследствие частичных замещений четырехвалентного кремнезема на трехвалентный алюминий. Их формулы в идеализированном виде представляются, соответственно, как:

M+x(Si4_x Alx) А12О10(ОН)2.пН2О — бейделлит;

M+x(Si4_x Alx) Fe3+2O10(OH)2.nH2O — нонтронит.

Все вышеперечисленные минералы подразделяются на две группы: низко- и высокозарядные. При этом в названиях минерала оговариваются только высокозарядные разновидности (у которых общий слоевой заряд на половину ячейки превышает 0,5 валентных единиц), например, «высокозарядный монтмориллонит».

Другим классификационным параметром принята степень железистости z, равная содержанию Fe3+ в октаэдрических позициях кристаллической структуры. В зависимости от этой величины все диоктаэдрические смектиты разделены также на две большие группы: монтмориллониты и бейделлиты, с одной стороны (у них z < 1,2), и нонтрониты — с другой (z > 1,5). В свою очередь, группа монтмориллонитов и бейделлитов разбивается на три подгруппы: алюминиевую (z < 0,25), алюминий-железис- тую (0,25 < z < 0,5) и железисто-алюминиевую, или высокожелезистую (0,5 < z < 1,0). Представителей первой группы предложено именовать собственно монтмориллонитами и бейделлитами, представителей второй — А1-Ре3+-монтмориллонитами, третьей — Ре3+-А1-монтмориллонитами и Ре3+-А1-бейделлитами.

Нонтронитовые минералы, в отличие от предыдущих, бедны октаэдрическими катионами алюминия. Поэтому среди них были выделены подгруппы, в первую очередь, в зависимости от величин общего слоевого заряда. В случаях, когда последний локализован в октаэдрах, соответствующие разновидности предлагалось именовать: тетракремнийнонтронит или высокозарядный тертакремнийнонтронит (железистые аналоги монтмориллонитов и высокозарядных монтмориллонитов). Если же заряд концентрировался в тетраэдрах вследствие частичного замещения Si на AI, выделялись собственно нонтрониты (железистые аналоги бейделлитов). А когда тетраэдрический заряд был обусловлен замещением Si на Fe3+, то такая достаточно редкая разновидность именована тетраферринонтронитом (Дриц, Коссовская, 1990, табл. 6, с. 27).

Оказалось, что все кратко перечисленные разности смекти- тов в современных осадках подчиняются определенному фациальному контролю. Он (этот контроль) обусловлен целым рядом факторов. Во-первых, состав смектитовых октаэдрических катионов во многом определяется составом исходной породы или исходного минерала-донора. Так, по данным книги (Дриц, Коссовская, 1990, табл. 14, с. 63) приводятся пересчеты формул смекти- тов, возникших за счет разных минералов в коре выветривания докембрийских гнейсов острова Ольхон на Байкале. Оказалось, что в совершенно одинаковых условиях плагиоклазы были замещены монтмориллонитом, а амфиболы — тетраферринонтронитом. Наследование кристаллохимическими характеристиками смектитов состава материнских пород давалось и на примере профилей выветривания тропических почв Африки (см. там же): по граниту развивался смектит (Si3 59AI0 42)(AI1 33Fe3+0 49Mg0 21), а за счет базальта - (Si311AI0 89)(AI0 95Fe3+0 81Мд0 28).

Другая важная закономерность состоит в том, что распределение и величина заряда 2:1 слоев в структуре минерала зависит от pH среды и от температуры их образования. Все смек- титы (будучи в этом отношении антагонистами минералов као- линитовой группы) предпочитают для своего формирования щелочную среду, но величина щелочности, благоприятная для вышеупомянутых разновидностей, неодинакова. Монтмориллониты, содержащие в своих тетраэдрах исключительно катионы Si, формировались в условиях, относительно более приближенных к кислым, чем прочие смектиты. В качестве примера А.Г. Коссовской приводятся сравнения монтмориллонитовых глин мезозойской угленосной толщи Вилюйской впадины на восточной окраине Сибирской платформы (Якутия) и из геотермального поля Паужетки (Камчатка), где смектиты тесно ассоциировали с каолиновыми глинами.

В глине угленосного комплекса Якутии формула смектита такова. Si3 98AI0 02(AI1 5oFe3+3 18Fe2+0 07Mg0 250 08Na0 06, а в глине геотермального поля Паужетки формула существенно иная:

Их сопоставление показывает, что в первом из приведенных здесь случаев часть кремнезёма в тетраэдрической позиции изоморфно замещена алюминием. В каждой из названных ситуаций исходное вещество для монтмориллонита и каолинита было одинаковым, но менялись значения pH и промывной режим минера- лообразующей среды. Отсутствие замещения Si на AI в тетраэдрических позициях смектита Паужетки объяснялось в данном случае наличием такой степени кислотности среды, при которой катионы алюминия в силу его амфотерных свойств могли заселять только октаэдрические позиции кристаллической структуры.

