18.2. Преобразование алевритового, песчаного и гравийного материала терригенных пород

Изменение алевропесчаного и гравийного материала на стадии катагенеза представлено тремя основными группами процессов. Это: 1) различные виды растворения; 2) регенерация (нередко сопровождаемая новообразованием вещества в порах без достройки обломочных зерен); 3) метасоматическое замещение.

Процессам растворения подвержены кварц и полевые шпаты, а также акцессорные минералы, многие из которых относятся к тяжелой фракции (сфен, циркон, гранат, турмалин, апатит, эпидот, ставролит и др.). Среди этих процессов принято различать внутрислойное растворение, при котором видимая связь с межзерновым давлением отсутствует, коррозию (начальная стадия этого процесса) и растворение под давлением, т. е. на стыках обломоч- ных зерен.

Термин “внутрислойное растворение” был введен американским литологом Ф. Петтиджоном еще в 1940-х гг. Этим термином первоначально обозначались процессы растворения тяжелых минералов, которые весьма неустойчивы в условиях осадочной толщи. Поскольку данные минералы разрушаются и исчезают из осадочных пород не только при их погружении, но и в ходе процессов выветривания (на дневной поверхности), то Ф. Петти­джон посчитал важным с помощью определения “внутрислой­ное” вычленить из общей гаммы процессов растворения тяжелых минералов те, что протекают на стадии погружения отложений, т. е. внутри осадочных слоев. Позднее этот термин стали распространять и на породообразующие обломочные минералы.

Вещество, высвобождающееся при катагенетическом растворении обломочного материала, может вновь отлагаться в породах, образуя аутигенные минералы. Одним из распространенных видов такого минералообразования является регенерация обломочных зерен, т. е. их достройка веществом того же минералогического состава и той же структуры, что свойственны материалу этих зерен. В ходе процесса регенерации вещество, находящееся в растворе в количестве, близком к состоянию насыщения, “использует” поверхность обломочного зерна в качестве “затравки” для кристаллизации. Процессы регенерации свойственны кварцу, полевым шпатам и тяжелым акцессорным минералам. Регенерация кварца нередко сопровождается выпадением кварцевых агрегатов в порах пород вне связи с обломочными зернами. Более редки случаи “самостоятельной” кристаллизации полевых шпатов и тяжелых минералов.

Процессы метасоматического замещения наиболее характерны для преобразования слюдистых минералов; к этим процессам относится также альбитизация плагиоклазов. Иногда по механизму метасоматоза происходит замещение кварца и полевых шпатов карбонатными и глинистыми минералами.

Коррозия и внутрислойное растворение кварца и полевых шпатов.В результате процесса коррозии, который хорошо виден в шлифах и выражается в искажении формы зерен, граница обломочных зерен приобретает заливообразные, как бы “изъеденные” очертания. В образующиеся дефекты поверхности зерен внедряются другие, чаще всего карбонатные и глинистые, минералы (см. рис. 13,ана с. 65). Говорят: кварц корродируется или замещается кальцитом. Замещение может быть как метасоматическим, так и неметасоматическим. Коррозия и замещение предпочтительнее развиваются по линиям спайности и трещинам — наиболее ослабленным зонам минерала. Нередко в шлифах коррозия хорошо заметна не только по изменению контуров зерен, но и по помутнению, точечной испещренности самих зерен (см. рис. 13,б). Это явление особенно характерно для полевошпатовых зерен. Его причина — образование на поверхности зерен тонкодисперсного глинистого вещества вследствие инконгруэнтного растворения полевого шпата, сопровождающегося превращением его в глинистые минералы (пелитизация полевых шпатов).

Иногда внутрислойное растворение обломочного материала бывает выражено настолько сильно, что зерна полевого шпата или кварца оказываются нацело замещены карбонатными минералами и об их былом существовании можно догадываться либо по форме зерен, либо по незначительным сохранившимся реликтам (см. рис. 13,в).

