Полная версия

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

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Фациально-аутигенная группа парагенезов

Эти парагенезы формируются в условиях менее интенсивных (сравнительно с предыдущими) темпов седиментации — в перикратонных прогибах, синеклизах, иногда в краевых прогибах и авлакогенах, на посторогенных этапах развиваются СБ, короче говоря, там, где на стадиях седиментации и диагенеза успевает существенную роль сыграть климатический фактор влияния на аутигенный минералогенез. В предыдущих парагенезах доминировали процессы трансформационных изменений ПК с подчиненным аутигенезом. А здесь наблюдалась противоположная особенность возникновения минеральных новообразований: не только из вещественного резерва седиментофонда, но в основном вследствие влияния фациальных обстановок СБ. Последние влияют на минералогенез повсюду, однако в случаях с предыдущими парагенезами различия фаций сказывались на составе парагенеза не настолько заметно, как особенности минеральных составов субстрата питающих провинций и факторы дальностей переноса, скоростей захоронения, а также одноактности или многократности перераспределения мобилизуемых там веществ. К этому мы еще вернемся ниже, но в начале заметим, что В.Д. Шутов подчеркивал, что рассматриваемые в этом разделе парагенезы образуются не за счет исходного, а за счет аутиген- ного вещества, сформированного в определенных фациальных условиях гумидного или аридного климатов (рис. 9.7.).

Субкарбоногенный (подугольный) парагенез — это комплекс пород, возникающий из любого граувккового вещест-

Фациально-аутигенная группа граувакк, по В.Д. Шутову (1975). Субкарбогенные комплексы

Рис. 9.7. Фациально-аутигенная группа граувакк, по В.Д. Шутову (1975). Субкарбогенные комплексы:

1 — С2+з — Караганда, апосапрогенный комплекс по В.Д. Шутову; 2 — С2+3 Караганда, петрогенный комплекс по В.Д. Шутову; 3 — C1v 1+2 — Караганда, паралическая подформация по В.Д. Шутову; 4 — P2kZ+tat Печорский бассейн, печорская серия по А.Г. Коссовской; 5 — P2uf — Печорский бассейн, петро-апосапрогенный комплекс по А.Г. Коссовской (1972); 6 — CIV — Егоршинско-Каменский бассейн, надугленосная серия по В.В. Еремееву; 7 — C1v — Егоршинско-Каменский бассейн, угленосная серия по В.В. Еремееву; 8 Npi 2 Сахалин, угленосный комплекс по Р.М. Юрковой; 9 — Сг1 — Приверхоянье, сангарская свита по А.Г. Коссовской; 10 — J1 — Иркутский бассейн, угленосная свита, VI ассоциация по В.И. Копорулину (1965). Сал- салагенные комплексы: 1 — P2uf + ^ — Оренбургское Приуралье, соленолагунный комплекс по А.Г. Коссовской; 2 — Р1 — Западный Донбасс, солено-лагунный комплекс по В.Д. Шутову.

ва в подугольных фациях былых торфяных болот и зарастающих водоемов. Его специфика формирования описана на примере ряда угленосных формаций, характеризующихся разным петрографическим составом исходного гранулометрического спектра грауваккового вещества и одинаковым набором физико-химических фациальных обстановок, среди которых обязательно присутствовали фации былых торфяников с кислыми геохимическими условиями седименто- и диагенеза.

Рассмотренные В.Д. Шутовым материалы показывают, что основной фон глинистого вещества в породах угленосных формаций обуславливается, в первую очередь, общим характером обломочного материала и, в частности, составом тонкодисперсной взвеси, парагенетически связанной с обломочным костяком осадков. Степень последующего преобразования первичной обломочной мути зависит от трех главных причин, являющихся, вместе с тем, основными факторами формирования суб- карбогенного комплекса.

Первый фактор —это устойчивость или степень приспособленности данного глинистого минерала к определенным физико-химическим условиям осадконакопления и, в первую очередь, к «контрастной фации» торфяных болот. По А.Г. Коссов- ской и по данным, полученным В.Д. Шутовым совместно с А.Г. Коссовской, Т.В. Далматовой и др., а также М.Ф. Викуловой и Б.Б. Звягиным, Ю.П. Казанским и др., и с учётом минералогических результатов работы П.П. Тимофеева и Л.И. Боголюбовой, была рассмотрена степень устойчивости глинистых минералов в кислой среде былого торфяника и намечены основные черты динамики их разрушения.

