Полная версия

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

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Островные силикаты

Это оливины, гранаты, эпидоты и цоизиты. Они присутствуют в осадочных отложениях дозированно, в основном, как обломочные акцессории. Эпидоты и цоизиты бывают аутигенными, но до стадии метагенеза они встречаются в относительно малых количествах (см. ниже).

Оливины (Mg, Fe)2Si04 — самые активные доноры магния, железа и кремнезема в осадочных породах, где эти минералы в неизмененном виде сохраняются чрезвычайно редко. В зоне гипергенеза оливины подвержены корродированию, гидратации и окислению. Гидратация, т.е. химическое присоединение воды с образованием новых минералов, главным образом, гидросиликатов и гидрооксидов, осуществляется в оливине согласно нижеследующей химической реакции:

Одновременно с этим процессом происходит окисление оливина. Воздух и вода в ионизированной форме разрушают магнезиально-железистые силикаты вообще и оливин, в том числе. Реакция окисления последнего при выветривании может быть записана так:

Бикарбонат, возникший в ходе этой химической реакции, представляет собой источник для кристаллизации аутигенного карбоната (магнезита либо доломита), а кремнекислота — резерв для формирования опала, халцедона и кварца.

В вышеприведенной реакции важную роль играла углекислота. Она свойственна экзогенным водам, содержащим растворенный углекислый газ, который реагирует с водой по схеме:

Несмотря на то, что Н2С03 принадлежит к категории слабых кислот, содержащей ее воды в зоне гипергенеза много, и роль такой Н20 в длительных коррозионных процессах становится существенной. Благодаря этому не только кремнезем, но даже труднорастворимые элементы Fe3+ и А13+ могут быть частично вынесены из корродируемого минерала и перераспределены в аутигенных новообразованиях. Таковыми по данным Д.Д. Котельникова, служат монтмориллониты, которые затем частично трансформируются в хлориты либо железистые слюды.

Мы привели здесь только самые простые схемы. Природные процессы сложнее. Они многостадийны, а потому продукты замещения оливинов бывают чрезвычайно многокомпонентными и разнообразными по составу и цвету. Это красновато-коричневый идцингсит, зеленый волокнистый буолингит и ярко- оранжевый до буровато-зеленого хлорофеит. Первый состоит из смектитов и хлорита с примесью гётита (по аутигенному гематиту), кварца, карбоната, талька и слюды. Боулингит представлен серпентиновыми минералами — антигоритом и хризотилом в сочетании с хлорит-смектитовыми агрегатами, тальком, слюдой и иногда сепиолитом; а хлорофеит сложен в основном хлоритом и гётитом, иногда с примесью карбоната.

По сведениям В.А. Наумова (1989), со ссылкой на работы И.С. Рыжкова, и по результатам исследований Н.Н. Зинчука и Д.Д. Котельникова (Савко и др., 1999, с. 74) известно, что в зоне гипергенной дезинтеграции якутских кимберлитов наблюдается резкое усиление серпентизации оливинов вместе с появлением аутигенных магнезиальных карбонатов; а в зоне глинистых продуктов выветривания оливин полностью замещен вторичными минералами. А по наблюдениям самого В.А. Наумова, в позднепалеозойских базальтовых туфах Тунгусской синеклизы не было встречено ни одного не затронутого изменениями зерна этого минерала.

В процессе эродирования таких отложений и переноса их веществ в конечный бассейн стока в водной среде содержание оливина продолжает существенно убывать (по данным И.О. Мурдмаа, В.П. Петелина и Н.С. Скорняковой, 1968). Алло- тигенные акцессории продолжают испытывать коррозионнотрансформационные изменения на стадии диагенеза в бассейне породообразования.