Зависимость процессов коррозии и внутрислойного растворения породообразующих обломочных минералов от глубины в разных регионах проявляется по-разному. Так, А.В. Копелиович, изучавший докембрийские осадочные толщи Приднестровья, отметил, что в подзоне начального катагенеза имеют место коррозия и пелитизация полевошпатовых зерен, а в подзоне глубинного катагенеза — их массовое растворение. Б.К. Прошляков в мезозойском разрезе Прикаспийской впадины обнаружил несколько зон растворения кварца, разделенных зонами, где он устойчив. Эти региональные особенности связаны как с неодинаковой растворимостью кварца и полевых шпатов, так и с тем, что существенным фактором растворения, кроме температуры и давления, является гидрогеохимическая среда.

Коррозия и внутрислойное растворение тяжелых минералов.Изучению тяжелых минералов обычно уделяется особое внимание для корреляции разрезов и определения источников сноса, которые функционировали при накоплении осадочных отложений. Важно знать основные особенности растворения этих минералов в ходе катагенеза. Для определения устойчивости тяжелых минералов к внутрислойному растворению Ф. Петтиджон изучил их встречаемость в осадочных толщах разного возраста. Оказалось, что в самых древних породах чаще всего концентрируются рутил, циркон и турмалин — наиболее устойчивые минералы. Самыми неустойчивыми оказываются оливин и пироксен, обычно присутствующие в наиболее молодых породах. Но при таком подходе трудно сказать, что влияет на растворимость минералов: время или глубина погружения (температура и давление). Позднее было установлено усиление разрушения тяжелых минералов с глубиной в разрезах конкретных осадочно-породных бассейнов. Так, в миоценовых песчаных отложениях Венского бассейна (Австрия) с увеличением глубины от поверхности до 2500 м происходит снижение концентрации эпидота, роговой обманки, 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, причем с глубины 2090 м исчезает ставролит, а с глубины 2135 м — кианит.

По мере увеличения устойчивости к катагенетическому растворению тяжелые минералы выстраиваются в следующий ряд: амфиболы, пироксены, оливин эпидоткианитставролитапатит, гранаттурмалин, циркон, рутил.

Не только глубина погружения является фактором растворения тяжелых минералов. Растворение протекает особенно интенсивно в таких песчаниках, где имеет место каолинизация полевых шпатов, вызывающая подкисление поровых растворов. В песчаниках с известковым цементом растворение тя­желых минералов менее интенсивное; здесь растворы менее кислые, и наличие цемента затрудняет циркуляцию растворов. В нефтесодержащих песчаниках растворение тяжелых минералов тормозится: они консервируются нефтью.

К

Рис. 42.  Черепитчатая поверхность обломочного зерна граната, образованная в процессе внутрислойного растворения, Припятский прогиб, скв. Октя­брьская, 2, гл. 2720 м, венд, снимок на растровом электронном микроскопе, ув. 200 (фото Л.Ф. Гулиса)

оррозия тяжелых минералов отчетливо устанавливается с помощью сканирующего электронного микроскопа. Таким образом, например, выявлена коррозия турмалина, граната и апатита в верхнепротерозойских отложениях Припятского прогиба (рис. 42). Важно иметь в виду, что растворение может приводить к образованию кристаллографически правильных форм на разрушающейся поверхности (например, черепитчатая поверхность граната). Такие формы могут быть ошибочно приняты за регенерационные. Для точного решения вопроса об их природе требуются специальные химические исследования.

Растворение под давлением.В результате все увеличивающегося давления нагрузки вышележащих слоев 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 зерен. Зерна полевых шпатов также подвержены растворению под давлением, но в меньшей степени, чем кварц. Еще менее отчетливо этот процесс проявляется для многих других минералов. М. Хилд установил, что минералы песчаников образуют следующий ряд в порядке увеличения устойчивости к растворению под давлением: кальциткварцполевой шпатсфен и турмалинциркон и пирит.