Второй фактор — формирование субкарбогенного комплекса — это физико-химическая характеристика среды былого озерно-болотного осадка. В современных континентально-гу- мидных водоемах можно выделить ряд стадий, характеризующих последовательное зарастание водоема и его постепенное превращение в собственно торфяное болото. П.П. Тимофеев и Л.И. Боголюбова в 1972 г. (библиограф, ссылки см. в главе 5) количественно охарактеризовали фациальный переход ряда озеро — торфяное болото соотношением органического и минерального вещества (от 2 : 98 до 40 : 60), постепенным снижением величины pH осадка (от 7,0 до 4,0), коррелируемом со степенью преобразования исходного глинистого вещества. Важно подчеркнуть, что независимо от характера «застойности» или

«проточности» болотного водоема, основной механизм преобразования в нем глинистого материала напоминает закрытую систему «кислотной обработки» вещества.

Поэтому во всех ископаемых породах субкарбогенного комплекса, при прочих равных условиях, имеет место прямая пропорциональность между содержанием в породе гумифицированной органики и степенью соответствующего преобразования исходного глинистого вещества.

И, наконец, третий фактор формирования субкарбогенного комплекса — скорость осадконакопления или длительность диагенеза, в течение которого обводненный осадок может приобрести большую или меньшую минеральную гомогенность, придя в равновесие с окружающей физико-химической средой. Установлено нижеследующее.

При скорости осадконакопления 1-3 см в тысячу лет состав глин формации находится в определенном соответствии с фациальными обстановками. Субкарбогенный комплекс, как в части глин и (или) аргиллитов, так и в составе цемента песчаников, представлен квазимономинеральным каолинитом. При скоростях терригенного осадконакопления в 10 см в тысячу лет и более, мономинеральные глины не образуются. В составе субкарбогенного комплекса граувакк предгорных и межгорных прогибов (Печорский, Карагандинский и др. бассейны) появляется лишь большее или меньшее количество каолинита, редко достигающее величины 30%.

Но каолинит здесь совсем не тот, что в апосапрогенных парагенезах. Он хорошо окристаллизован, формирует агрегаты в форме червеобразных сростков или столбиков — т.е. в растровом электронном микроскопе имеет облик минерала, возникшего на месте химическим способом, из растворов, т.е. облик типичного аутигеиного агрегата.

Влияние на его возникновение конкретной фациальной обстановки А.Г. Коссовская и В.Д. Шутов наглядно продемонстрировали в 1962 г. на примере фрагмента разреза отложений верхней юры Вилюйской синеклизы (в Якутии). Описание повторено в книге В.А. Дрица и А.Г. Коссовской, 1991 г. на страницах 132-136 (см. в главе 5). Там ритмично чередовались фации: песчаного руслового аллювия, алевритового пойменного аллювия, глинисто-алевритовых отложений застойных водоемов и болот, торфяных болот (угольные пласты) и глинисто-алеврито- песчаных отложений лагун и заливов морского бассейна. Источник терригенного вещества (средние аркозы), по А.Г. Коссов- ской был единым для всех этих фаций — привнесенным рекой из единой питающей провинции, бывшей на юге этого СБ. И, тем не менее, этот одинаковый исходный средне-аркозовый материал стал источником для разных аутигенных минералов в разных фациях. В торфяных болотах, застойных водоемах и на пойме возник каолинит, а в отложениях лагуны и заливов (с повышенными значениями pH) из того же материала сформировались смектиты и смешанослойные минералы смектит-хлорито- вого ряда.

Остальные особенности субкарбогенного парагенеза см. на рис. 9.7., а схему трансформаций и аутигенеза глинистых веществ — на рис. 9.8.

Солено-лагунный (салсалагенный) комплекс, свойственный, в отличие от предыдущего только аридным климатическим условиям, разработан В.Д. Шутовым на примере пермских граувакк Оренбургского Приуралья, изученных А. Г. Коссовской и Т.Н. Соколовой. В качестве дополнительных материалов использованы данные по изучению образцов А.П. Феофиловой, отобранных из аналогичного комплекса Западного Донбасса, а также литературные данные по минералогии глинистых пород эва- поритовых формаций разного возраста и разных регионов.

Как в предыдущем (субкарбогенном) парагенезе, исходное обломочное вещество солено-лагунного комплекса может об-

Схема постседиментационного преобразования первичной тонкодисперсной взвеси в различных фациальных обстановках позднемезозойского Вилюйского угленосного бассейна, по А.Г. Коссовской и В.Д. Шутову

Рис. 9.8. Схема постседиментационного преобразования первичной тонкодисперсной взвеси в различных фациальных обстановках позднемезозойского Вилюйского угленосного бассейна, по А.Г. Коссовской и В.Д. Шутову.

ладать самым различным исходным составом: от петрогенного до апосапрогенного и даже вулканогенного материала.

