2. Превращение и образование глинистых минералов
Гидрослюда. Наиболее изученным и широко распространённым процессом катагенетического преобразования глинистого материала, который протекает не только в глинистых, но и в песчаных толщах сравнительно глубоких осадочно–породных бассейнов и который имеет большие последствия для всей “катагенетической жизни” осадочных комплексов, является гидрослюдизация монтмориллонита. Этим термином обозначается целая серия однонаправленных превращений глинистого вещества от монтмориллонита к гидрослюде, которые можно представить следующим образом: монтмориллонит смешаннослойные гидрослюдисто–монтмориллонитовые фазы со всё возрастающим содержанием гидрослюдистых пакетов смешаннослойные монтмориллонит–гидрослюдистые фазы со всё возрастающим содержанием гидрослюдистых пакетов гидрослюда. Надо подчеркнуть, что преобразования могут начаться с любого члена ряда и завершиться любым его членом.
Обобщение материалов по многим регионам показало, что процесс гидрослюдизации монтмориллонита в платформенном чехле начинает проявляться на глубине в 1 км. Однако многофакторность гидрослюдизации монтмориллонита, характеризующаяся влиянием на процесс температуры (главного фактора), давления, геологического времени, литологического состава пород, возможности отвода продуктов реакции определяет различную глубинную и геотемпературную позицию зоны активной гидрослюдизации в осадочном чехле бассейнов.
Например, в разрезе мезозоя Южного Мангышлака и Прикаспийской впадины монтмориллонит исчезает с глубины 1600 м, а смешаннослойные образования — с глубины 2300–3300 м. В третичных отложениях Восточного Предкавказья интенсивная гидрослюдизация начинается с уровня 3700 м, в эоцене побережья Мексиканского залива — 2250 м, в девоне Припятского прогиба — 3000–3200 м. В качестве рубежа начала гидрослюдизации монтмориллонита ориентировочно может быть принята температура 100–140С.
Поскольку со структурно–минералогической точки зрения процесса превращения монтмориллонита в гидрослюду во–многом состоит во внедрении катионов калия в структуру монтмориллонита, то важным фактором гидрослюдизации, помимо температуры и давления, является наличие калия в растворах. Это позволяет понять, почему в глинистом цементе песчаников и гравелитов содержание новообразованной гидрослюды 1М обычно значительно выше, чем в аргиллитах. Это связано с существенно большей доступностью более проницаемых песчано–гравийных пород для подземных растворов, содержащих калий, и с переходом калия в раствор при разрушении калиевых полевых шпатов, которых гораздо больше в песчаниках и гравелитах, чем в глинистых породах. Например, в пелитовой фракции из аргиллитов межсолевой девонской толщи Восточно–Выступовичской площади Припятского прогиба аутигенная гидрослюда 1М появляется начиная с глубины 3000 м, где её содержание составляет 3–5 %; на глубинах 3200–3300 м её содержание достигает 20–30 %. В пелитовой фракции из одновозрастных песчаников и гравелитов этой же скважины содержание гидрослюды 1М на глубине 3000 м — 30 %, а на глубине 3300 м — 70 %.
Приведенная особенность распределения количества новообразованной гидрослюды свидетельствует о роли гидрогеохимической обстановки в протекании рассматриваемых нами сейчас процессов. Поэтому мы и назвали их процессами, управляемыми преимущественно изменениями температуры и давления. Значение гидрогеохимических условий для течения регионального катагенеза погружения будет продемонстрировано также при рассмотрении других глинистых минералов.
Гидрослюда образуется не только по монтмориллониту и смешаннослойным гидрослюдисто–монтмориллонитовым минералам. В подзоне глубинного катагенеза она может развиваться также по каолиниту и практически по любому исходному глинистому материалу, что было установлено, например, на глубинах свыше 3500 м в карбоновой толще Днепровско–Донецкого прогиба. Гидрослюда может образовываться также по биотиту и полевым шпатам.
В результате гидрослюдизации монтмориллонита и другого исходного материала образуется только настоящая гидрослюда, которая относится к политипам 1М и 1Мd (последний менее совершенный и предшествует при преобразованиях первому), но и серия смешаннослойных гидрослюдисто–монтмориллонитовых фаз с разным числом гидрослюдистых и монтмориллонитовых пакетов. Важно иметь в виду, что вся эта гамма глинистых минералов нередко называется гидрослюдой. Поэтому надо знать, как различать на практике эти образования. Хотя по удлиненно–пластинчатой форме кристаллов можно опознать аутигенную (новообразованную) гидрослюду в электронном микроскопе (рисунок), больше информации о глинистом минерале от электронномикроскопического анализа трудно получить. Весьма большое значение для изучения глинистых минералов имеет метод электронографии, однако этим методом, обычно владеют узкие специалисты — “глинщики”. Основным и распространённым методом изучения глинистых минералов является рентгеновский анализ, основы которого должен знать каждый литолог. Базальным (главным) рефлексом (отражением, пиком) гидрослюдистых минералов на рентгеновской дифрактограмме [обозначается d(001)] является рефлекс в области 10 Å. По положению базального рефлекса среди гидрослюд выделяются: а) настоящие гидрослюды с d(001) = 10,0–10,1 Å; б) гидратированные гидрослюды с d(001) = 10,1–10,2 Å; в) разбухающие гидрослюды с d(001) = 10,2–10,4 Å; г) смешаннослойные монтмориллонит–гидрослюдистые минералы с содержанием монтмориллонитовых слоев от 10 до 30 % — d(001) = 10,4–11,0 Å.
