Полная версия

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

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

ЦЕОЛИТЫ - ПРИСПОСОБЛЕНЦЫ К ФАЦИАЛЬНОЙ СРЕДЕ И СТАДИЙНОСТИ ЛИТОГЕНЕЗА

Минералы этой группы до второй половины XX в. традиционно рассматривались в составе вулканогенных и постэруптивных образований. Затем, под влиянием массовых исследований осадков Мирового океана и древних осадочных формаций на континенте, выяснилась большая доля участия цеолитов в осадочном процессе. Большой вклад в раскрытие этой роли цеолитов внесли, помимо А.Г. Коссовской и В.Д. Шутова, сотрудники их лабораторий — В.В. Петрова, (Петрова, Амарджагал, 1996), Т.Н. Соколова, Р.Ф. Юркова и др., а также ленинградские исследователи бывшего Научно-исследовательского института геологии Арктики (Запорожцева, 1958, 1960; Запорожцева и др., 1963) и зарубежные ученые — Ричард Хей (Нау, 1966), Кумс (Coombs, 1960), и многие др. Рассмотрим их данные.

Минералы этой группы принадлежат к числу наиболее информационных для стадиальных построений, но присутствуют они далеко не повсеместно. Однако последние многочисленные работы отечественных и зарубежных исследователей наглядно показывают, что распространенность осадочных цеолитов в природе гораздо большая, чем это считалось прежде. Неброские оптические признаки, мелкоагрегатность и внешняя схожесть с криптозернистыми агрегатами кремнезема или полевыми шпатами — все это способствовало тому, что геологи-производственники часто не замечали их присутствия во многих осадках и породах. Считалось (и считается поныне), что, найдя цеолиты, следует искать камуфлированную в осадке пирокластику, за счет которой они формируются. Но есть множество примеров того, как эти минералы развивались вне всяких связей с вулканизмом. В качестве одного из примеров возьмем нижнемеловую угленосную формацию Приверхоянского краевого прогиба, где цеолиты, порожденные благоприятными сочетаниями исходного состава кластогенного вещества (средние аркозы), определенных фациальных условий седиментации и постседи- ментационных обстановок, развиты там, где нет вулканокластики (Япаскурт, 1989). Прежде, чем показать это, вернемся к краткой характеристике своеобразия рассматриваемых минералов.

Цеолиты принадлежат к классу алюмосиликатов, а по структуре и химическому составу близки к полевым шпатам. Однако отличаются они своеобразной, только им присущей структурой каркаса кристаллических решеток. Он представляет собой объемный каркас из кремнекислородных и алюмокислород- ных тетраэдрических группировок, которые взаимосвязаны через общие атомы кислорода либо через промежуточные катионы Na+, Са2+, К+ и др. Эти частицы сгруппированы таким образом, что весь каркас получается пронизанным системой канальцев, через которые легко попадают молекулы «цеолитовой воды», и так же легко эти молекулы извлекаются (например, при нагревании), не производя практически никаких изменений в самой решетке минерала (рис. 6.1.). Благодаря свойству поглощать и отдавать воду эти минералы и получили свое наименование от греческих: «цео» — кипеть и «литое» — камень («вскипающие камни»).

Конечно же, такая структура цеолитов не может не отреагировать на изменения термобарических параметров при литогенезе. И это в действительности имеет место. Но для исследователя все осложняется тем, что изначально цеолиты полигенетичны: в их составе есть седиментацион- ные, диагенетические, ранне— и позднекатагенетические, раннеметаморфические и гидротермальные образования. Разобраться с их генезисом не всегда просто. Происхождение осадочных цеолитов досконально проанализировал в своей книге американский исследователь Ричард Хей (Нау, 1966). В обзоре содержания и достоинств этой книги, опубликованном Н.В. Логвиненко и З.В. Осиповой (1969) в журнале «Литология и полезные

Полиэдрические модели элементарных ячеек цеолитов

Рис. 6.1. Полиэдрические модели элементарных ячеек цеолитов,

по С.И. Шумейко, 1982 г.

ископаемые», на странице 137 о механизмах формирования осадочных цеолитов сказано нижеследующее.