Грубообломочный материал солено-лагунного парагенеза, инертен, и как в предыдущем, субкарбогенном комплексе, не определяет его лицо. Значительно большую роль играет исходное тонкодисперсное вещество. Однако и оно не определяет качественный состав глинистых минералов, а вносит лишь некоторую специфику в характер метастабильных фаз, появляющихся в ходе сульфатно-галитного осолонения морских водоемов.

Решающим фактором является химическая среда бассейнов, меняющаяся в процессе общего осолонения. Чтобы доказать этот постулат, был детально разобран характер фациально- диагенетического преобразования тонкодисперсной взвеси резко различного исходного состава в ходе одинакового (суль- фатно-хлоридного) осолонения отшнуровавшихся от морских бассейнов лагунных комплексов. Иными словами, в данном случае, как и при исследовании субкарбогенного комплекса, задача выяснения зависимости состава глинистых минералов от физико-химических особенностей водоема решалась как бы методом двойной вариации.

В качестве объектов исследования были сопоставлены: 1 — солено-лагунный комплекс Оренбургского Приуралья (Р2), характеризующийся диабазо-спилитовым типом обломочно- грауваккового вещества; 2 — солено-лагунный комплекс Западного Донбасса (РД характеризующийся устойчивым (апосапро- генным) типом обломочного материала.

На материале пермских отложений Приуралья было показано, что в процессе общего осолонения морского бассейна и последующего «упаривания» грунтовых вод первичная тонкодисперсная взвесь испытывала сильную трансформацию. Ее пестрый исходный состав, включающий продукты диспергации основных диабазово-спилитовых граувакк, при длительном контакте с высоко минерализованными сульфатно-хлоридными водами, испытывал постепенную гомогенезацию, направленную в сторону формирования высокомагнезиальных фаз хлорита (Мд — хлорит, Мд — вермикулит, корренсит и др.) и специфических минералов, названных А.Г. Коссовской и В.А. Дрицем железистыми иллитами (см. в главе 5).

В процессе общего осолонения морского бассейна нижнепермского возраста Западного Донбасса наблюдалось резкое изменение состава глинистых минералов, связанное с формированием магнезиальной фазы минералов корренситовой группы. Как и в солено-лагунной формации Приуралья, в нижнепермском комплексе Донбасса корренситовая группа магнезиальных хлоритов ассоциирует с гидрослюдистыми, образующими в совокупности единый парагенез, в котором выделяются две стадиально-фациальные разновидности.

Первая разновидность — существенно слюдистая ассоциация с относительно небольшой примесью магнезиальной фазы. Она встречается в красноцветных и сероцветных глинах и алевролитах, перемежающихся с доломитовыми и ангидритовыми пластами, и характеризует, начальные этапы общего осолоне- ния бассейна. В эту стадию имело место трансформационное преобразование обломочных минералов — слюды 2М1( каолинита, Fe-Mg — хлорита, с одной стороны, в гидрослюды типа железистых иллитов (с реликтами слюды политипа 2М,), а с другой — в магнезиальные минералы корренситовой группы.

Вторая стадиально-фациальная разновидность общего солено-лагунного парагенеза характеризуется резким преобладанием магнезиальной фазы над фазой гидрослюды.

Таким образом, в процессе нарастающего осолонения осуществлялось все более и более глубокое преобразование исходной глинистой взвеси, которая в контакте с высококонцентрированными сульфатно-хлоридными водами бассейна трансформировались в магнезиальные хлориты корренситовой группы и железистые иллиты полиморфной разновидности 1М — 1Md. И далее В.Д. Шутов не ограничивался констатацией вышеназванных признаков минерального парагенеза, а предложил свою обоснованную версию механизмов процессов минеральных трансформаций. Расскажем об этом почти дословно, по автореферату исследователя. Он писал следующее: впервые гипотезу о механизме солено-лагунной трансформации глинистых минералов высказал Люка (Lucas) в 1962 г. Собранные многолетние материалы позволили ему сделать вывод о том, что длительный седиментационно-диагенетический контакт глинистой взвеси с высокоминерализованными водами приводят к трансформации глинистых минералов, имеющий «метасомати- ческий» характер. При этом катионы AI и К, занимающие октаэдрические и межслоевые позиции в структуре слюды, под влиянием концентрированного в растворе Мд, постепенно замещаются последним. Схему Люка подтвердил Липпман (Lippman), в