Существует также метод оценки кристалличности настоящей гидрослюды. По степени кристалличности гидрослюды судят об интенсивности катагенеза. Степень кристалличности гидрослюды определяется по выраженной в миллиметрах ширине пика 10 Å на половине его высоты; чем уже пик, тем совершеннее кристаллическая структура (выше кристалличность) гидрослюды.
В зоне катагенеза, преимущественно на этапе глубинного катагенеза, протекает множество других реакций, которые заключаются в преобразовании и образовании глинистых минералов. Причём, направленность их может быть различной в зависимости от гидрогеохимической обстановки в осадочной толще.
Хлорит. Вторым весьма распространённым новообразованным минералом зоны катагенеза, главным образом подзоны глубинного катагенеза, является хлорит. В тех случаях, когда в среде минералообразования недостаёт калия для образования гидрослюды, но есть достаточное количество магния, может идти процесс хлоритизации монтмориллонита. Этот процесс, к примеру, установлен в верхнемеловых терригенных породах Камчатки и мезозойской толще Прикаспийской впадины. В терригенных отложениях эоцена побережья Мексиканского залива установлено преобразование каолинита в хлорит. Весьма распространённым катагенетическим процессом является развитие хлорита по биотиту, однако этот процесс характерен только для этапа (подзоны) глубинного катагенеза. В верхних частях зоны катагенеза биотит обычно преобразуется по другому пути. В некоторых случаях хлорит может образовываться также по полевым шпатам (в зоне хлоридных и гидрокарбонатных подземных вод с резким преобладанием натрия; угленосные отложения юры Иркутского бассейна). Установлено, что с глубиной новообразованные хлориты становятся всё менее железистыми и всё более магнезиальными.
Каолинит. Это весьма распространённый минерал в зоне катагенеза. А.В. Копелиович полагал, что интенсивное развитие каолинита (и диккита — минерала каолинитовой группы с такой же формулой, как у каолинита, но кристаллически более совершенного) происходит на этапе регрессивного катагенеза, т.е. не при погружении осадочной толщи на глубину, а при её подъёме к поверхности. В образовании каолинита в данном случае может играть роль не столько снижение температуры и давления, сколько вывод толщи в зону слабоминерализованных инфильтрационных подземных вод. При этом геохимические условия регрессивного катагенеза приближаются к условиям выветривания (гипергенеза), для которых образование каолинита является типичным процессом.
Катагенетический каолинит образуется главным образом в песчаниках, где представлен преимущественно крупными, веерообразными, гармошковидными кристаллами, слагающими агрегаты, которые замещают обломочные зёрна плагиоклаза, листочки биотита, глинистую массу цемента пород. Иногда каолинит синтезируется в поровом пространстве песчаников из растворов, слабо перенасыщенных алюминием и кремнием (рисунок).
Рассматривая гидрослюду и хлорит, мы отметили, что эти минералы могут образовываться по каолиниту в подзоне глубинного катагенеза. Однако при определённых условиях каолинит бывает весьма устойчив в этой подзоне. Например, Н.В. Логвиненко отметил, что в карбоновых отложениях Днепровско–Донецкого прогиба на довольно больших глубинах встречаются чисто каолинитовые аргиллиты. В.Д. Шутов же установил, что в условиях глубинного катагенеза каолинит может постепенно преобразовываться в свою полиморфную модификацию — диккит. Однако это наблюдается только в кварцевых песчаниках с мономинеральным каолинитовым цементом.
Ниже, в одной из следующих лекций, мы рассмотрим ещё один случай образования каолинита в катагенезе, который относится к группе процессов, управляемых изменениями гидрогеологической обстановки.
Каолинит — наиболее крупнодисперсный глинистый минерал. Поэтому его достаточно хорошо наблюдать в шлифах в поляризационном микроскопе. В электронном микроскопе аутигенный каолинит распознаётся по гексагональной и псевдогексагональной форме кристаллов. При рентгеновском изучении каолинита о степени его кристаллического совершенства и аутигенном характере (аллотигенный каолинит обычно кристаллически несовершенный из–за появления дефектов при транспортировке) судят по характеру базального рефлекса 7,14 Å. Если требуется строгая оценка кристаллического совершенства каолинита, рассчитывают коэффициент кристалличности по методике Д. Хинкли, основанной на учёте величины разрешения трёх основных рентгеновских отражений. Кстати, стоит заметить, что в связи с величиной кристаллов минералов каолинитовой группы, для их изучения лучше пользоваться фракцией <0,01 мм, а не фракцией <0,001 мм, как для других глинистых минералов.
Подводя итог рассмотрению преобразований глинистого материала на стадии катагенеза, отметим главное. Несмотря на то, что катагенетические процессы с участием глинистых минералов весьма разнообразны, несмотря на то что в зависимости от конкретных геохимических условий осадочной толщи возможны и протекают процессы разной направленности, главная и наиболее типичная тенденция минералогических превращений глин в зоне катагенеза, управляемая термобарическим фактором, заключается в том, что с глубиной глинистая минеральная ассоциация приобретает преимущественно хлорит–гидрослюдистый состав. Причём, в большинстве бассейнов существенно преобладает гидрослюда. А главным исходным материалом для её образования, особенно в глинистых толщах, являются монтмориллонит и смешаннослойные гидрослюдисто–монтмориллонитовые минералы.
Лекция 5.3.2. Преобразование обломочного материала алевролитов,
песчаников и гравелитов
Преобразование обломочного материала представлено тремя основными группами процессов. Это: а) различные виды растворения (коррозия, внутрислойное растворение, растворение под давлением); б) регенерация (которая нередко сопровождается новообразованием вещества в порах без достройки обломочных зёрен); в) метасоматическое замещение (которое нередко сочетается с растворением кварца и полевых шпатов, но особенно важную роль играет в изменении слюд).