Многие цеолиты образуются в процессе изменения вулканического стекла в отложениях соленых и пресных озер и моря. Псевдоморфозы клиноптилолита, филлипсита и опала по вулканическому стеклу наблюдались неоднократно. Идеализированно это превращение представляет собой реакцию гидратации стекла с некоторым изменением химического состава. Сопутствующим минералом является монтмориллонит, который образуется раньше цеолитов. Последнее противоречит теоретическим представлениям ряда авторов, считавших клиноптилолит промежуточной фазой в ряду стекло — монтмориллонит. Р. Хеем зафиксирована приуроченность филлипсита, анальцима и стильбита к основным стеклам (базольтовым, палагонитовым), а морденита, клиноптилолита — к кислым (риолит-дацитовым).

Это верно для морских и океанических осадков и для отложений пресных вод, но не подтверждается в соленых осадках. Там аутигенные цеолиты образуются при изменении первичных силикатов — плагиоклазов и фельдшпатоидов, а также при реакциях с глинистыми минералами. Ломонтит, гейландит, томсо- нит и анальцим замещают плагиоклазы. Ломонтит образуется также при альбитизации плагиоклазов:

Нефелин часто превращается в натролит и давсонит:

Галлуазит, взаимодействуя с карбонатом натрия в илах соленых озер, образует давсонит и анальцим:

Однако реакции с глинистыми минералами не могут быть подтверждены, потому что минералогия глинистых отложений, содержащих цеолиты, мало известна.

Первичное химическое осаждение цеолитов вероятно только в очень соленых, щелочных озерах (мощные пласты анальци- молитов мезозоя Африки и некоторые другие), но требует продолжительного времени.

И, наконец, некоторые цеолиты возникают по ранее образовавшимся цеолитам при повышении температуры. Наблюдения показывают, что по мере увеличения глубины залегания происходит замещение анальцима, гейландита и стильбита ломон- титом.

При дальнейшем повышении температуры ломонтит и другие цеолиты, в свою очередь, замещаются аутигенными полевыми шпатами и пумпеллиитом. Возможно также противоположное явление — переход цеолитов в полевые шпаты при низких температурах у поверхности земли в щелочных, соленых озерах: по анальциму образуется альбит и по филлипситу — калиевые полевые шпаты.

Далее Р. Хей утверждал, что реакции образования цеолитов происходят обычно метасоматически, и подчеркивал большой масштаб метасоматоза натриевого и меньшее значение калиевого и кальциевого. Натриевый метасоматоз происходит на небольших глубинах, кальциевый — обычно на больших. Одним из источников привносимого вещества при этом могли быть реликтовые воды в осадочных породах (поровые растворы). Кроме того, альбитизация плагиоклазов дает дополнительные порции кальция (см. ниже, в главе 7).

Итак, генетическая природа минералов рассматриваемой группы бывает весьма разнообразной в рамках единого осадочного процесса. Тех, кто заинтересуется генетической типизацией цеолитов стратифицированных формаций, адресуем к статье А.Г. Коссовской (1975). Там описано шесть генетических типов цеолитовых ассоциаций («цеолитовых фаций») и показана роль факторов, контролировавших цеолитообразование в каждом таком типе. Перечислим их вкратце.

1. Цеолитовая ассоциация современных и древних океанических осадков характеризуются массовым распространением двух минеральных видов — филлипсита и клиноптилолита. Они распространены настолько широко, что многими исследователями «цеолитовые глины» выделяются как одни из фациальных типов пелагических осадков. В их составе господствует существенно калий-кальциевый цеолит — филлипсит. Он составляет около 70%, т.е. является породообразующим минералам. В тесном парагенезе с ним находится аутогенный монтмориллонит, образуемый, по мнению изучавших его исследователей, в результате подводной палагонитизации базальтовых туфов.

Материалы глубоководного бурения океанов показали, что филлипсит присутствует в осадках современного и третичного возраста до глубин 150-200 м под поверхностью дна. В более глубоких горизонтах (в осадках эоцена и мела) повсеместно развит натриевый цеолит — клиноптилолит в виде рассеянных или глобулярно-друзовых скоплений в составе красных глин. Иногда этот минерал замещает раковины радиолярий. В современных осадках он редок за исключением лишь зон гидротермальных изменений, где клиноптилолит встречен в желвакоподобных образованиях совместно с палыгорскитом и сепиолитом.