Поэтому низкозарядные монтмориллониты представляются крайним «кислым» членом Al-смектитов, и их можно рассматривать как своеобразные предшественники каолинитов, формирование которых происходило в силу продолжающегося возрастания кислотности среды (Дриц, Коссовская, 1990, с. 65).

На примерах изучения тропических почв вышеупомянутыми исследователями было также показано, что в группе Al-Fe- и Fe-AI-смектитов особенно отчетливо проявляется зависимость величин тетраэдрического заряда от менявшихся физико-химических условий окружающей среды. В частности, степень замещения Si на AI увеличивалась по мере переходов от интенсивно промываемых бурых эотрофных почв до слабо промываемых солодизированных и застойных солончаков, где монтмориллониты сменились бейделлитами (см. там же).

Подобные примеры чуткого реагирования на изменения pH можно найти применительно к другой группе — нонтронитов. Среди них обычны минералы с высоким тетраэдрическим зарядом, но разновидность низкозарядных — тетракремниевых нонтронитов оказалась характерной для седиментационно-гидро- термальных осадков Красного моря. Отсутствие замещения Si на AI в данном случае связывалось с относительно кислым характером минералообразующих растворов (pH = 5,5). При повышении pH до 6,5 такие замещения не происходят и формируются обычные нонтрониты.

Помимо величины заряда и степени железистости, к индикаторным признакам рассматриваемых минералов относится состав межслоевых (обменных) катионов М+. Так, например, океанским смектитам свойственно повышенное содержание межслоевого калия (до 0,05-валентных единиц) при значительно меньших примесях кальция и натрия. Последние характерны для смектитов на континентальных блоках земной коры. Объясняется это тем, что калий на континенте интенсивно поглощается корневой системой растений, а в океане растительный «конкурент» по сорбированию катионов К+ отсутствует.

Из этих отрывочных примеров следует, что смектиты можно относить к самым чутким индикаторам условий седиментации и состава исходного вещества. Однако такое заключение справедливо только по отношению к слабо измененным постседи- ментационными процессами отложениям. Легкость их преобразования по мере повышения температуры и степени минерализации поровых растворов существенно усложняет вышеописанные закономерности на стадии катагенеза.

Кристаллическая структура рассматриваемого минерала легко трансформируется при изменениях термобарических и гидрохимических условий в бассейне породообразования. Богатейшую информацию о ее трансформациях, усиливавшихся по мере погружения пород, дало нефтепоисковое бурение в

Принципиальная схема процесса трансформирования кристаллической решетки монтмориллонита в иллитовую

Рис. 5.6. Принципиальная схема процесса трансформирования кристаллической решетки монтмориллонита в иллитовую:

  • 1-2 — анионы в вершинах тетраэдрических и октаэдрических позиций;
  • 3-4 — катионы внутреннего выполнения этих позиций; 5 — межслоевая молекула воды (вместе с ОВ и обменными катионами); 6 — катион калия;
  • 7 — направления миграции компонентов, привносимых в кристаллическую решетку (полая стрелка) и выносимых из нее (черная стрелка).

платформенных и краевых прогибах. Оказалось, что, как правило, глубже уровня 1,5-2 км в смектитах терригенных пород заметно активизируется изоморфное замещение некоторой части тетраэдрического кремнезема на глинозем, с уравновешиванием возникшего при этом в кристаллической решетке дефицита положительных зарядов привносом в межслоевые промежутки катионов калия, магния и др. Такой процесс приводит к превращению смектита в новый минерал из группы слюд (рис. 5.6. и

5.7.) либо хлоритов. Он осуществляется через промежуточные, или смешанослойные образования. У них кристаллическая решетка сложена перемежающимися пакетами разного состава — смектитового и слюдяного (либо хлоритового). Сверху вниз по разрезу, обычно на протяжении нескольких сотен метров, но кое-где до 1-2 км, наблюдается последовательное сокращение частоты встречаемости лабильных смектитовых пакетов вплоть до полного их исчезновения.

Об универсальности данного явления заявили В.Д. Шутов, Б.А. Дриц и Б.А. Сахаров в 1971 г. Они досконально исследовали его в непрерывном разрезе мощностью более 4 км угленосной формации карбонового возраста Карагандинского бассейна — в тектонической структуре, длительное время непрерывно прогибавшейся без существенных инверсионных перестроек. С тех

Схема формирования слюдяных (иллитовых) пакетов в смектитовой матрице, по итогам электронографии

Рис. 5.7. Схема формирования слюдяных (иллитовых) пакетов в смектитовой матрице, по итогам электронографии

(Дриц, Коссовская, 1990).