Процессы растворения кварца, полевых шпатов и тяжелых минералов
На стадии катагенеза активно протекают процессы растворения обломочного материала, охватывающие как наиболее распространённые в породах песчаного ряда кварц и полевые шпаты, так и акцессорные минералы, многие из которых относятся к тяжёлой фракции (сфен, циркон, гранат, турмалин, апатит, эпидот, горнблендит, ставролит и др.). Хотя физико–химическая природа процесса растворения, конечно, единая, принято различать коррозию, внутрислойное растворение и растворение под давлением. Последний термин говорит сам за себя, а коррозией и внутрислойным растворением мы будем называть процессы, видимая связь которых с изменением давления отсутствует. Термин “внутрислойное” растворение был введён выдающимся американским литологом Ф.Дж. Петтиджоном ещё в 40–х годах. Этим термином первоначально обозначались процессы растворения тяжёлых минералов, которые весьма неустойчивы в осадочных условиях. Поскольку эти минералы разрушаются и теряются из осадочной толщи не только при её погружении, но и в ходе процессов выветривания (на дневной поверхности), то Ф.Дж. Петтиджон словом “внутрислойное” обозначил процессы ратворения на стадии погружения пластов, т.е. внутри слоёв, пластов. Позднее этот термин стали распространять и на породообразующие обломочные минералы (кварц и полевые шпаты). Коррозия — это начальная стадия процесса внутрислойного растворения.
1. Коррозия и внутрислойное растворение кварца и полевых шпатов. В результате процесса коррозии, который хорошо виден в шлифах и выражается в искажении формы зёрен, граница обломочных зёрен приобретает заливообразные, как бы “изъеденные” очертания. В образующиеся дефекты поверхности зёрен как бы внедряются другие минералы (рисунок). Чаще всего это карбонатные и глинистые минералы. Часто говорят, что, например, кварц корродируется или замещается кальцитом; при этом подразумеваются условия, когда одновременно происходит растворение кварца и кристаллизация кальцита. Такой процесс называется метасоматозом или метасоматическим замещением.[Метасоматоз — процесс практически одновременного растворения и отложения, посредством которого новый минерал, имеющий частично или полностью иной химический состав, может расти в теле исходного минерала или минерального агрегата. Понятие “метасоматоз” идентично понятию “немедленное замещение”, в отличие от понятия “отсроченное замещение”. Последнее означает по существу выполнение полости, образовавшейся после растворения исходного минерала, и не является метасоматозом. Результатом и немедленного (метасоматического), и отсроченного (неметасоматического) замещения могут быть псевдоморфозы]. Нередко коррозия может сопровождаться неметасоматическим замещением. Сначала может произойти растворение, коррозия кварца, а через очень большой промежуток времени высвободившееся пространство может заполниться кальцитом. Коррозия обломочных зёрен часто предпочтительнее развивается по линиям спайности и трещинам — наиболее ослабленным зонам минерала. Нередко в шлифах коррозия хорошо заметна не только по изменению контуров зёрен, но и по помутнению, точечной испещрённости самих зёрен (рисунок). Это явление особенно характерно для полевошпатовых зёрен. Его причина — образование на поверхности зёрен тонкодисперсных глинистых минералов. В данном случае это следствие инконгруэнтного растворения полевого шпата, сопровождающегося превращением его в глинистый минерал. Изменённые таким образом зёрна называются пелитизированными (пелит — глина). Явление коррозии хорошо видно в электронном микроскопе. Коррозионные структуры бывают представлены ямчатыми и мелкоячеистыми поверхностями (рисунок). Однако важно иметь ввиду, что растворение обломочных зёрен может давать кристаллографически правильные формы, которые бывает нелегко отличить от форм регенерации.
Коррозия обломочного материала бывает выражена настолько сильно, что замещёнными карбонатными минералами оказываются целые зёрна полевого шпата или кварца и об их былом существовании можно догадываться либо по форме зёрен, либо по незначительным сохранившимся реликтам исходных зёрен.
По поводу изменения интенсивности процессов коррозии и внутрислойного растворения с глубиной нет однозначной точки зрения. Это, связано, очевидно с тем, что исследовались разные регионы, и с тем, что температура и давление не определяют всецело ход растворения обломочных минералов. Одни исследователи (О.В. Япаскурт) полагают, что коррозионные структуры чаще всего проявляются на этапах начального и регрессивного катагенеза. Другие (А.В. Копелиович), акцентируя внимание на полевых шпатах, отмечают, что в подзоне начального катагенеза имеют место коррозия и пелитизация обломочных зёрен, а в подзоне глубинного катагенеза — массовое растворение. Третьи (Б.К. Прошляков) обнаруживают в разрезе несколько зон, где имеет место растворение кварца, разделённых зонами, где он устойчив.