1970 г, изучивший состав глинистых минералов в мощных пластах гипса цехштейна Германии. Этим исследователем обнаружено присутствие корренситового минерала не только в тонкой фракции нерастворимого остатка гипсовых пластов, но и в виде своеобразных псевдоморфоз по крупным обломочным пластинкам мусковита. Крайне важно отметить, что одновременно с этим Липпманн наблюдал идиоморфную регенерацию обломочных зерен калиевого полевого шпата, составлявших вместе с зернами кварца и былыми пластинками мусковита крупнозернистую часть нерастворимого остатка пласта гипса. Наблюдения Липпмана позволили ему сделать вывод о том, что во взаимодействии концентированных вод сульфатно-хлоридного состава со слоистыми силикатами калия имеет место следующая реакция:

Мд раствора —»К в твердой фазе = Мд в твердой фазе + К раствор

Свободные катионы К вместе с Si и AI, освободившимися при метасоматическом формировании магнезиальной фазы корренсита по мусковиту, обусловливали регенерационное разрастание зерен калиевого полевого шпата.

Оставались вопросы о том, как проходило разрушение обломочной слюды? Носило ли оно истинно-метаморфозный характер (как полагали Люка и Липпман), при котором катионы AI и К постепенно вытеснялись катионами Мд, не нарушая общего каркаса слюды, или же имело место предварительное разрушение слюды под действием того же концентрированного в растворе Мд и проходящее либо до монтмориллонитовой фазы, либо заходящее еще глубже, до появления в растворе изолированных блоков и (или) обрывков тетраэдрической и октаэдрической сеток от бывшей структуры слюды?

Материалы по детальному изучению солено-лагунной трансформации глинистых минералов в пермских отложениях Приуралья и Западного Донбасса свидетельствуют, по мнению

В.Д. Шутова, в пользу второго предположения. Доказательством этого является полное отсутствие переходных фаз, состоящих из каких-либо смешаннослойных образований состава Al- слюда и Mg-хлорит или Mg-монтмориллонит. Наоборот, мы наблюдаем как бы две изолированные линии развития, состоящие, с одной стороны, в формировании чисто магнезиальных минералов хлорит-монтмориллонитового состава смешанос- лойных или однородных фаз, а с другой — в постепенной трансформации Al-гидрослюды на гидрослюду железисто-алюминиевого состава.

Постепенный характер такой замены особенно отчетливо выступает в соответствующем комплексе Западного Донбасса, где в процессе осолонения наблюдается ряд с последовательным переходом одних политипов в другие:

Такой переход сопровождался общим уменьшением содержания гидрослюды. Сокращение содержания гидрослюды связано с ее периодическим разрушением и использованием части «строительного материала» на трансформационное формирование магнезиальных фаз, а другой части — на образование вновь гидрослюдистой фазы.

Однако, в условиях низкой температуры и слабокислой и (или) нейтральной среды, которая характерна для сульфатно- галитной стадии осолонения, образовать собственно алюминиевую гидрослюду, даже в тех случаях, когда этот процесс идет трансформационным путем за счет переработки Al-монтмориллонита, крайне затруднительно. Это связано с трудностью вхождения и закрепления межслоевых катионов калия в небольшом пространстве гексагональных петель сетки Al-монтмориллонита. Именно поэтому трансформационное образование гидрослюды в процессе осолонения бассейна вынуждено идти по линии частичной глауконитизации монтмориллонита, как было показано в работе В.Д. Шутова, В.А. Дрица.Т.Н., Т.Н. Соколовой и др. (см. в главе 5).

Сущность указанного процесса заключается в седимента- ционно-диагенетическом закреплении К в структуре монтмориллонита, проходящем за счет одновременного замещения в его октаэдрах AI на более крупные катионы Fe. Этим достигается «растягивание» тетраэдрических сеток структуры монтмориллонита, достаточное для вхождения и закрепления катионов К. Находит свое объяснение и специфический «железистый» состав возникающих гидрослюд политипа 1М — 1Md, получивших после работ А.Г. Коссовской и В.А. Дрица 1970 г. наименование «железистых иллитов».

Таким образом, подводя итоги общим закономерностям формирования минерального парагенеза солено-лагунного комплекса, следует еще раз подчеркнуть, что основной процесс его образвания сводится к седиментационно-диагенетической трансформации исходной глинистой взвеси в магнезиальную фазу хлорит-монтмориллонитовых минералов. На первых этапах общего осолонения бассейна образование магнезиальной фазы осуществляется за счет разрушения и трансформации обломочных глинистых минералов, представленных главным образом Al-гидрослюдами. В последующие этапы общего осолонения формирование магнезиальной фазы идет, по мнению В.Д. Шутова, главным образом за счет разрушения и трансформации железистых иллитов, возникших в качестве метастабильных побочных продуктов более ранней трансформации обломочных глинистых минералов в магнезиальную фазу хлорита-монтмориллонита.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>