Полная версия

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

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Группа диоктаэдрических слюд

Минералы этой группы являются самыми распространенными среди прочих глинистых образований. Также, как и смекти- ты, а может быть и в еще большей мере, они полигенетичны, т.е. присущи отложениям различных геологических обстановок континентальной коры материков, менее широко распространены среди вулканогенно-осадочных комплексов островных дуг и внутренних морей, более редко встречаемы и специфичны в осадках океанов (где присутствуют в основном железистые слюды).

Их кристаллические решётки так же, как у смектитов, построены по типу 2:1, но, в отличие от смектитов, здесь во многих тетраэдрах Si4+ изоморфно замещен на Al3+, а утраченный положительный заряд компенсирован межслоевым катионом К+, обеспечившим стабильность конструкции решётки и постоянство её диагностического параметра — межслоевого интервала с размером около 10 А.

Обобщенная структурная формула слюд может быть записана, как: M1R2_3T4O10(OH)2, где М — это межслоевой катион К+ либо заместившие его Na+, NH4; Т — тетраэдрические катионы Si, Al, Fe3+; R — октаэдрические катионы Al, Fe3+ для диоктаэдрических слюд (сумма их равна 2) или Fe2+, Mg2+ для триоктаэдри- ческих слюд (сумма — 3) (Дриц, Коссовская, 1991, с. 31).

Глинистые частицы имеют весьма разнообразные формульные составы вследствие распространенности изоморфизма, но все они как бы стремятся к идеализированным химическим составам нижеследующих минералов.

Характерной особенностью тонкодисперсных диоктаэдри- ческих слюдистых минералов глин является то обстоятельство, что в их структурах не все межслоевые позиции замещены калием и др. катионами. Их недостаток компенсируется межслоевыми кислородно-водородными группировками НпО. При п = 1 и 2 мы получаем гидроксил или молекулярную воду, а при п = 3 появляется оксонит (Н30)+. Из-за этого формулы глинистых компонент получаются сложными вроде такой (Нырков, 2006):

Такие минералы в отечественной литературе традиционно именуют гидрослюдами: гидромусковитом, гидрофенгитом, гидролейкофиллитом и др. В англоязычных работах используют иной термин — иллиты. Недавно номенклатурный комитет по слюдам Комиссии по новым минералам Международной минералогической ассоциации предложил исключить название «гидрослюда», заменив его термином: «слюды с дефицитом межслоевых катионов».

Российские минералоги не все согласны с этим (Нырков, 2006), указывая на приоритетность изначальной терминологии: гидромусковит был открыт А. Джонстоном (Jonston А.) еще в 1989 году, а «гидрослюда» как обобщающее понятие всегда означало любую слюду с повышенным содержанием воды. И сейчас в литологической литературе большинством российских геологов названия «диоктаэдрические гидрослюды» и «иллиты» принимают как синонимы, хотя на самом деле между ними есть тонкие различия. В.А. Дриц и А.Г. Коссовская (1991) название «гидрослюда» используют применительно к смешанослойным слюда-смектитовым разностям (со значительным содержанием лабильных слоёв в кристаллических решётках), и в зависимости от их формульных составов именуют эти минералы, как «гидрослюды иллитового либо Fe-иллитового, либо глауконитового состава». Все прочие разности именуют иллитами.

В настоящее время термин «иллит» в зарубежной литературе имеет дуалистическую трактовку: 1 — для описания всей группы дисперсных диоктаэдрических слюдистых минералов и 2 — для характеристики определённой минеральной разновидности, которая относится к диоктаэдрической Al-содержащей слюде, но отлична от классического мусковита, во-первых, присутствием фенгитового компонента (наличием двухвалентных катионов Fe2+ или Мд в октаэдрах и понижением степени замещения Si на AI в тетраэдрах) и наличием дефицита межслоевых катионов К от 0,2 до 0,4 в расчётах на формульную единицу (ф.е.). Упорядоченная формула иллита представляется в нижеследующем виде:

А.Г. Коссовская и В.Д. Дриц типизировали минеральные виды иллитов, используя при этом два существенно важных параметра: 1 — степень железистости KFe=Fe3+/(Fe3++A!V|) и 2 — по- литипию. При вычеслении KFe используют данные о количествах Fe3+ и Al3+ в октаэдрах, в расчёте на ф.е. Согласно этим параметрам выделяются: собственно иллиты с KFe от 0 до 0,2; Fe-илли- ты с KFe от 0,2 до 0,4 и глаукониты с KFe > 0,4.