2. Коррозия и внутрислойное растворение тяжёлых минералов. Поскольку изучению тяжёлых минералов нередко уделяется особое внимание для определения источников сноса, которые функционировали при накоплении осадочных отложений, для корреляции толщ, то важно представлять себе возможность их растворения в ходе диагенеза. Исходя из статистического изучения тяжёлых минералов в осадочных толщах разного возраста, Ф.Дж. Петтиджон установил ряд устойчивости этих минералов. Оказалось, что в самых древних породах наиболее часто концентрируются рутил, циркон и турмалин. Это наиболее устойчивые минералы. В самых молодых породах присутствуют обычно оливин и пироксен. Это наиболее неустойчивые минералы. Но при таком подходе трудно сказать, что влияет на растворимость минералов: время или глубина погружения (температура и давление). Более поздними исследованиями было установлено, что в разрезе осадочно–породных бассейнов растворение тяжёлых минералов усиливается с глубиной. Так, в миоценовых песчаных отложениях Венского бассейна (Австрия) с увеличением глубины от поверхности до 2500 м происходит снижение концентрации эпидота, горнблендита, граната и ставролита. В песчаниках Доггер северо–западной Германии в интервале глубин 500–2000 м уменьшается содержание кианита, ставролита и граната. В палеоценовых песчаных отложениях Северного моря степень корродированности этих же минералов возрастает с глубиной, причём с глубины 2090 м исчезает ставролит, а с глубины 2135 м — кианит.
Ряд стабильности тяжёлых минералов по отношению к катагенетическому растворению выглядит следующим образом (по мере увеличения устойчивости): амфиболы, пироксены, оливин эпидот кианит ставролит апатит, гранат турмалин, циркон, рутил.
Установлено, что не только глубина погружения является фактором растворения тяжёлых минералов. Растворение протекает особенно интенсивно в песчаниках, в которых имеет место каолинизация полевых шпатов, вызывающая подкисление поровых растворов. В песчаниках с известковым цементом растворение тяжёлых минералов менее интенсивное, здесь растворы менее кислые и наличие цемента затрудняет циркуляцию растворов. В нефтесодержащих песчаниках растворение тяжёлых минералов тормозится: они консервируются нефтью.
Коррозия тяжёлых минералов отчётливо устанавливается с помощью сканирующего электронного микроскопа. Таким образом, например, выявлена коррозия турмалина, граната и апатита в верхнепротерозойских отложениях Припятского прогиба (рисунки). Важно иметь в виду, что растворение может приводить к образованию кристаллографически правильных форм на разрушающейся поверхности (например, черепитчатая поверхность граната). Такая поверхность может быть ошибочно принята за поверхность регенерации. Для окончательного решения о природе поверхности требуются специальные химические исследования.
3. Растворение под давлением. В результате всё увеличивающегося давления нагрузки вышележащих слоёв при погружении алевролита, песчаника или гравелита обломочные зерна, контактирующие друг с другом, начинают растворяться. Когда говорят о процессе растворения под давлением, имеют в виду, прежде всего, растворение кварцевых зёрен. Зёрна полевых шпатов также подвержены растворению под давлением, но в гораздо меньшей степени, чем кварц. Ещё менее отчётливо проявляется этот процесс для других минералов. М.Т. Хилд установил, что минералы песчаников образуют следующий ряд в порядке снижения подверженности растворению под давлением: кальцит кварц полевой шпат сфен и турмалин циркон и пирит.
В процессе растворения на стыках зёрен возникают структуры растворения под давлением, которые образуют непрерывный ряд в зависимости от глубины погружения. По таким структурам определяют интенсивность, или степень катагенеза. Лучше всего такие структуры развиваются в песчаниках, лишённых или содержащих мало цемента. В песчаниках, содержащих изначально некоторое количество цемента, способного уплотняться, например глинистого, также могут развиваться структуры растворения под давлением. В этом случае плавающие обломочные зёрна могут придти в соприкосновение в результате отжатия глинистого цемента при уплотнении в смежные участки пласта. В любом случае, если стоит задача сопоставления структур растворения под давлением в разных породах с целью определения степени катагенетической изменённости пород, надо выбирать для сравнения породы с близким количеством цемента.
Для обозначения структур растворения под давлением, или характеристики геометрии контактов между обломочными зёрнами применяются разные системы терминов, которые надо знать в связи с особой важностью этого вопроса.
Американские ученые Д.М. Тэйлор и Ф.Дж.Петтиджон предложили следующую классификацию межзерновых контактов, которые сменяют друг друга с увеличением глубины погружения обломочной породы (рисунок).
Точечные контакты. Два соседних зерна имеют один тангенциальный контакт (по касательной к поверхности зерна). Упаковка зёрен в породе при этом рыхлая, степень уплотнения низкая. Такой тип контактов характерен для подзоны начального катагенеза.
Протяжённые контакты. Выглядят как прямые линии в плоскости шлифа и представляют промежуточную стадию уплотнения. Характерны для подзоны начального катагенеза.
Выпукло–вогнутые контакты. Выглядят как кривые линии, указывают на плотную упаковку и значительное уплотнение. Встречаются в подзоне глубинного катагенеза.
Сутурные контакты (от сутурного шва на сочленении костей черепа). Представляют собой зубчатые линии на границе проникающих друг в друга зёрен. Очень плотная упаковка, сильное растворение под давлением. Характерны для зоны глубинного катагенеза.
Один из крупнейших специалистов в области изучения катагенеза российский литолог А.В. Копелиович предложил различать три типа структур растворения под давлением, последовательно сменяющих друг друга: конформные, инкорпорационные и микростилолитовые (рисунок). Названия структур даны по одноименным типам контактов между обломочными зёрнами. Сопоставляя эти типы контактов (структуры) с типами межзерновых контактов, выделяемыми американскими исследователями, легко увидеть, что конформные (конформация — приспособление) контакты соответствуют выпукло–вогнутым, инкорпорационные (инкорпорация — внедрение) и микростилолитовые (миниатюрные аналоги стилолитовых швов, развитых в породах) — отвечают сутурным контактам. Все три типа структур растворения под давлением, выделенные А.В. Копелиовичем, развиваются на этапе глубинного катагенеза.