пор принципиально те же данные, не зависящие от возраста и местонахождения пород, но разнящиеся лишь интервалами абсолютных глубин их погружения, были получены многими лито- логами: Н.В. Логвиненко; И.Д. Зхусом и В.В. Бахтиным (1979), Г.В. Карповой (1972), З.А. Кривошеевой и др. (1977), а также зарубежными учёными Дж. Беретом, М. Пауэрсом, Дж. Хауэром и др. (см. в книгах Холодова, перечисленных выше, в главе 3).

Считалось, что главнейшим активизатором данного процесса являлась температура, наиболее благоприятная для его начала в диапазоне от 60 до 120°С. Потом выяснилось, что на скорость трансформации смектита, помимо температуры, влияет множество иных факторов: возраст породы, составы ее обломочных минералов, органических веществ, флюидов и др.

Следует подчеркнуть важную роль влияния на трансформационный процесс состава обломочных компонент в содержавшей смектиты породе и в соседних с ней пластах. На конкретных объектах было доказано, что такие минералы, как полевые шпаты и биотит, являлись главными поставщиками калия и алюминия (извлекаемых в процессе их коррозии, «внутрислойного растворения»). А фемические минералы — роговые обманки, пироксены, эпидот, а также базальтовая гиалокластика — служили основными поставщиками магния и железа. И действительно, массовая гидрослюдизация смектита фиксировалась в толщах пород аркозового состава, а хлоритизация — в толщах вулканомиктово-граувакковых. В случаях же, когда спектр клас- тогенных компонентов был беден, процесс трансформации смектитов имел незавершенный характер вне зависимости от глубин их залегания и температурных воздействий.

Веские доказательства, еще раз подтвердившие справедливость вышесказанного, дали комплексные исследования Дж. Хауэра (J. Hower) с соавторами в 1976 г. на скважине, вскрывшей до глубины 6 км непрерывный разрез пород миоценового и олигоценового возраста в заливе Куост штата Техас в США. Они установили, что источник привноса терригенного вещества в бассейн седиментации за весь упомянутый период времени был единым, вследствие чего исходные минералогические и химические составы исследуемых образцов пород оказались стабильными. Это очень важно для подтверждения корректности вывода о том, что глубинные изменения глинистого вещества не были обусловлены изменениями состава привносимого в бассейн (спастического материала.

Методом рентгеновской дифракции было показано, что концентрация разбухающих слоев в пелитовых фракциях снизилась от 80% на уровне 1000-2000 м до 20% на глубинах 3500-3700 м. В том же направлении постепенно исчезали примеси кальцита, калишпата, альбита, но увеличивались (до 10%) содержания кварца и хлорита. Химический состав глин при этом не менялся, за исключением уменьшения количества СаО, объясняемого переходом кальция в раствор. Отсюда следовал вывод о том, что процесс гидрослюдизации (иллитизации) смекти- та был изохимическим, протекающем почти в закрытой системе, где подвижными были в основном Н20, С02 и Na20. По данным химических анализов образцов из фракции размером мельче 0,1 мкм, представленной чистым иллит-смектитом, отмечался по мере углубления неуклонный рост содержания К20 (от 2 до 5%) и А1203 (от 15 до 29%) параллельно с некоторым уменьшением количеств Si02, MgO и Fe203.

Авторы этого исследования доказывали, что процесс иллитизации является твердофазным, произошедшим по схеме: смектит + К + AI —> иллит + Si + Mg (и Fe). Побочными продуктами стали аутигенный кварц и хлорит. Это отвечало интервалу температур от 95 до 175°С. Сохранение до 20% разбухающей фазы в таких условиях связывалось с тем, что в конкретно исследуемой формации был исчерпан ресурс катионов калия, и для его пополнения требовалось либо более длительное время, либо еще более сильное прогревание.

Интересен еще один из доводов Дж. Хауэра с соавторами в пользу версии о постседиментационности механизма гидрослюдизации. Довод основывался на раздельных анализах содержания радиогенного аргона в породе и ее тонких фракциях. В интервале глубин 1880-3700 м кажущийся K/Ar-возраст образцов из глинистых сланцев уменьшался от 150 до 75 млн. лет. Это уменьшение связано с потерей радиогенного Аг в грубых фракциях породы, которое происходит не из-за температурной дегазации, так как содержание Аг в тонких фракциях закономерно растет с глубиной. Эти данные можно рассматривать как косвенное подтверждение того, что источником К для иллитовых слоев в иллит-смектитах являются корродированные в крупных фракциях калиевые полевые шпаты и биотиты. Увеличение в тонких фракциях радиогенного Аг с глубиной как бы свидетельствует о том, что среднее время погружения изученных пород равнялось примерно 18 млн. лет (Дриц, Коссовская, 1990, с.