Глаукониты, у которых идеализированная формула такова:

где R3+ отвечает Fe3+, a R2+ — Fe2+ или Mg, характеризуются ещё следующей особенностью: у них всегда Fe3+ > AI и обычно Мд > Fe2+; а величина параметра Ь ячейки превышает 9,06А. По мнению В.А. Дрица и А.Г. Коссовской (1991), типичные разновидности этого минерала должны быть монофазными, то есть без разбухающих межслоев. А образцы с разбухающими межслоями следует описывать как смешанослойные. У них величина слоевого заряда в всегда ниже, чем у истинных слюд. Максимальное значение заселённости глауконитовых межслоевых позиций катионами обычно не превышает 0,9 в расчёте на ф.е., а нижний предел слоевого заряда для неразбухающих глауконитов, по- видимому, не опускается ниже 0,8 на ф.е.

Для нас глаукониты особо интересны тем, что в отличие от остальных слюд, они имеют строго детерминированный генезис. Глаукониты формируются только в морских илах, в процессе их гальмиролиза (см. выше) в щелочной и слабо окислительных средах и при обилии животного и бактериального ОВ, на глубинах от 50 до 200 м (неритовая область внешнего шельфа), а затем перемещаются течениями в разные места, в том числе и на большие глубины — до 1200-1500 м.

Механизму возникновения глауконитов посвящено множество исследований, но до сих пор окончательные точки над i еще не расставлены, хотя многое стало очевидным. Очевидны, например, разные способы формирования этого минерала. Один из них, наблюдаемый непосредственно в петрографических шлифах, состоит в трансформационном замещении глауконитом терригенных биотитов и др. триоктаэдрических слюд. Постепенная их глауконизация бывает заметна очень явно. Известны еще случаи метасоматического замещения глауконитом мелких (мельче 0,05 мм) обломков кристаллических зерен различных силикатов — роговых обманок, плагиоклазов и др., а также пепловых частиц вулканического стекла.

Другой механизм глауконизации — это синтез из иловых растворов Si02, Al203, К20, Fe(HC03)2 и др. О наличии такого синтеза свидетельствуют микроструктуры комочков (глобуль) этого минерала, размеры которых в поперечнике достигают иногда 0,1-0,25 мм (рис. 5.8.); на их поверхностях сохраняются характерные трещинки синерезиса, которые описаны химиками при лабораторных экспериментах — результаты обезвоживания гелевых сгустков, которые затем раскристаллизуются и, сокращаясь в объеме, покрываются трещинками, по облику своему подобным таковым на поверхности комочков запеченного хлебного теста. Такие разновидности глауконитовых агрегатов заполняют в глинисто-карбонатных отложениях норки зарывающихся животных, а также выполняют полости раковин погибших фораминифер.

Недавние исследования зарубежных и отечественных лито- логов и палеонтологов привели их к выводам о том, что в низкотемпературных обстановках химический синтез глауконитовых

включений обеспечивают интенсивные бактериальные процессы

Рис. 5.8. Глобулярный агрегат глауконита. Фотография скола в растровом электронном микроскопе. Заметна бугристая поверхность (результат синерезиса), а на поперечном сколе виден ле- пидогранобластовый агрегат разноориентированных минеральных частиц; их синхронно-совокупное «погасание», «полупогасание» и «просветление» в поляризационном микроскопе, при скрещении николей, обеспечивает оптический эффект агрегатной поляризации, благодаря которой при вращении предметного столика зерно глауконита не меняет свои интерференционные цвета.

при наличии в осадке больших количеств разлагаемых этими бактериями ОВ.