Процессы растворения на контактах зёрен связаны, по–видимому, с приобретением водой в тонких межзерновых плёнках повышенной растворяющей способности под действием высокого давления. Интенсивность развития структур растворения под давлением должна зависеть от химического состава растворов, насыщающих породы. Этот вопрос удовлетворительно не изучен; полагают, что главное в формировании таких структур величина давления. Однако установлено, что процессы растворения под давлением при прочих равных условиях протекают активнее в породах, где значительна примесь биотита, взаимодействие которого с водой приводит к локальному повышению щёлочности порового раствора (щелочная рН–абразия), что способствует растворению кварца.
Существует много методических приёмов (формул) для количественного определения степени катагенеза, основанных на изучении межзерновых контактов в шлифах: по соотношению типов контактов, по отношению суммы контактов к сумме зёрен, по отношению длин контактов к периметру контактирующих зёрен, по величине удельной протяжённости контактов между зёрнами. Приведём некоторые примеры.
Формула О.А .Черникова. “Степень метаморфичности” (С) определяется из выражения:
С = (/8) nd,
где: n — число пересечений контактов на единицу длины микрометренной линейки, d — средний размер зерна.
Формула С.С. Савкевича. “Коэффициент метаморфичности” (I) определяется из выражения:
I = W/P + A + C,
где: W — число конформных, инкорпорационных и сутурных контактов (вторичные контакты), P — число точечных и протяжённых контактов (первичные контакты), А — число контактов на одно зерно, С — число сутурных контактов.
Формула Нгуен Бьеу. “Коэффициент метаморфичности” (I) определяется из выражения:
I = W/P + 2L/(d1 + d2),
где: W — число вторичных контактов, Р — число первичных контактов, L — протяжённость вторичных контактов, d1 и d2 — диаметры двух соприкасающихся зёрен. По этой формуле можно определять степень изменённости песчаников и алевролитов, содержащих до 30 % цемента.
Формула Л.В. Орловой. “Коэффициент изменения структуры” (К) определяется по формуле:
,
где: Nк — число контактов зёрен, Nр — число пересечений периметров зёрен.
Параметр К, рассчитанный Л.В. Орловой для осадочного чехла Донецкого бассейна и Причерноморской впадины, изменяется от <0,35 (ранний катагенез) до 0,76 (поздний катагенез).
Формула Г. Фюхтбауэра. “Контактная сила” (F) определяется из выражения:
,
где: a — число точечных контактов, b — число протяжённых контактов, c — число выпукло–вогнутых контактов, d — число сутурных контактов.
Формула Дж.Д. Хохолика, Т.А. Метарко, П.Е .Поттера. “Степень контактной упаковки” (S) определяется из выражения:
,
где: a – число “плавающих” зёрен, b — число точечных контактов, с — число протяжённых контактов, d – число выпукло–вогнутых контактов, e — число сутурных контактов.
Параметр S для песчаников меняется в следующих пределах: около 3 — для условий неглубокого погружения, около 3,4 — для условий среднего погружения, около 6,2 — для условий глубокого погружения.
Применение всех указанных формул требует расч`та включ`нных в них показателей для 20–25 пересечений в пределах одного шлифа.
Процессы регенерации
Только что мы убедились, что в зоне катагенеза активно протекают процессы растворения обломочного материала. Высвобождающееся при этом вещество может вновь отлагаться в породах, образуя аутигенные катагенетические минералы. Одним из распространённых видов такого минералообразования явлется регенерация обломочных зёрен, т.е. их достройка тем же веществом, из которого состоят эти зёрна. В ходе процесса регенерации вещество, находящееся в растворе в количестве, близком к состоянию насыщения, “использует“ поверхность обломочного зёрна в качестве затравки для кристаллизации материала того же минералогического состава и той же структуры. Протекают процессы регенерации кварца, полевых шпатов и тяжёлых акцессорных минералов. Процессы регенерации кварца нередко сопровождаются выпадением кварцевых агрегатов в порах пород вне связи с кварцевыми обломочными зёрнами. Более редки случаи “самостоятельной” кристаллизации других минералов.
1. Регенерация кварца. Толщина регенерационной кварцевой каймы колеблется от тысячных долей до 0,2 мм (рисунок). В большинстве случаев она чётко отделяется от обломочного зерна тончайшими включениями глинистого вещества, которые образовались на предыдущих стадиях осадочного процесса при разрушении поверхности обломков. Реже поверхность материнского зерна бывает покрыта тонкой плёнкой железистых минералов (гематит, гидрогематит), не препятствующей регенерации. Природа плёнки из окислов и гидроокисов железа также связана с более ранними этапами жизни осадочного материала, чаще всего с процессами выветривания или осадконакопления в окислительных условиях. Оптическая ориентировка новообразованных каёмок до мельчайших деталей совпадает с ориентировкой материнских обломочных зёрен. В тех случаях, когда первичная поверхность обломочного зерна покрыта глинистой или железистой рубашкой, регенерация хорошо видна в поляризационном микроскопе. Иногда наращивание кварцевого зерна протекает без заметной первичной границы. Тогда на имевшую место регенерацию в шлифе может указывать кристаллографически правильная форма зерна. Однако такая форма не всегда заметна, и для суждения о том, была здесь регенерация или нет, следует воспользоваться сканирующим электронным микроскопом, где хорошо видны новообразованные кварцевые грани (рисунок). Аутигенные каёмки стадии катагенеза нарастают на обломочные зерна не со всех сторон, а только там, где есть свободное пространство для роста кристаллов. Этим катагенетические регенерационные каёмки отличаются от каёмок, образующихся на стадии диагенеза, где в условиях пластичного осадка имеется доступ водорастворённого кремнезёма ко всему периметру зерна, которое и обрастает каймой полностью.