В процессе растворения под давлением на стыках зерен возникают структуры, образующие непрерывный ряд в зависимости от глубины погружения. Наиболее выражены они в песчаниках, лишенных 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 зерна при уплотнении могут прийти в соприкосновение в результате отжатия глинистого цемента в смежные участки пласта.

Для характеристики структур растворения под давлением (геометрии межзерновых контактов) применяются две системы терминов.

А

Рис. 43.  Контакты между зернами обломочных пород (по Д. Тэйлору и Ф. Петтиджону)

мериканские ученые Д. Тэйлор и Ф. Петтиджон предложили различать точечные, протяженные, выпукло-вогнутые и сутурные межзерновые контакты, которые сменяют друг друга с увеличением глубины погружения обломочной породы (рис. 43). Точечные контакты свойственны такому сложению породы, когда два соседних зерна имеют один тангенциальный контакт (по касательной к поверхности зерна). Упаковка зерен при этом рыхлая, степень уплотнения низкая. Такой тип контактов характерен для подзоны начального катагенеза. Протяженные контакты выглядят в плоскости шлифа как прямые линии, характеризуют промежуточную стадию уплотнения и свойственны подзоне начального катагенеза. Выпукло-вогнутые контакты представляют собой кривые линии, указывают на плотную упаковку и значительное уплотнение и встречаются в подзоне глубинного катагенеза. Сутурные контакты — это зубчатые линии на границе проникающих друг в друга зерен. Этот тип контактов свидетельствует об очень плотной упаковке и сильном растворении под давлением и характерен для подзоны глубинного катагенеза.

Российский литолог А.В. Копелиович выделил три типа структур растворения под давлением, последовательно сменяющих друг друга в процессе прогрессивного катагенеза: конформные, инкорпорационные и микростилолитовые (рис. 44). Названия структур даны по одноименным типам контактов между обломочными зернами. Конформные контакты — это контакты взаимного приспособления зерен; инкорпорационные — контакты внедрения зерен одно в другое; микростилолитовые — миниатюрные аналоги встре­чающихся в породах стилолитовых швов. Сопоставляя эти типы контактов с контактами, выделяемыми американскими исследователями, легко увидеть, что конформные и инкорпорационные контакты близки выпукло-вогнутым, а микростилолитовые — отвечают сутурным. Все три типа структур растворения под давлением, выделенные А.В. Копелиовичем, развиваются на этапе глубинного катагенеза.

Процессы растворения на контактах зерен связаны с приобретением водой в тонких межзерновых пленках повышенной растворяющей способности под действием высокого давления. Интенсивность развития структур растворения под давлением должна зависеть от химического состава растворов, насыщающих породы. Однако этот вопрос удовлетворительно не изучен. Вместе с тем, 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 щелочности порового раствора (щелочная рН-абразия), способствующему растворению кварца.

На основании изучения межзерновых контактов в шлифах предложен целый ряд методических приемов (формул) для количественной оценки степени катагенеза.

Рис. 44.  Структуры растворения под давлением:

а — конформная, Припятский прогиб, скв. Восточно-Выступовичская, 2, гл. 3343—3351 м, верхний девон, шлиф, н +, ув. 200; б — инкорпорационная, Приднестровье, верхний протерозой, шлиф, н +, ув. 130 (фото А.В. Копелиовича); в — микростилолитовая, Приднестровье, верхний протерозой, шлиф, н +, ув. 110 (фото А.В. Копелиовича)

Формула О.А. Черникова.Степень метаморфичности породы (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) вычисляется по формуле:

I = W/P + A + C,

где W — число конформных, инкорпорационных и сутурных контактов (вторичные контакты); P — число точечных и протяженных контактов (первичные контакты); А — число контактов на одно зерно; С — число сутурных контактов.

Формула Нгуен Бьеу.Коэффициент метаморфичности (I) находится следующим образом:

I = W/P + 2L/(d₁+ d₂),

где W — число вторичных контактов; Р — число первичных контактов; L — протяженность вторичных контактов; d₁и d₂— диаметры двух соприкасающихся зерен. По этой формуле можно определять степень измененности песчаников и алевролитов, содержащих до 30 % цемента.