Глобальная вертикальная стратификация: филлипсит (вверху) клиноптилолит (внизу) объясняется А.Г. Коссовской процессами океанического эпигенеза, т.е. катагенеза в нашем понимании этого термина. Механизм постседиментационных преобразований представляется следующим. Так как клиноптилолит значительно богаче Si и беднее AI, Na, К, Са, чем филлипсит, то можно предположить, что в процессе катагенеза осуществлялась перестройка структуры цеолита с использованием биогенного кремнезема и замещением им части AI в тетраэдрах алюмокремниевого костяка, сопровождающимся высвобождением соответствующего количества катионов, компенсировавших избыточный отрицательный заряд. В этом случае таблитчатые кристаллы клиноптилолита могут рассматриваться как реликты филлипсита, частично разрушенные, а частично метасоматически замещенные клиноптилолитом (Коссовская,1975, с. 28-29). Наряду с этой высказывалась и иная точка зрения. Согласно ей, возникновение двух разных видов цеолитов обусловлено различиями в исходном составе пирокластики в осадках вследствие того, что от мезозоя к настоящему времени определенным образом эволюционировал химизм продуктов подводного и островодужного вулканизма.

2. Цеолитовая ассоциация высокоминерализованных щелочных озер включает упомянутые выше филлипсит, клиноптилолит, а также шабазит, эрионит, морденит и анальцим; более редок натролит. Вместе с перечисленными цеолитами присутствуют аутогенные калиевые полевые шпаты, карбонаты, сода, иногда брусит, давсонит и другие минералы. Всем им свойственно разнообразие минеральных сочетаний в зависимости от ландшафтных обстановок.

Характерная особенность данной ассоциации — ее концен- трически-зональное распределение на дне бассейна седиментации, отражающее нарастание концентрации придонных и по- ровых растворов в направлении от побережья к центру бассейна. В прибрежных осадках преобладают туфы с неизмененным вулканическим стеклом и монтмориллонитом, которые при удалении от берега постепенно цеолитизируются, с появлением клиноптилолита, филлипсита и других цеолитов. Очевидно здесь так же, как и в предыдущей ассоциации, филлипсит образуется в самую раннюю стадию алюмосиликатного геля и позднее замещается клиноптилолитом. Многие исследователи {Р.А. Шепард, Дж.А. Гуд, Р. Хей, А.Г. Коссовская и др.) обосновывают существование следующего стадийного ряда: вулканическое стекло —> алюмосиликатный гель -> филлипсит —> клиноптило- лит —> анальцим + калишпаты. Индикаторами повышенной щелочности палеобассейна считаются эрионит и шабазит, не встречающиеся в массовых количествах во всех других типах отложений.

3. Цеолитовые ассоциации собственно осадочных образований (с камуфлированной пирокластикой) широко распространены в терригенных и терригенно-хемогенных отложениях, без явных признаков участия там вулканического материала. Каждая из них в отдельности характеризуется бедным составом цеолитов (один-два вида). Господствует, как правило, один из минералов (анальцим, клиноптилолит, гейландит и др.). Они описаны в осадочных формациях мелового возраста Восточно-Европейской, Сибирской платформ и Приверхоянского прогиба, в пермских красноцветных толщах Приуралья и в других районах — подробнее см. (Коссовская, 1975, с. 32-38).

Изучавшие их исследователи пришли к выводу о том, что конкретный видовой состав цеолитов и степень насыщенности ими пород контролировались определенными фациально-климатическими обстановками седименто— и диагенеза. И обязательными условиями синтеза этих минералов были: более или менее щелочная (в крайнем случае, нейтральная) геохимическая среда и наличие свежего алюмосиликатного материала. Такой материал, в частности, представляет собой так называемые средние аркозы в меловой угленосной формации (см. рис. 3.5., 5.11.) Приверхояноского прогиба: породы, в которых очень много кластогенных натрий-кальциевх плагиоклазов и других кальцийсодержащих минералов — эпидотов, роговых обманок, гранатов (рис. 6.2.). Подробнее об этом изложено в работе автора (Япаскурт, 1992), где со ссылками на исследования А.С. Запорожцевой и А.Г. Коссовской описаны конкретные фациальные обстановки и условия диагенеза и раннего катагенеза, при которых формировались аутигенные десмин и гейландит.