Новообразованный глауконит из зон гальмиролиза разносится донными течениями (вероятно, по этой причине горизонты с повышенными содержаниями глауконитов тяготеют к участкам стратиграфических перерывов и трансгрессивных слоев в геологических разрезах древних морских отложений). В результате механической дифференциации могут возникнуть пласты, нацело сложенные из глауконитовых глобуль. Наглядным примером служат слои пакерортского горизонта ордовика Прибалтики, где скопления глауконитов находятся в тесном парагене- тическом единстве с отложениями фосфатного раковинного детрита брахиопод рода Obolus (так называемых «оболовых фосфоритов»). Такие глауконитовые породы по своим структурным признакам гомологичны мелкозернистым или тонкозернистым песчаникам (под микроскопом видны плотно упакованные овальные глобули мелко— или тонкопсаммитовых фракций), однако по своему вещественному составу это глины с небольшой примесью кварцевых песчаных обломков и осколков фосфатных створок раковин. Учитывая своеобразный облик таких пород, применительно к ним используется термин: глауконититы. Надо помнить, что это не песчаники, а глины с агрегатно-псаммитовыми макроструктурами.

Однако в тех случаях, когда содержание кварцевых и полевошпатовых зерен в этих слоях превысит уровень 50%, к ним следует применять термин: глауконито-кварцевые или глауко- нито-полевошпато-кварцевые песчаники.

Глаукониты являются ценными индикаторами палеогеографических обстановок. Они же служат и ценными полезными ископаемыми: агросырьем (источники калиевых почвенных удобрений, которые имеют большое преимущество перед калийными солями, потому что не содержат в себе их хлора и не заражают им ландшафт), химическим сырьем для изготовления зеленых красок и малокондиционной железной рудой.

Внешне похожий на глаукониты селадонит относится тоже к индикаторам морских обстановок. Однако генезис его несколько иной: этот минерал чаще всего возникает в процессе подводно-гальмиролитического преобразования излившихся на дне базальтоидов (см. в главе 13). Критерии отличия этого минерала от глауконита, до сих пор не во всём ясные, были сформулированы в 1978 г. Номенклатурным комитетом при

Международной ассоциации по изучению глин следующим образом (Дриц, Коссовская, 1991, с. 35). Идеальная формула: KMgFe3+Si4O10(OH)2, в которой допустимо органическое замещение Si на AI или Fe3+ в количестве от 0 до 0,2 атомов на ф.е. Для селадонитов характерны острые полосы поглощения на инфракрасных спектрах и значения параметра кристаллической ячейки в < 9,06 А (меньше глауконитового). А отрицательный октаэдрический заряд не должен быть ниже 0,70 в расчете на ф.е. Этот отрицательный заряд в селадонитах практически целиком сосредоточен в октаэдрических сетках 2:1 слоёв, тогда как в глауконитах он распределен примерно поровну в тетраэдрах и октаэдрах.

Анализ множества химических анализов дал основания В.А. Дрицу и А.Г. Коссовской говорить о возможности существования непрерывной серии изоморфных замещений в ряду от се- ладонита к глаукониту.

Между этим минеральным рядом и Al-слюдами известна большая группа минералов промежуточного состава, которые называются различными исследователями железистым илли- том, или глауконитовым иллитом. По сути это образования фен- гитовой группы. Многие из них бывают связаны с осадками эва- поритовых обстановок седиментации. Т.Н. Соколовой и А.Г. Коссовской Fe-иллиты были детально изучены в отложениях кунгур- ского яруса и верхнеказанского подъяруса перми Южного При- уралья, и в девоне северо-западных районов Русской плиты ВЕП. В обоих местах Fe иллиты находились среди осадков мелководно-морских и озёрных засолоняющихся водоёмов, и сочетались в разрезах с доломитовыми мергелями, доломитами и гипсами. Они были также обнаружены в пермских и девонских породах Солегорского месторождения калийных солей.