Формула Л.В. Орловой. Коэффициент изменения структуры (К) определяется из уравнения:

,

где N_к— число контактов зерен; N_р— число пересечений периметров зерен.

Параметр К, рассчитанный 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) рассчитывается таким образом:

,

где a — число точечных контактов; b — число протяженных контактов; c — число выпукло-вогнутых контактов; d — число сутурных контактов. Величина контактной силы изменяется от 1,6 при неглубоком погружении песчаных пород до 2,5 при глубоком погружении.

Формула Дж.Д. Хохолика, Т.А. Метарко, П.Е. Поттера.Степень контактной упаковки (S) определяется из выражения:

,

где a — число “плавающих” зерен; b — число точечных контактов; с — число протяженных контактов; d – число выпукло-вогнутых контактов; e — число сутурных контактов. Параметр S для песчаников, испытавших неглубокое погружение, принимает значение около 3, среднее погружение — 3,4, глубокое погружение — 6,2.

Применение всех указанных формул требует определения вклю­ченных в них показателей для 20—25 пересечений в пределах одного шлифа.

Регенерация кварца.Толщина регенерационной кварцевой каймы (рис. 45) колеблется от тысячных долей до 0,2 мм. В большинстве случаев она четко отделяется от обломочных зерен тончайшей пленкой глинистого вещества, которая образовалась на предыдущих стадиях осадочного процесса. Реже поверхность материнского зерна бывает покрыта тонкой пленкой железистых минералов (гематит, гидрогематит), не препятствующей регенерации. Природа пленки из окислов и гидроокислов железа связана с процессами выветривания, осадконакопления или диагенеза в окислительных условиях. Оптическая ориентировка новообразованных кварцевых каемок обычно до мельчайших деталей совпадает с ориентировкой материнских обломочных зерен. Иногда поверхность обломочного зерна не покрыта глинистой или железистой пленкой, и тогда на имевшую место регенерацию может указывать кристаллографически правильная форма зерна. Такая форма не всегда заметна в шлифе, но хорошо видна под электронным микроскопом (см. рис. 4,бна с. 17). Катагенетические кварцевые каемки нарастают на обломочные зерна не со всех сторон, а только там, где есть свободное пространство для роста кристаллов. Этим они отличаются от каемок, образующихся на стадии диагенеза, где в условиях пластичного осадка имеется доступ водорастворенного кремнезема ко всему периметру зерна, которое чаще всего обрастает регенерационной кай­мой полностью.

М

Рис. 45.  Регенерация кварца:

а — сочетание процессов регенерации (двойная регенерационная кайма) и растворения под давлением (конформный контакт между двумя кварцевыми зернами), демонстрирующее принцип Рикке, Оршанская впадина, скв. Орша, 2, гл. 750 м, верхний протерозой, шлиф, н +, ув. 70 (фото Л.Ф. Гулиса); б — ритмичное нарастание регенерационной каймы, Приднестровье, верхний протерозой, шлиф, н +, ув. 440 (фото А.В. Копелиовича)

асштабы регенерации кварца, явления весьма ти­пичного для зоны катагенеза, особенно ее нижней части, могут быть раз­личными. В одних случаях регенерацией бывают охвачены все контактирующие между собой кварцевые зерна; при этом формируется регенерационно-кварцевый цемент, который превращает песчаник в породу типа кварцита. В других случаях образуются фрагменты регенерационно-кварцево­го цемента. В третьих — регенерированы единичные зерна. От чего это зависит? Чтобы ответить на этот вопрос, рассмотрим источники кремнезема для регенерации и некоторые другие особенности этого процесса.

Источником кремнезема 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 этих случаях ясно видно, что растворение под давлением и регенерация — две стороны одного процесса. Распределение напряжений в обломочной породе очень пестрое. Поскольку растворимость вещества зависит от давления, которое развивается в водных пленках на контактах зерен и в объеме раствора в порах, то в разных точках породы возникают различные концентрации водорастворенного кремнезема. В точках повышенного давления раствор оказывается ненасыщенным, здесь происходит растворение зерен. На тех участках, где давление меньше, раствор насыщен по кремнезему, и происходит регенерация. Это так называемый принцип Рикке (рис. 45, а).