Следовательно, для накапливания оливиновых обломков при седиментогенезе и их сохранности при постседиментаци- онном литогенезе потребны специфические палеогеографические и палеотектонические условия в СБ и БП. Во-первых, это близость участка седиментации к питающей провинции, которая должна находится буквально рядом, чтобы исключить дальность и длительность переноса и, тем более, исключить переот- ложение обломочных ПК. Во-вторых, надо, чтобы питающая провинция была представлена исключительно или преимущественно оливиновыми базальтами и (или) гипербазитами. В-тре- тьих, ее рельеф должен быть достаточно расчлененным, чтобы эрозии подвергались не только верхние горизонты кор выветривания, но и не выветрелый субстрат. В четвертых, благоприятен аридный (сухой) климат. Но при отсутствии данного фактора, в- пятых, потребны интенсивные конседиментационные тектонические поднятия питающей провинции, которые препятствуют мощному корообразованию и периодически выводят на поверхность все новые порции относительно «свежих» коренных оливиновых пород. В-шестых, необходимо интенсивное тектоническое погружение области осадконакопления, сокращающее сроки реализации диагенетических процессов и ускоряющее попадание оливинсодержащих отложений в обстановки повышейных Р-Т режимов и восстановительных геохимических сред катагенеза или метагенеза.

Совпадения всех этих условий в природе случаются не часто, поэтому оливиносодержащие пески и песчаники считаются минералогическими редкостями (рис. 7.2.). Современные пляжевые россыпи оливина наблюдал и описал И.О. Мурдмаа в прибрежных участках Гавайских островов Тихого океана. Там источники обломочных ПК находились буквально рядом, и цикл седиментации осуществляется практически одноактно. В ископаемом состоянии песчаники с оливином известны среди прибрежно-морских отложений кайнозоя Армении, нижнего палеозоя на Урале и в др. очень немногих местах.

Гранаты, которые свойственны не только эклогитам, кимберлитам, но присущи широкому спектру магматических (включая гранитные) пород, метаморфитов и метасоматитов, в целом существенно устойчивее оливинов. Однако они при пониженных значениях pH подвержены заметному, а местами интенсивному корродированию на стадиях гипергенеза и следующего затем седиментогенеза и диагенеза терригенных осадков. Благоприятные для корродирования гранатов условия возникают в пой-

Терригенный оливин

Рис. 7.2. Терригенный оливин: А — из береговых песков о-ва Кейн -Верде, В — из осадков оз. Туле, штат Орегон, США. По Г.Б. Мильнеру

(1968).

менных болотно-озерных и лагунных фациях гумидных климатических зон, т.е. там, где осадки перенасыщены гумусовым ОВ, генерирующим органические кислоты. Корродированные минералы приобретают характерную черепитчато-ступенчатую поверхность, с ячеистыми и клиновидными выемками {рис. 7.3.), которые в сечении шлифа под микроскопом выглядят как типичные «коррозионные заливы» (см. рис. 3.3). Подобные формы поверхностей кристалла получались при экспериментальных травлениях граната крепкими кислотами. Эти формы химического разрушения терригенных гранатов подробно описали в середине XX в. сотрудники НИИ Геологии Арктики в г. Ленинграда А.С. Запорожцева (I960), А.И. Гусев, П.И. Глушинский, и др. на севере Якутии — в низовьях р.р. Лена и Оленек, среди раннемеловых терригенно-угленосных отложений Приверхоянского и Лено- Анабарского прогибов. И в тех же породах, прошедших через стадию глубинного катагенеза, А.Г. Коссовская в 1962 г., а затем автор наблюдали признаки замещения периферийных участков гранатовых обломков каемками аутигенного хлорита {см. рис.

6.2, см. 2 и 3). Известны также случаи метасоматического замещения граната агрегатами зерен кальцита и кварца в сочетании с хлоритом и гидрослюдой.

Семь известных видов граната {см. таблицу 7.1) и их изоморфные смеси, естественно, обладают неодинаковой податливостью к процессам разрушений и метасоматических замещений. В.А. Наумов {1989, с. 45), анализируя итоги исследования Ю.П. Казанского, констатирует наибольшую из всех гранатов устойчивость альмандина в условиях кислого профиля выветривания. Включения его встречены в верхах гидрослюдисто- каолинитовой зоны коры выветривания, где гранаты гидрослю- дизируются. Гроссуляр, например, разрушается легче и полностью исчезает уже в нижней (гидрослюдистой) зоне этой коры; а

Черепитчатая поверхность корродированных зерен граната из каменноугольных песчаников Южного Тимана

Рис. 7.3. Черепитчатая поверхность корродированных зерен граната из каменноугольных песчаников Южного Тимана

(увеличено в 30 раз). (По Преображенскому, Саркисяну, 1954).