Заслуживает внимания ещё один, весьма редкий вид илли- тов, который в 30-х годах XX в. был искусственно синтезирован в лабораториях, а ныне обнаружен В.А. Дрицем в глинистых илах Северного и Баренцева морей и затем выявлен и И.Е. Сту- каловой, В.В. Петровой и др. (2000), в глинах некоторых угленосных свит палеозоя на Урале — это тобелит. У него в кристаллической решётке катионы калия в большинстве своём замещены группой NH4. Её проникновению в кристаллическую структуру иллита способствуют сочетания глинистых илов с большими массами трансформируемого на стадиях диагенеза и катагенеза ОВ. Дегазация органических компонент обеспечивает процесс тобелитизация иллитовых осадков. Поэтому наличие тобе- лита в морских отложениях рассматривается как индикатор вероятной нефтегазоносности нижележащих осадочных свит. Присутствие тобелиита в угленосных свитах тоже вполне закономерно. Этот минерал предстоит ещё открывать в ряде мест заново, потому что микроскопически он не отличим от обычного иллита, а диагностируется только с помощью прецизионных методик.

В любой осадочной породе иллиты и гидрослюды могут быть полигенетичны — представлены привнесённым в СБ обломочными частицами, местными седиментогенно-диагенетичес- кими, катагенетическими и посткатагенетическими разностями. Общими особенностями для седиментогенно-диагенетических компонент являются: 1) высокое содержание Si4+ в тетраэдрах, обусловившее низкий тетраэдрический заряд (0,2-0,6); 2) слабо упорядоченные политипные структуры 1 Md; 3) присутствие разбухающих слоев в структуре минералов; 4) высокое содержание Mg, Fe2+ и Fe3+. Все эти особенности могут быть унаследованными от первичной фазы монтмориллонита, которую, по- видимому, проходят многие гидрослюды и иллиты при своем формировании в диагенезе и в раннем катагенезе, хотя не исключается возможность седиментационной природы некоторых гидрослюд, совершенствующих свою кристаллическую структуру при катагенезе.

Здесь уместно информировать читателя о политипии — чрезвычайно важной типоморфной особенности рассматриваемых минеральных видов. Полиморфной разновидности 1Md соответствует структура кристаллической сетки, у которой все слои имеют одинаковую азимутальную ориентировку. В слюдах полиморфной модификаций 2М, и 2М2 соседние слои развернуты относительно друг друга соответственно на ±120° и 60°, тогда как в ЗТ-модификации каждый последующий слой развернут относительно предыдущего на 120° («винтовая лестница»).

Возникновению модификаций 2М1 способствует, в первую очередь, термальная активизация. Поэтому иллиты с такими параметрами начинают возникать путём трансформирования исходных гидрослюд 1 Md на стадии глубинного катагенеза, и становятся преобладающими на стадии метагенеза. Модификация 2М2 формируется при ещё больших Р-Т воздействиях на породу (гидротермальные процессы), а слюды ЗТ наблюдались в породах, которые испытали Pst — динамометаморфизм при умеренных Т режимах.

Параметры диоктаэдрических слюд, находящиеся в зависимости от их генезиса и постседиментационных преобразований, В.А. Дриц и А.Г. Коссовская синтезировали на нижеследующей наглядной диаграмме (рис. 5.9.). Здесь на оси абсцисс нанесены значения KFe, а на оси ординат — величины Aljv, т.е. то количество алюминия (в ф.е.), которым замещён кремнезём в тетраэдрических позициях. Иными словами, это величина «тэтра- эдрического заряда» в кристаллической решётке слюды (илли- та, гидрослюды). Политипия на данной диаграмме не отражена, и добавляется только в словесных характеристиках минеральных видов.

Итак, мы видим, что на представленной диаграмме чётко обособились две группы полей фигуративных точек, символизирующих проанализированные образцы вещества из глин и аргиллитов различного происхождения. Все не измененные процессами глубинного катагенеза, метагенеза и метаморфизма образования попадают ниже горизонтального пунктира, который отвечает максимальному тетраэдрическому заряду 0,62.