Масштабы регенерации кварца, явления весьма типичного для зоны катагенеза, особенно подзоны глубинного катагенеза, могут быть различными. В одних случаях регенерацией бывают охвачены все контактирующие между собой кварцевые зёрна и формируется регенерационно–кварцевый цемент, который превращает песчаник в кварцит (рисунок). В других случаях образуются фрагменты регенерационно–кварцевого цемента. В третьих — регенерированы единичные зёрна. От чего это зависит? Чтобы ответить на этот вопрос, рассмотрим источники кремнезёма для регенерации и некоторые другие особенности этого процесса.
Источником кремнезёма для образования регенерационного кварца часто служит обломочный кварц, подвергающийся растворению в той же самой породе. В шлифах из такой породы наблюдаются как регенерация кварца, так и структуры растворения под давлением. В данном случае ясно видно, что растворение под давлением и регенерация — две стороны одного процесса. Распределение напряжений в обломочной породе очень пёстрое. Поскольку растворимость вещества зависит от давления, которое развивается в водных плёнках на контактах зёрен и в объёме раствора в порах, то в разных точках породы возникают различные концентрации растворённого кремнезёма. В точках повышенного давления раствор оказывается ненасыщенным, здесь происходит растворение зёрен. На тех участках, где давление меньше, раствор перенасыщен и происходит регенерация. Это так называемый принцип Рикке.
Вместе с тем регенерационный кварц бывает распространён в породах, где структуры растворения под давлением развиты ограниченно. Здесь регенерация кварца осуществляется в основном за счёт привноса кремнезёма из соседних участков пласта или из соседних пластов. Пути миграции таких кремнезёмсодержащих растворов могут быть очень сложными. Поэтому одни участки разреза могут оказаться нацело сцементированы регенерационным кварцем, а другие, даже там, где широко развито растворение под давлением, лишёнными регенерационного кварца.
Сложность путей миграции кремнезёмсодержащих растворов во многом определяется содержанием цемента в породе. Как следствие, от содержания цемента зависит и интенсивность регенерации кварца. “Торможение” регенерации проявляется в породах с первично глинистым цементом в количестве 20 %, а при его содержании 45–50 % регенерации обычно не происходит. Карбонатная составляющая цемента также затрудняет регенерацию кварца.
Содержание регенерационного кварца обусловлено, кроме того, минералогическим составом обломочной части породы. Оно уменьшается в ряду: мономинеральные кварцевые песчаники аркозово–кварцевые (богатые полевым шпатом) песчаники граувакково–кварцевые (богатые обломками кристаллических пород) песчаники.
Наконец, нельзя забывать, что источником кремнезёма может быть не только растворяющийся под давлением обломочный кварц, но также преобразующиеся глинистые минералы (об этом подробнее будет рассказано ниже), рассеянное кремнистое вещество, растворяющиеся скелеты организмов (например, радиолярий) и др. Так, по мнению немецкого ученого В. Энгельгардта, образование кварцитов (!) в палеоген–неогеновой толще Центральной Европы, никогда не погружавшейся на глубины, где возможно растворение под давлением, связано с поступлением кремнезёма из вышележащих угольных болот, который освобождался при интенсивной каолинитизации полевых шпатов.
Все названные причины усложняют связь а) между интенсивностью растворения кварца под давлением и интенсивностью его регенерации и б) между увеличением температуры и давления с глубиной и усилением регенерации кварца.
Иногда процесс регенерации кварца сопровождается сопутствующим явлением его кристаллизации в порах и трещинах пород. В относительно крупных пустотах образуются агрегаты крупнозернистых (0,05–0,20 мм) кристаллов, обладающих правильными ограничениями — шестоватым обликом с ромбоэдрическими вершинами. Иногда аутигенный кварц инкрустирует стенки пор, образуя микроскопические друзы с прекрасно огранёнными кристаллами. В породах с глинистым цементом образуются тонкозернистые агрегаты кварца, зёрна которого имеют неправильные, лапчатые, ограничения, а размер меньше чем, в открытых пустотах (0,006–0,06 мм, реже до 0,1 мм). Степень раскристаллизации кварца зависит от количества глинистого вещества. На участках, где это вещество преобладает, кварц имеет криптокристаллический (скрытокристаллический), кремнистый облик. Иногда в пределах глинистых участков кремнезём выпадает в форме халцедона или опала.
Мы рассмотрели лишь общие закономерности проявления процессов растворения и регенерации кварца. При изучении этих явлений в разрезе конкретных толщ картина часто оказывается гораздо сложнее и понять природу сочетания этих процессов бывает нелегко. Обнаруживается, что разнонаправленные процессы преобразования кварца сменяют друг друга в ходе катагенетической истории. В одной и той же породе растворение под давлением может сопровождаться регенерацией, регенерационные каёмки могут вновь подвергнуться растворению, затем регенерация может возобновиться на корродированной и глинизированной поверхности регенерационной каймы. В результате на одном обломочном зерне кварца может нарастать несколько регенерационных каёмок (рисунок). Значит, процессы регенерации и растворения могут носить неодноактный (прерывистый) характер. Установить последовательность и причины этих событий — одна из важнейших задач стадиального анализа литогенеза обломочных отложений.