Если же обратиться к более широким региональным обобщениям, то намечается определенный фациальный ряд в порядке возрастания pH среды седиментации и диагенеза. Угленосным отложениям гумидного климата отвечают Са-цеолиты — десмин, эпистильбит или кальциевый гейландит, а нормальноморским отложениям отвечают Ca-Na-K-цеолиты — в основном кпиноптилолит; красноцветным формациям аридного климата — Na-цеолиты — анальцим.

4. Цеолитовые ассоциации регионального эпигенеза (то есть катагенеза) и начального метаморфизма продолжают предыдущие, так как представляют собой закономерную вертикальную зональность в сменяемости различных видов цеолитов сверху вниз по разрезу (т.е. по мере усиления постдиагенетиче- ских преобразований в породах). Классические описания такой зональности были даны А.Г. Коссовской и В.Д. Шутовым (1955, 1956) еще в конце 50-х годов на примерах угленосной формации нижнего мела и юры Приверхоянского прогиба, мощность которой местами превышала 4,5-5 км.

Там на уровнях разреза глубже 2-2,5 км было отмечено широкое развитие кальциевого цеолита — ломонтита, сменившего

Аркозовый песчаник K Приверхоянского краевого прогиба, претерпевший стадию глубинного катагенеза, с корренсито- вым пленочным и ломонтитовым поровым цементами

Рис. 6.2. Аркозовый песчаник Kt Приверхоянского краевого прогиба, претерпевший стадию глубинного катагенеза, с корренсито- вым пленочным и ломонтитовым поровым цементами (ломонтит в центре фотоснимка 1, светлый с хорошо заметными трещинками спайности по взаимно перпендикулярным направлениям) и с терригенными зернами Са-граната, окаймленного пленками аутигенного хлорита (черные) и корродируемого аутигенным кальцитом (2 и 3). Шлифы, ник. +. Поперечные размеры рис.: 1 — 0,5 мм, 2 и 3 — 0,25 мм. По А.Г. Коссовской (Методы ..., 1957).

встречаемый выше гейландит. Ломонтит обычно развит в цементе «средних» аркозовых песчаников (причем, не во всяких, а в таких генетических типах, которые содержали минимум включений ОВ и были удалены от подошвы и кровли угольных пластов, потому что кислая геохимическая среда, порождаемая преобразованиями ОВ, не благоприятствует цеолитообразованию). Он находится в парагенезе с аутигенными корренситом, сфе- ном и кварцем (см. рис. 6.2, см. 1). В некоторых шлифах были выявлены псевдоморфозы ломонтита по наиболее основным разновидностям терригенных плагиоклазов и по амфиболам. По мере развития ломонтита в краевых участках обломков плагиоклазов андезинового ряда наблюдалась интенсивная альбитиза- ция.

Все эти факты свидетельствовали в пользу версии о том, что вещество для синтеза Са-цеолита было заимствовано из терригенных Са-содержащих компонентов: полевых шпатов, амфиболов, гранатов (см. рис. 6.2, см. 2 и 3) и др. Сам по себе ломонтит неопытным петрографом может быть ошибочно принят за калишпат, так как он имеет близкие к калишпату оптические константы, отличаясь главным образом величинами и знаком 2V. Так, ломонтит из нижнемеловых отложений правобережья р. Лены напротив устья Вилюя имеет константы: Ng = 1,523 (± 0.002), Np = 1,512 (± 0,002), Ng-Np = 0,011; c:Ng = 30-40°, удлинение положительное г < v, угол 2V = -20 до 30°; отчетливо видны два направления спайности (почти под прямым углом) (Япаскурт, 1989).

Всюду в самых нижних частях разреза Приверхоянского прогиба — в зоне метагенеза — этот минерал исчезает, будучи замещен эпидотом и кальцитом поздней генерации в парагенезе с аутигенными альбитом, кварцем, хлоритом и серицитом.