Кристаллохимическая характеристика диоктаэдрических слюд (по Дриц, Кос- совская, 1991); оконтурены поля минерала определенного генезиса

Рис. 5.9. Кристаллохимическая характеристика диоктаэдрических слюд (по Дриц, Кос- совская, 1991); оконтурены поля минерала определенного генезиса: I — Al-гидрослюд и ил-

литов политипной модификации 1M-1Mcf, неизмененных катагенезом, II — ферроиллиты; III — глаукониты; IV — А1-ил- литы 1М-1Мс( из катаге- нетически измененных пород; V — Al-иллиты и серициты из пород начальных стадий метаморфизма; VI — Al-иллиты гидротермального генезиса; VII — лейко- филлиты и селадониты; фигурными знаками нанесены конкретные анализы.

Это поля (см. рис. 5.9.): I — гидрослюд и иллитов политипной модификации 1Md, II — ферииллитов, III — глауконитов и VII се- ладонитов совместно с лейкофиллитами. Другая группа полей: IV — Al-иллитов из зон глубинного катагенеза, V — из зон начального метаморфизма и VI — А!-иллиты гидротермального генезиса — характеризуется резкими повышениями тетраэдрических зарядов (от 0,6 до 1,1) и общим уменьшением железистос- ти, KFe от 0,2 до 0.

В мощных разрезах осадочных толщ, там, где прослеживается смена зон слабого катагенеза глубоким, а затем метагенезом, многократно наблюдалась одинаковая тенденция в преобразовании гидрослюды и иллита. По мере нарастания глубинно- катагенетических преобразований в минералах происходит уменьшение присутствия лабильных слоёв (от 20% до первых процентов), постепенное увеличение тетраэдрического заряда (от 0,55 до 0,9), уменьшение содержания двухвалентных катионов и, что самое существенное, постепенное упорядочение структур 1М и замена их на 2М1 В зонах метагенеза и метаморфизма слюды мусковитового ряда уже принадлежат только к политипу 2М1( величины тетраэдрических зарядов у них не ниже 0,8. Такие слюды характеризуются существенной «очисткой» октаэдров от окисного железа и от двухвалентных катионов. По мере возрастания температур в тетраэдрах уменьшается содержание кремнезема. Все это отражено на трендах, предложенных В.А. Дрицем и А.Г. Коссовской для слюд (см. рис. 5.9).

Между иллитом 2М., и мусковитом 2М1 находятся серициты (см. табл. 5.1), развитэе в основном в зонах метагенеза и сери- цит-хлоритовой субфации в начале зеленосланцевого метаморфизма. Эти минералы отличаются от мусковита несколько меньшим содержанием К+ (0,8 формульных единиц) и Al3+ (0,6), большей насыщенностью тетраэдрических ячей кремнезёмом (3,4) и возможным изоморфными примесями Fe3+ и Мд (по 0,2 единицы). Внешне их кристаллики отличаются от тонкодисперсных иллитовых частиц большей размерностью (до 0,01 мм и крупнее), а от гидромусковита кристаллическая структура серицита отлична отсутствием лабильных (разбухающих) пакетов или ничтожны их количеством (до 5%).

Постседиментационные преобразования вещественного состава и полиморфизма слюд улавливаются в основном прецизионными методами. С помощью обычного поляризационного микроскопа можно лишь в породах из зон позднеметагенетических-раннеметаморфических изменений зафиксировать увеличение яркости интерференционных окрасок, соответствующее превращению иллитов в серицитовые чешуи. Однако здесь надо быть очень осторожным, чтобы не отнести на счет признаков постседиментационных трансформаций оптические свойства обычных обломочных слюд политипа 2МГ А их бывает много в любом осадке и породе, прошедшей через разные стадии литогенеза, в особенности тогда, когда на этапе седиментации в областях размыва обнажались граниты или метаморфические сланцы.

Отличить аутигенный серицит (или мусковит) от обломочного возможно только при стадиальном анализе, т.е. наблюдениях над структурными соотношениями этой слюды с прочими породообразующими компонентами. Аутигенные слюды образуют вростки в края регенерированных обломков каркасных силикатов или кварца, или внутрь регенерационных наростов различных аутигенных минералов (см. рис. 3.6 и 4.1), или поперек трещин гидроразрыва. В отличие от них обломочные чешуи слюд конформно приспосабливаются к соседним с ними клас- тогенным или аутигенным минеральным частицам, обычно более крепким, чем слюды. В зонах глубокого катагенеза терри- генные слюды бывают причудливо деформированы вдавленными в них зернами других минералов. Облик их несет в себе признаки «пассивной» приспособляемости к меняющимся динамическим нагрузкам. Конечно, сама по себе обломочная слюда тоже не остается абсолютно неизменной. Она подвержена трансформационным процессам (см. ниже, в разделе 7.4).