2. Регенерация полевого шпата. Во многих породах песчаного ряда имеет место регенерация обломочных зёрен полевых шпатов и сопутствующее ей явление кристаллизации полевых шпатов в пустотном пространстве пород. Регенерационная кайма бывает отделена от первичного зерна глинистой плёнкой, но чаще она хорошо распознаётся в шлифах по своей “свежести” по сравнению с обычно пелитизированными материнскими зёрнами и по правильным кристаллографическим очертаниям регенерационного минерала (рисунок). В некоторых случаях регенерация полевых шпатов настолько интенсивна, что формирует регенерационный полевошпатовый цемент.
Полевые шпаты, слагающие регенерационную кайму, чаще всего, наследуют минералогический состав материнского зерна, и, как следствие, оптическую ориентировку и спайность. В осадочных породах полевые шпаты представлены обычно щелочными разновидностями (ортоклаз, микроклин, санидин, альбит) из–за того, что плагиоклазы более основные, чем альбит, быстро разрушаются в ходе осадочного процесса. Поэтому регенерационные полевые шпаты обычно щелочные (калишпаты и альбит). Существуют случаи, когда регенерационные каёмки сложены полевыми шпатами, отличными от обломочных зёрен. Так, А.В. Копелиович сообщил об анортоклазовых регенерационных каёмках на зёрнах калиевого полевого шпата в докембрийских песчаниках Приднестровья.
Регенерация полевых шпатов и их кристаллизация в поровом пространстве обычно происходят в подзоне глубинного катагенеза в тесной связи с массовым растворением их обломков. Однако отмечается регенерация калиевых полевых шпатов и на небольших глубинах, если достаточно высока концентрация калия в растворах. Это часто наблюдается в гидрогеологических обстановках, связанных с эвапоритовым процессом.
3. Пример использования наблюдений за регенерацией кварца и полевого шпата в стадиальном анализе. Установление взаимоотношений между регенерационными полевым шпатом и кварцем, с одной стороны, и цементами пород, с другой, – важный элемент стадиального анализа. На приведенных рисунках отчётливо видны регенерационные кварцевые и полевошпатовые каёмки, окружённые карбонатным, сульфатным и галитовым цементами. Формирование каёмок с такими кристаллографически правильными очертаниями, как показано на рисунках, могло произойти только тогда, когда было свободное пространство для роста кристаллов. Значит запечатывание пор цементами произошло после регенерации. Теоретически можно допустить, что в бассейн седиментации из источников сноса поступили уже регенерированные зёрна. Однако свежесть каёмок по сравнению с пелитизированными материнскими зёрнами и правильность форм регенерационной части, которая вряд ли сохранилась бы при транспортировке зёрен, указывают на то, что регенерация произошла на постседиментационном этапе жизни пород (in situ). Из установленной последовательности (сначала — регенерация, затем — цемент) могут следовать важные для геологических построений выводы. Например: 1) Цементы вторичные, растворы, из которых произошли цементы, поступили в породы после того, как последние были уже существенно преобразованы в зоне катагенеза; 2) После образования регенерационных минералов в зоне катагенеза существенно изменились температура и/или давление, что привело к выпадению цементирующего вещества. А изменения температуры и давления могут быть связаны с тектонической перестройкой.
4. Регенерация тяжёлых минералов. В зоне катагенеза происходит также регенерация (и кристаллизация в порах) некоторых тяжёлых минералов, образование которых более характерно для магматического процесса. Так, достаточно растпространённое явление — регенерация турмалина. На его обломочных зёрнах формируются идиоморфные (кристаллографически правильные) регенерационные нарастания. В некоторых породах присутствуют аутигенные игольчатые кристаллы турмалина вне связи с его обломочными зёрнами. Региональное развитие регенерации турмалина установлено в песчано–алевритовых породах рифея и венда Припятского прогиба. На обломочных зёрнах турмалин размером 0,07–0,15 мм нарастает аутигенная кайма толщиной 0,03 мм (рисунок). В кайме хорошо видны грани тригональных призм и пирамид (рисунок). Регенерируется только одна сторона зёрен. Установлена разница в показателях преломления каймы и обломочного ядра. Выявлена тесная положительная связь интенсивности регенерации с глубиной. Наиболее активно процесс протекает в зоне глубинного катагенеза. Большое значение для новообразования турмалина имеют высокие содержания бора и лития в подземных рассолах рифейских отложений Припятского прогиба.
В ряде осадочных комплексов, например в бунтзандштейне (рет) Германии, обнаруживается регенерация циркона, анатаза, брукита и апатита.
Альбитизация плагиоклазов
Выше упоминалось, что в осадочных породах присутствуют главным образом калиевые полевые шпаты, а из плагиоклазов доминирует альбит (крайний натриевый член ряда). Более основные (с большим содержанием анортитового компонента) плагиоклазы, встречающиеся реже, в подзоне глубинного катагенеза могут подвергаться альбитизации под действием межзерновой деформации. Вот как А.В. Копелиович описывает явление альбитизации олигоклаза в рифейских отложениях Приднестровья: ”По мере усиления деформированности зёрен всё более и более понижается показатель преломления минерала, повышается его интерференционная окраска, приобретающая молочно–белые, реже слегка желтоватые тона. Двупреломление достигает 0,009–0,011. Полисинтетическая двойниковая структура становится всё менее и менее отчётливой и несколько расплывчатой и, наконец, вовсе исчезает. Зёрна приобретают однородное строение и чёткую кристаллографическую огранку, чаще же распадаются на отдельные более мелкие прекрасно огранённые кристаллики, по составу соответствующие альбиту...” (рисунок). В условиях высокого давления процесс альбитизации плагиоклазов, состоящий в замещении анортитового компонента альбитовым, энергетически целесообразен, так как при этом более крупные ионы Са2+ (ионный радиус 1,04 Å) и Al3+ (0,57 Å) уступают своё место в кристаллической решётке более мелким ионам Na+ (0,95 Å) и Si4+ (0,39 Å).