Таблица 7.1.

Химический состав, показатели преломления и плотность гранатов. По У. Диру, Р. Хауи, Дж. Зусману.

Минерал

Химический состав

Показатель

преломления

Плотность, кг/м'’

Пироп

M,g3Ai3Si3Qi2

1.714

3.582-1 O'

Альмандин

Fe" 3AI2S12O12

1,830

4.318 10'

Спессартии

MniAijSisOii

1,800

4,190 10’

Уваровит

Ca',Cr2Si,Oi2

1,860

3,900-10J

Гроссуляр

Ca3AbSi30i2

1.734

3,594-10'’

Андрадит

Ca3(Fe,+,Ti)2ShOi2

1,887

3,859-10’

Гидрогроссуляр

Ca3Al2Si30ii>m(OH)4m

1,675-1,734

(3,590-3.130) 10’

андрадит отнесен к умеренно устойчивым категориям. По данным того же исследователя, пиропы в корах выветривания кимберлитов обретают своеобразные формы — так называемые «кубоиды пиропа». При переносе эти минералы подвергаются дополнительному дроблению и истиранию. Так, например, сославшись на наблюдения 1978 г. И.А. Литинской и В.В. Жукова на северо-востоке Сибирской платформы и побережье моря Лаптевых, В.А. Наумов пишет, что на расстоянии всего нескольких десятков километров от кимберлитовых трубок исчезают трещиноватые кубоиды пиропа, и его остатки превращаются в оскольчатые обломки. Дальнейшее их истирание при седимен- тогенезе приводит к формированию овальных округленных зерен, которые при начальном диагенезе в кислых средах вновь могут подвергаться корродированию, а затем — замещению др. аутигенными агрегатами, как описано выше.

До сих пор дискуссионен вопрос о существовании гранатов аутигенных. В песчаниках, побывавших при катагенетической стадии, литологами наблюдались пиромидальные выступы граната на поверхностях его терригенных зерен, которые интерпретированы как регенерационные наросты. По-видимому, регенерация граната в условиях глубинного катагенеза вероятна, но ее масштабы несопоставимо скромнее в сравнении с регенерацией кварца, полевых шпатов и обломочных карбонатов.

Эпидоты, образующие непрерывную серию твердых рстворов в системе: цоизит-клиноцоизит Ca2AI3[Si04,Si207]0 (ОН) — эпидот Ca2Fe3+AI2[Si04,Si207]0(0H) — тоже значительно устойчивее оливина, будучи в сравнении с ним более полигене- тичными (как и вышерассмотренные гранаты). Они встречаются намного чаще в составе терригенных и аутигенных ПК граувак- ковых, граувакко-аркозовых песчаников и многих разновидностей туфов. Терригенные разности имеют вид неправильных, разной степени окатанности зерен (от совершенно угловатых до округлых в сечении). Стадиальные оптические наблюдения их в шлифах пород, относимых к глубинно-катагенетической стадии преобразований, выявляют явные следы корродирования и замещения хлоритами, карбонатами, кварцем и др. аутигенными новообразованиями (рис. 7.4., см. 1). Известны примеры правильно ограненных аутигенных зерен (рис. 7.4., см. 2 и 3) и отчетливо выраженных эпидотовых и цоизитовых регенерационных каемок (рис. 7.4, см. 4,5). Их описала Г.Н. Перозио (1971) в мелководно-морских песчаниках готерив-баррема Западно-

Эпидот (всюду с резко выраженной шагреневой поверхностью) в мелко— и среднезернистых песчаниках, подвергшихся глубинно-катагенетическим преобразованиям, по А.Г. Коссовской (Методы ... , 1957)

Рис. 7.4. Эпидот (всюду с резко выраженной шагреневой поверхностью) в мелко— и среднезернистых песчаниках, подвергшихся глубинно-катагенетическим преобразованиям, по А.Г. Коссовской (Методы ... , 1957): 1 — обломочные зерна размером 0,25 мм, корродированные и замещаемые кварцем и кальцитом, 2 и 3 — аутигенные агрегаты в цементе песчаника, 4 и 5 — регенерационные каймы вокруг окатанных обломков размерами 0,2 мм (4 — ник. +, 5 — без анализатора).