Аутигенные новообразования приобретают состав, во многом зависящий от состава седиментофонда — прочих минеральных компонент осадочной толщи. Это можно продемонстрировать на примере обнаружения автором с коллегами высокожелезистых «волосяных иллитов» в цементе палеодельтовых песчаных отложений триаса скважины СГ-6 на севере Западно- Сибирской плиты, на глубинах между 5 и 5,8 км под современным эрозионным срезом (Япаскурт и др., 1994; Яласкурт, Горбачёв, 1997).

Здесь породы преобразованы на стадии глубинного катагенеза, с признаками начала метагенетической стадии. Их обломочные компоненты имеют полимиктовый состав: достаточно много минералов, содержащих Fe и Мд. Это продукт разрушения магматических пород из фундамента СБ и продукты переотложения раннетриасовых базальтов; от 5 до 10% терригенных фракций приходится на долю биотитов, трансформируемых в иллит-хлоритовые пакеты. В составе поликомпонентного цемента этих песчаников были обнаружены частицы слюды самой поздней генерации, которые отличны от более ранних пластинчатых чешуй своей тонкоигольчатой формой (рис. 5.10). В растровом электронном микроскопе они имеют вид длинных лент, находящихся в промежутках между корродированными и регенерированными зёрнами различных силикатных минералов. Некоторые ленты ответвляются от изъеденных коррозией краёв терригенных пластинок биотита.

Этот аутигенный минерал Fe-иллитового состава оказался аналогом известной в зарубежной литературе разновидности, именуемой «волосяными иллитами» в работе Н. Гувена, В.Ф. Хо- вера и Д.К. Дэвиса (Guven N, Hower W.F., Davis D.K.), которая опубликована в 1980 г. в журнале Sedimentary Petrology, V.50, Р. 761-766 и в работе 1984 г. Й. Шродона и Д. Эбера (Srodon J., Eber D.) в Rev. Mineralogy. По мнению вышеупомянутых исследователей, одним из факторов, влияющих на типоморфные особенности нашего минерала — лентовидную форму его частиц, достигающих 30 мкм в длину, 0,1 -0,3 мкм в диаметре и до 200 А по толщине — послужила перенасыщенность среды формирования волосяного иллита крупноразмерными катионными железа. Внедрение их в октаэдрические ячеи обуславливает несоответствие размеров в структуре кристалла октаэдрических и тетраэдрических сеток. При их сочленениях в слоях 2:1 возникает напряженное состояние. Оно снимается за счёт краевых эффектов

«Волосяной» ил- лит

Рис. 5.10. «Волосяной» ил- лит (вверху) на окраине корродированной пластины терригенного биотита (растровой электронный микроскоп); увеличение 7500; в песчанике Т3 Колтогор- ско-Уренгойского прогиба Западно-Сибирской плиты; керн скважины СГ-6, глубина 5,5 км.

только при условии роста кристалла в форме узкой ленты. Такие условия обеспечиваются при катагенезе и метагенезе в наших песчаниках вследствие насыщенности железом и магнием их седиментофонда. В данном конкретном случае это очень благоприятный для практических нужд фактор, потому что формирование «волосяных иллитов» нисколько не ухудшает коллекторских свойств: такие иллиты не запечатывают оставшиеся к моменту своего зарождения поры, но лишь пронизывают их наподобие тонких рапир.

В направлении к стадии метаморфизма происходит нивелировка признаков генетически разнотипных слюд в породе. Но, по-видимому, полностью она осуществляется лишь глубже зеленосланцевой ступени. Кристаллохимическая эволюция мусковита, являющегося «проходным» минералом через все стадии регионального метаморфизма, может в дальнейшем стать их важным индикаторным признаком.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>