Регенерационный кварц бывает распространен в породах, где структуры растворения развиты ограниченно. Здесь регенерация кварца осуществляется в основном за счет привноса кремнезема из соседних участков пласта или из соседних пластов. Пути миграции таких кремнеземсодержащих растворов могут быть очень сложными. Поэтому одни участки разреза могут оказаться нацело сцементированными регенерационным кварцем, а другие — лишен- ными его.

Сложность путей миграции кремнеземсодержащих растворов во многом определяется содержанием первичного цемента в породе. Как следствие, от содержания цемента зависит и интенсивность регенерации кварца. “Торможение” регенерации проявляется в породах с 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 песчаникиграувакково-кварцевые пес­чаники.

Наконец, нельзя забывать, что источником кремнезема может быть не только растворяющийся обломочный кварц, но также преобразующиеся глинистые минералы, рассеянное кремнистое вещество, разрушающиеся скелеты организмов (например, радиолярий) и др. Так, по мнению немецкого ученого В. Энгельгардта, образование кварцитов в палеоген-неогеновых отложениях Центральной Европы, никогда не погружавшихся на глубины, где возможно растворение под давлением, связано с поступлением кремнезема из вышележащих болотных отложений. Он высвобождался из полевых шпатов при их интенсивной каолинитизации.

Мы рассмотрели лишь самые общие закономерности протекания процессов растворения и регенерации кварца. При изучении этих явлений в разрезе конкретных толщ расшифровать картину сочетания этих процессов бывает нелегко. Образовавшиеся регенерационные каемки могут подвергнуться растворению, затем регенерация может возобновиться на корродированной регенерационной кайме. В результате на одном обломочном зерне кварца может нарастать несколько регенерационных каемок (рис. 45). Одним словом, процессы регенерации и растворения могут носить неодноактный (прерывистый) характер. Установить последовательность и причины этих событий — одна из важнейших задач стадиального анализа литогенеза обломочных отложений.

Иногда процесс регенерации кварца сопровождается сопутствующим явлением кристаллизации кварца в порах и трещинах пород. В пустотах образуются агрегаты довольно крупных кристаллов (0,05—0,20 мм), обладающих правильными ограничениями — шестоватым обликом с ромбоэдрическими вершинами. Аутигенный кварц может инкрустировать стенки пор, образуя микроскопические друзы с прекрасно ограненными кристаллами. В породах с глинистым цементом формируются агрегаты кварца, зерна которого имеют неправильные, лапчатые ограничения и размер 0,006—0,06 мм, реже до 0,1 мм.

Р

Рис. 46.  Регенерация полевого шпата; видно продолжение линий спайности обломочного зерна в регенерационной каемке, Припятский прогиб, скв. За­падно-Валавская, 2, гл. 3208—3223 м, н +, ув. 60

егенерация полевого шпата.В песчаниках, алевролитах и гравелитах нередко отмечаются регенерация обломочных зерен полевых шпатов и сопутствующее ей явление кристаллизации полевых шпатов в пустотном пространстве пород. Регенерационная кайма часто хорошо распознается в шлифах по своей “свежести” по сравнению с пелитизированным материнским зерном и по правильным кристаллографическим очертаниям ново- образованного минерала (рис. 46; см. рис. 13,бна с. 65). В некоторых случаях регенерация полевых шпатов настолько интенсивна, что формируется регенерационный полево­шпатовый цемент.

Полевые шпаты, слагающие регенерационную кайму, чаще всего наследуют минералогический состав материнского зерна, и, как следствие, оптическую ориентировку и спайность (рис. 46). Однако известны случаи, когда регенерационные каемки сложены полевыми шпатами, отличными по составу от обломочных зерен. Так, А.В. Копелиович сообщил об анортоклазовых регенерационных каемках на зернах 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.