Сибирской плиты и А.Г. Коссовская в нижнемеловых аллювиально-дельтовых отложениях внутреннего (прискладчатого) крыла Приверхоянского краевого прогиба. Автор там же, в цементе ар- козовых песчаников, содержавших плагиоклазы олигоклаз-ан- дезинового состава и много полуокатанных обломков эпидота, Са-граната, сфена и чешуй трансформированного в иллит-хло- ритовые агрегаты терригенного биотита, наблюдал нижеследующий комплекс аутигенных минералов: пленочного хлорита (или корренсита) и порового кальциевого цеолита-ломонтита (см. рис. 6.2) в сочетании с мельчайшими (<0,01 мм) ромбоэдрическими кристалликами эпидота и сфена, которые совместно с цеолитом заполнили межзерновые пространства в песчаниках, территориально тяготея к хлоритовым пленочкам. Песчаники чередовались с марками углей Д-Ж, что свидетельствует о былой подверженности их палеотемпературным воздействиям свыше 150°С; а палеотектонические реконструкции указали на вероятно максимальные палеоглубины их погружения до 4-5 км (Соколов, Япаскурт, 1983; Япаскурт, 1980). Исследование терри- генных плагиоклазов, выполненное здесь А.Г. Коссовской, вскрыло явные признаки их частичной альбитизации, т.е. вторичного покисления сравнительно с андезиновым составом исходных обломочных зерен. Доказывая это, А.Г. Коссовская при- бегнула к простому приему стадиального анализа. Она сравнила шлифы из пласта описываемого песчаника и из раннекатаге- нетической кальцитовой конкреции внутри этого же пласта. Карбонатный цемент базального типа в последней прочно запечатал обломочные частицы, не пропуская к ним и от них флюиды на последующих этапах катагенетической стадии. В итоге там все терригенные плагиоклазы остались теми, чем они были в осадке — андезином. А в том же самом слойке, простирающемся за пределы конкреции, аналогичные плагиоклазовые зерна соответствовали только олигоклазу или олигоклаз-андезину (в крайнем случае).

На этом основании делался вывод о том, что часть ушедших из кристаллических решеток андезинов катионов Са2+ плюс такие же катионы, поступившие в межзерновой раствор из корродированных обломочных эпидотов, сфена и кальциевых гранатов — вошли в состав «строительных материалов» для ломонти- та (см. в главе 6), а избытки Са2+ в сочетании с глиноземом, кремнеземом и избытками железа (выделилось при трансформировании биотитов, а отчасти из тех же гранатов и обломочных эпидотов) сгруппировались в мелкокристаллический новообразованный эпидот.

Этот же минерал еще большую количественную и качественную роль обретает в процессе самого глубокого катагенеза вулканомиктовых граувакк и туфов основного состава — на стадии, которая описана в 1960 г. в Новой Зеландии Д. Кумбсом (D. Coombs) как «фация цеолитового метаморфизма».

Затем, при региональном метаморфизме вулканогеннообломочных полимиктовых терригенно-глинистых и карбонат- но-терригенных комплексов, новообразования эпидота настолько учащаются, что они местами переходят в категорию минералов породообразующих — в парагенезе с магнезиальным хлоритом, серицитом и альбитом на стадии зеленых сланцев и совместно с биотитом, актинолитом и олигоклазом стадии (фации) эпидот-амфиболитовой (Винклер, 1979; Маракушев, 1993; Трусова и Чернов, 1982; Фации метаморфизма, 1969). Здесь наш минерал выступает уже не в роли донора, но в совершенно иной роли активного потребителя растворенных во флюидах веществ.

В этом состоит диалектика осадочного процесса — переход количественных категорий в качественные по мере смены экзогенных Р- Т, Eh и pH условий глубинными. Доноры и концентраторы веществ меняются своими местами. Похожее мы видели при описании смены разрушаемого терригенного биотита метаморфогенным минералом после стадии метагенеза (см. выше), и похожее предстоит увидеть при рассмотрении эволюции самого устойчивого минерала — кварца (см. в главе 8).

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>