Таким образом, ломонтит в вышеупомянутой угленосной формации является одним из чутких индикаторов стадии позднего (глубокого) катагенеза. Раннекатагенетические преобразования характеризовались иными кальциевыми же цеолитами, содержащими в своих кристаллических решетках больше, нежели в ломонтите, воды и кремнезема. Это упомянутый выше гейландит, а также десмин и эпидесмин. По мере нарастания температур и давлений определился следующий «ряд обезвоживания» цеолитов, отмеченный литологом из НИИ Геологии Арктики (г. Ленинград) в 1960-1962 гг. А.С. Запорожцевой (1958, 1960) и др. авторами (Запорожцева и др., 1963): гейландит

Ca0 At203 6Si02-5-7H20 либо десмин CaAI203-6-7Si02-4-8H20 -> эпидесмин CaOAI203x6Si0220 —> ломонтит CaO AI203-4Si0220 —> сколецит AI203-3Si02-3H20. Начальные члены данного ряда находились в песках и слабо сцементированных песчаниках из зоны бурых углей на платформенной окраине краевого прогиба, а последние — в песчаниках из зоны газовых и жирных углей на прискладчатом крыле того же прогиба. Причем сколецит оказался редко находимым минералом и, как правило, глубинно- катагенетические преобразования пород завершались ломон- титом.

В данном конкретном регионе цеолиты в ряду преобразований пород от катагенеза до метаморфизма трансформировались и, в конце концов, замещались другими минералами. Но так бывает не везде. Парагенезы цеолитов могут быть иными.

В частности, иной, чем в Приверхоянье, характер имеет зональность эволюции цеолитов в толщах вулканомиктовых грау- вакк. Классические описания распределения этих минералов в мощном разрезе (всего 12 км) вулканогенно-осадочных грау- вакк Новой Зеландии установил Д.М. Кумс (Coombs, 1960). После его работ была выделена и общепризнанна петрографами так называемая цеолитовая фация, отвечающая низшей ступени регионального метаморфизма. Большой вклад в ее изучение внесли японские геологи М. Утада, А. Ииджима и др., установившие зональность строения цеолитосодержащих вулканогенноосадочных формаций неогенового, палеогенового и мелового возраста.

Там были установлены следующие зоны (сверху вниз): 1) малоизмененного вулканического стекла с опалом; 2) клинопти- лолита и морденита с монтмориллонитом; 3) гейландита и анальцима; 4) ломонтита с корренситом и хлоритом; 5) альбита, пренита, пумпеллиита с хлоритом; 6) эпидота с альбитом.

Итак, конкретные виды цеолитов находятся в явной зависимости от состава петрофонда, а мощности зон их стабильности — от термических градиентов: от 5 км в районах, где градиент составлял 20°С/км, до 1,5 км там, где он приближался к 40°С/км.

  • 5. Цеолитовая ассоциация гидротермального метаморфизма отлична от предыдущих, прежде всего, отсутствием четкой зональности в распределении минералов по разрезу (например, ломонтит может встречаться у поверхности, а вниз по разрезу сменяться более гидратированными видами — морде- нитом, гейландитом, десмином и др.) Сочетающиеся с цеолитами глинистые минералы могут также располагаться в разрезе не в том «порядке», который установлен для зон регионального катагенеза (например, монтмориллониты могут находиться ниже зоны развития корренситов или хлоритов). Причины такого своеобразия гидротермального минералообразования находят следующее объяснение. При региональном катагенезе мы имеем дело с равновесными системами, где цеолиты — индикаторы определенных длительно существующих термодинамических условий, тогда как при гидротермальном метаморфизме мы имеем дела со сложной картиной неоднократного воздействия на породы гидротермальных растворов с меняющимися температурами, содержанием и характером растворенных компонентов (Коссовская, 1975, с. 40).
  • 6. Цеолитовая ассоциация магматических пород океанского дна, которая формируется в условиях структур растяжения (спрединга и разуплотнения вещества), характеризуется появлением преимущественно натриевых цеолитов, возникших при взаимодействии расплавов с морской водой. Она описана исследователями, изучавшими измененные базальты, долериты и габбро в разломных зонах Срединно-Атлантического хребта, где японским петрологом А. Миясиро (1976) выделена в особую цеолитовую фацию регионального метаморфизма океанического субстрата.

Обзор цеолитовых ассоциаций, сделанный выше, показывает, что нет простого рецепта к выявлению индикаторных признаков стадийности литогенеза. Только тщательный анализ смены в разрезе и на площади развития осадочной формации не отдельных видов, а парагенетических сообществ всех минеральных образований дает нам возможность в каждом конкретном случае решать вопрос о том, с какой именно генетической ассоциацией мы имеем дело.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>