Важным элементом стадиального анализа является установление взаимоотношений между регенерированными обломочными зернами и хемогенным цементом пород. Покажем это для случая, изображенного на рис. 13, б. Здесь регенерированное зерно полевого шпата окружено гипсовым цементом. Кристаллографически правильные очертания регенерационной каймы не оставляют сомнений в том, что регенерация произошла тогда, когда было свободное пространство для роста кристаллов. Значит, запечатывание пор гипсовым цементом произошло после регенерации полевого шпата. Таким образом, этот цемент вторичен. Без подобного анализа гипс можно было бы посчитать первичным минералом, и из этого бы следовал ложный вывод о том, что данные отложения сформировались в эвапоритовом бассейне.

Регенерация тяжелых минералов.В зоне катагенеза происходит также регенерация (и кристаллизация в порах) некоторых тяжелых минералов, образование которых более характерно для магматического процесса. Так, достаточно распространенное явление — регенерация турмалина. Иногда присутствуют аутигенные игольчатые кристаллы турмалина вне связи с его обломочными зернами. Региональное развитие регенерации турмалина установлено в песчано-алевритовых породах рифея Припятского прогиба. На обломочных зернах турмалина размером 0,07—0,15 мм нарастает аутигенная кайма толщиной 0,03 мм, в которой различаются грани тригональных призм и пирамид (рис. 47). Регенерируется только одна сторона зерен. Установлена разница в показателях преломления каймы и обломочного ядра. Выявлена тесная положительная связь интенсивности регенерации с глубиной. Наиболее активно процесс протекает в подзоне глубинного катагенеза. Большое значение для ново- образования тур­малина имеют высокое содержание бора и лития в подземных водах рифейских отложений Припятского прогиба.

В

Рис. 47.  Регенерация турмалина в рифейских отложениях Припятского прогиба, скв. Сосновская, 25, гл. 3442 м (фото Л.Ф. Гулиса):

а — фотография иммерсионного препарата, видна разница в показателях преломления регенерационной каймы и обломочного ядра, ув. 200; б — снимок на растровом электронном микроскопе, регенерацией затронут один конец зерна, ув. 400

некоторых осадочных комплексах, например в бунтзандштейне Германии, обнаруживается регенерация циркона, анатаза, брукита и апатита.

Альбитизация плагиоклазов.Протекает в подзоне глубинного катагенеза под действием межзерновой деформации. Вот как А.В. Копелиович описывает явление альбитизации олигоклаза в рифейских отложениях Приднестровья: “По мере усиления деформированности зерен все 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 все менее и менее отчетливой и несколько расплывчатой и, наконец, вовсе исчезает. Зерна приобретают однородное строение и четкую кристаллографическую огранку, чаще же распадаются на отдельные более мелкие, прекрасно ограненные кристаллики, по составу соответствующие альбиту ...” (рис. 48). 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 1,04Å) и Al³⁺(0,57Å) уступают свое место в кристаллической решетке более мелким ионам Na⁺(0,95Å) и Si⁴⁺(0,39Å).

П

Рис. 48.  Альбитизация плагиоклаза, заключающаяся в замещении обломочного плагиоклазового зерна агрегатом хорошо ограненных кристаллов альбита, Приднестровье, верхний проте розой, шлиф, н +, ув. 300 (фото А.В. Копелиовича)

реобразование слюд.Мы уже отмечали, что литогенетические изменения слюдистых минералов начинаются в диагенезе, когда преобразуются наиболее дисперсные слюдистые частицы, обладающие большой удельной поверхностью и реакционной активностью. Основное преобразование более крупных частиц приходится на стадию катагенеза. Протекает оно примерно с той же направленностью, что и в диагенезе. Полистадийность и однонаправленность изменения слюд на отрезке диагенез — катагенез усложняют выполнение стадиального анализа этих минералов.