Преобразования слюдистых минералов
Существенная особенность литогенетического преобразования слюдистых минералов заключается в его полистадийности. Оно начинается уже в диагенезе, когда изменяются наиболее дисперсные слюдистые частицы, обладающие большой удельной поверхностью, значительной поверхностной энергией и реакционной активностью. Основное преобразование более крупных частиц, совершающееся значительно медленнее (фактор времени), но протекающее примерно с той же направленностью, приходится уже на стадию катагенеза. Направленность изменения слюд кардинально меняется лишь в зонах метагенеза и метаморфизма. Полистадийность и однонаправленность изменения слюд на отрезке диагенез – катагенез сильно усложняют выполнение стадиального анализа этих минералов.
Из слюд в зоне катагенеза особенно сильно изменён биотит. Свежих пластинок биотита здесь уже практически не встречается. Наиболее характерной особенностью изменения биотита на этапе начального катагенеза является гидратизация (гидратация), выражающаяся в обесцвечивании, снижении интерференционной окраски, плеохроизме в зеленоватых тонах. Гидратизация сопровождается разбуханием, механическим разрушением биотита. Он приобретает гармошковидные формы, наблюдаются образования со структурой “столбика монет” (рисунок). Под воздействием механических деформаций на межзерновых контактах биотитовые пластинки изгибаются, облекают более твёрдые обломочные зёрна кварца и полевых шпатов. Последние иногда внедряются с торца в биотитовые пластинки. Между соседними слоями биотита по плоскостям спайности нередко развиваются карбонатные минералы, которые ещё больше способствуют разлистованию биотитовых слоёв и нарушению целостности слюдистого минерала. В результате интенсивного развития карбонатных минералов по плоскостям спайности биотита могут образовываться своеобразные веретеноподобные агрегаты; реже карбонаты образуют псевдоморфозы по биотиту (рисунок). Кроме того, биотит в зоне начального катагенеза может преобразовываться в вермикулит и каолинит. Эти процессы особенно характерны для угленосных отложений, где разложение органического вещества создает повышенную кислотность среды.
Для подзоны глубинного катагенеза характерен процесс метасоматического замещения биотита хлоритом (хлоритизация). Этот процесс интенсифицируется с глубиной. Хлоритизация биотита сопровождается снижением интерференционной окраски минерала, появляется зелёная окраска и плеохроизм, свойственные хлориту. Процесс хлорититизации нередко сочетается с “аморфизацией” минерала: он начинает терять спайность, становится почти изотропным, контуры пластинок становятся нечёткими (рисунок).
Другим процессом глубинно–катагенетического преобразования биотита является мусковитизация. При этом листочки биотита то полностью обесцвечиваются, то слегка окрашиваются в зеленоватые и жёлтые тона. Отдельные пластинки сохраняют слабый плеохроизм, но в ряде случаев он полностью отсутствует. В скрещенных николях наблюдается яркая мусковитовая интерференционная окраска. Показатели преломления соответствуют мусковиту или несколько понижены. В результате образуется гидромусковит. Если описанному изменению подвергается мелкочешуйчатый биотит, продуктом преобразования является серицит (мелкочешуйчатый гидромусковит и мусковит). Мусковитизация биотита развивается преимущественно в песчаниках, обогащённых полевыми шпатами, растворение которых обеспечивает процесс ионами алюминия. Данный процесс, сопровождающийся замещением более крупных ионов Fe2+ (ионный радиус 0,80 Å) и Mg2+ (0,74 Å) на меньшие ионы Аl3+ (0,57 Å), так же, как и рассмотренный выше процесс альбитизации плагиоклазов, энергетически целесообразен при высоком давлении в подзоне глубинного катагенеза. Уравнение реакции мусковитизации биотита выглядит так:
K(Fe,Mg)3[AlSi3O10](OH)2 + 2Al3+ = KAl2[AlSi3O10](OH)2 + Fe2+ + Mg2+.
|
Биотит |
Мусковит |
Ещё одним процессом преобразования биотита на этапе глубинного катагенеза является его замещение кварцем. Этот процесс характерен для нижней части подзоны глубинного катагенеза и может выражаться не только частичным замещением биотита кварцем, но и образованием псевдоморфоз.
Процессы преобразования биотита сопровождаются выносом из минерала железа (см., например, вышеприведенную реакцию), титана и других химических элементов. Поэтому с изменением биотита генетически и пространственно тесно связано возникновение катагенетических новообразований пирита, окислов железа, лейкоксена, анатаза. Эти минералы образуют беспорядочную вкрапленность по изменяющемуся биотиту, раздвигают минерал по плоскостям спайности (рисунок).
Обломочный мусковит в зоне катагенеза изменяется слабее биотита. Иногда у него появляется зеленоватый оттенок и плеохроизм в зелёных тонах, указывающие на гидратизацию. В некоторых случаях по плоскостям спайности и трещинам мусковита кристаллизуются карбонатные минералы. В подзоне начального катагенеза, особенно в угленосных отложениях, отмечается трансформация мусковита в вермикулит и каолинит. В самых низах подзоны глубинного катагенеза иногда мусковит замещается кварцем.
Установлено, что в присутствии нефтяных углеводородов катагенетическое преобразование слюдистых минералов тормозится.