т

133). Но, по историко-геологическим данным, время захоронения исследованных пород превышало 18 млн. лет. Отсюда следовало заключение о том, что процесс иллитизации начался после окончания процесса седиментации, и, следовательно, относился целиком к стадии катагенеза.

Побочными продуктами гидрослюдизации (и хлоритиза- ции) смектитов повсеместно служат массовые выделения свободной воды и Si02. Возможен также переход в раствор кальция, если только он изначально входил в состав обменных катионов {Холодов, 1983). Это способствует возникновению зон аномально-высоких пластовых давлений флюидов (там, где в разрезе преобладают глинистые породы над песчаниками или карбонатами); а те, в свою очередь, могут привести к формированию таких вторичных текстур, как нептунические дайки, пост- седиментационные брекчии, швы флюидоразрыва и др.

Кроме того, если учесть большую сорбционную способность глинистых минералов применительно ко многим элементам-примесям и перегретость выделявшейся воды, то можно допустить потенциальные способности новообразованных водных систем быть переносчиками рудных компонентов (Габлина, 1983; Холодов, Кикнадзе, 1989 и др.).

Итак, прецизионные исследования смектитов и продуктов их трансформаций могут дать ценную информацию об условиях и стадиях литогенеза в древнем осадочном бассейне. Даже самая обычная рентгендифрактометрия может показать уровни смены этих минералов смешанослойными и другими образованиями в геологическом разрезе. Зачастую эти уровни приблизительно отвечают переходной зоне между слабым (начальным) и глубоким (поздним) катагенезом.

Последнее утверждение, впрочем, надо принимать с некоторыми оговорками. На самом деле уровень гидрослюдизации (или хлоритизации) смектитов имеет «скользящие», не выдержанные в разрезе осадочной формации границы. Они могут мигрировать вверх или вниз под влиянием многочисленных, упоминавшихся выше факторов. Приведем еще один пример.

В середине XX века А.Г. Коссовская установила, что гидро- слюдизация монтмориллонита в чрезвычайно реакционноспособной среде межзернового пространства песчаных пород значительно опережает такой же процесс, происходящий в прослоях однородного глинистого состава. Позже И.Д. Зхус и В.В. Бахтин в 1979 г. показали, что данный процесс может активизироваться и под влиянием гидрогенезации рассеянного в породе органического вещества (РОВ). Ведь гидрогенезация РОВ происходит отчасти за счет заимствуемого из окружающей среды водорода. Снижение концентрации водородных ионов неминуемо приведет к возрастанию pH. А в щелочной среде сильно увеличивается подвижность кремнезема, следовательно повышается вероятность удаления ионов Si4+ из тетраэдрических позиций кристаллической решетки монтмориллонита и замещения их менее подвижными ионами А13+. Дальнейший ход гидрослю- дизации зависит только от наличия в растворах катиона К+.

В отложениях, изначально обедненных РОВ, трансформации монтмориллонита могут замедляться и осуществляться ниже по разрезу, чем в иных породах. Это позволяет понять, в частности, почему в глинах, сформированных путем диагенетиче- ской переработки пеплового вулканического материала, трансформации смектитов носили весьма вялый характер. Так, в Ви- люйской синеклизе нефтепоисковыми скважинами были вскрыты монтмориллонитовые нижнетриасовые толщи (мономская и таганджинская свиты) на глубинах 4,5-5 км, т.е. там, где все прочие породы обладают явными признаками глубокого катагенеза. В цементе песчаных слоев из других свит на тех же самых глубинах от смектита оставались едва улавливаемые реликты.

По представлениям И.Д. Зхуса, данное наблюдение получает удовлетворительное объяснение. В нашем случае глинистые пачки, содержащие монтмориллонит, представляли собой вулканогенно-осадочные отложения (что подтверждается оптическими и электронно-микроскопическими наблюдениями, выявляющими там следы осколков вулканического стекла). Образованные за счет пирокластического материала, накопившегося в геологических масштабах времени мгновенно, осадки эти были практически лишены РОВ. Отсутствие последнего способствовало консервации монтмориллонита. Немаловажную роль могли сыграть, кроме того, большие мощности мономской и та- ганджинской свит (многие десятки метров) потому, что в таких однородных по составу толщах глин фильтрация растворов на стадии катагенеза чрезвычайно затруднена. А без нее невозможны трансформации.

Отсюда очевидна важность учета и общегеологической обстановки, и соотношений со всеми другими минеральными компонентами пород при стадиальных исследованиях. Здесь мы

из

логически подходим к необходимости рассмотрения следующей группы глинистых минералов.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>