В зоне катагенеза особенно сильно изменяется биотит. “Свежих” пластинок биотита здесь практически не встречается. Наиболее характерной особенностью преобразования биотита на этапе начального катагенеза является гидратация (гидратизация), которая выражается в обесцвечивании, снижении интерференционной окраски, плеохроизме в зеленоватых тонах. Гидратация сопровождается разбуханием, механическим разрушением биотита. Он приобр

Рис. 49.  Преобразования биотита в зоне катагенеза:

а — гидратированный биотит со структурой “столбика монет”, Приднестровье, верхний протерозой, шлиф, н +, ув. 120 (фото А.В. Копелиовича); б — веретеноподобный агрегат, образованный в результате развития карбоната между плоскостями спайности биотита, Припятский прогиб, скв. Восточно-Выступовичская, 2, гл. 3134—3139 м, верхний девон, шлиф, н +, ув. 135; в — хлоритизированный и аморфизованный биотит, черная кайма — пирит, Припятский прогиб, скв. Восточно-Выступовичская, 2, гл. 3139—3145 м, верхний девон, шлиф, н +, ув. 140; г — выделения гидроокислов железа по плоскостям спайности биотита, Московская синеклиза, скв. Рудня, гл. 1808 м, верхний протерозой, шлиф, н =, ув. 400 (фото Л.Ф. Гулиса)

етает гармошковидные формы, наблюдаются образования со структурой “столбика монет” (рис. 49,а). Под воздействием механических деформаций на межзерновых контактах биотитовые пластинки изгибаются, облекают более твердые обломочные зерна кварца и полевых шпатов. Последние иногда внедряются с торца в биотитовые пластинки. Между соседними слоями биотита по плоскостям спайности нередко развиваются карбонатные минералы, которые еще больше способствуют разлистованию биотитовых слоев и нарушению целостности слюдистых пластинок. В результате интенсивного развития карбонатных минералов по плоскостям спайности биотита могут образовываться своеобразные веретеноподобные агрегаты (рис. 49,б).

Кроме того, биотит в зоне начального катагенеза может преобразовываться в вермикулит и каолинит. Это особенно характерно для угленосных отложений, где разложение органического вещества создает повышенную кислотность среды.

Подзоне глубинного катагенеза присущ процесс метасоматического замещения биотита хлоритом (хлоритизация). Этот процесс интенсифицируется с глубиной и сопровождается снижением интерференционной окраски биотита, появлением зеленой окраски и плеохроизма, свойственных хлориту. Процесс хлоритизации нередко сочетается с “аморфизацией” минерала: он начинает терять спайность, становится почти изотропным, а контуры пластинок становятся нечеткими (рис. 49, в).

Другим процессом глубинно-катагенетического преобразования биотита является мусковитизация. При этом листочки биотита то полностью обесцвечиваются, то слегка окрашиваются в зеленоватые и желтые 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 мусковитизируется мелкочешуйчатый биотит, продуктом преобразования является серицит. Мусковитизация биотита развивается преимущественно в песчаниках, обогащенных полевыми шпатами, растворение которых обеспечивает процесс ионами алюминия. Данный процесс, сопровождающийся замещением более крупных ионов Fe²⁺(ионный радиус 0,80Å) и Mg²⁺(0,74Å) на меньшие ионы Аl³⁺(0,57Å), 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

Еще 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, но и образованием псевдоморфоз.

Процессы преобразования биотита сопровождаются выносом из минерала железа, титана и других химических элементов (см., например, вышеприведенную реакцию). Поэтому с изменением биотита генетически и пространственно тесно связано возникновение катагенетических новообразований пирита, окислов железа, лейкоксена, анатаза. Эти минералы образуют вкрапленность в изменяющемся биотите, раздвигают биотитовые пластины по плоскостям спайности (рис. 49, в,г).

Обломочный мусковит в зоне катагенеза изменяется слабее биотита. Иногда у него появляется зеленоватый оттенок и плеохроизм в зеленых тонах, указывающие на гидратацию. 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 мусковит иногда замещается кварцем.