lito_kuznecov

Т а б л и ц а 6.1

Схема зональности коры выветривания гранитоидов в условиях гумидного климата

Зона по преобла-	Преобладающие процессы
дающему минералу	первичные	вторичные
		I

Гиббситовая (латеГидролиза (реакции с водой). ритная). ЖелезняОкисления ков

Каолинитовая	Интенсивное выщелачивание и
	вынос катионов K1 Na, Ca. На-
	чало гидролиза и окисления
Гидрослюдистая	Интенсивная гидратация (при-
	соединение воды). Начало вы-
	щелачивания

Дезинтеграция	Процессы	механического	раз-
	дробления	пород. Начало	гид-

ратации. Начало обесцвечивания биотита за счет выноса хромофоров

1

			окрем-
Опал, карбонаты, соединения железа	Опал, карбонаты, соединения железа	" Опал	Вторичные карбонатизация, лимонитизация, нение, обычно максимальные внизу

Физическое состояние и минералогия

Светлые или бурые бокситы. Прочная железистая (лимонитовая) шляпа

Светлая, обычно рыхлая бесструктурная массивная глинистая порода. Преобладает каолинит, реликты гидрослюид и устойчивых минералов — кварца, акцессориев

Светлая бесструктурная глинистая масса, местами сохраняющая реликтовую структуру подстилающих пород. Гидрослюды (гидромусковит, гидробиотит). Вверху появление каолинита. Реликты устойчивых минералов — кварца, акцессориев

Обломочные продукты механического раздробления исходных подстилающих пород. Кварц, микроклин, кислые плагиоклазы, муссковит, биотит. Возможны вторичные кальцитизация и окремнение

Глубина процессов преобразования исходных минералов в б о л ь ш ой степени зависит от климата, который, в свою очередь, определяет интенсивность развития растительности и органического вещества в целом. В условиях относительно холодного климата процессы могут останавливаться на уровне образования гидрослюд, в условиях субтропического и тропического климата возможно образование каолинита и д а ж е боксита.

Рассмотренный тип выветривания характерен для областей гумидного климата, т.е. теплого и влажного, с обилием растительности. Последняя генерирует большое количество органического вещества, в том числе гумусовых кислот, которые не только нейтрализуют образующиеся в процессах выветривания щелочи, но и создают кислотную среду, особенно в верхних горизонтах. Поэтому такой тип выветривания называется кислым. Другими словами — образование каолинита как одного из важнейших глинистых минералов происходит в кислой среде.

В условиях аридного климата, т.е. жаркого и сухого, где растительность крайне скудная и соответственно нет или очень мало органического вещества, образующиеся щелочи не нейтрализуются и осуществляется так называемый щелочной тип выветривания. При этом образуются гидрослюды и монтмориллонит, особенно по основным, богатым кальцием, магнием и железом породам, в меньшей степени — палыгорскиты и хлориты.

Следует иметь в виду, что кроме климата минеральный состав образующихся при субаэральном выветривании глин зависит и от состава исходных пород. Так, по основным магматическим породам, богатым железом и магнием, формируются минералы группы смектитов, палыгорскит-сепиолитов и хлоритов.

Своеобразное выветривание происходит и в подводных условиях, когда морская вода с растворенными в ней газами, и прежде всего CO2, который составляет более 66 % растворенных в морской воде газов, а также ионами натрия, калия, кальция и магния, реагирует с донными осадками, вызывая их преобразование. Подобные процессы были в 1922 г. названы К. Гуммелем гальмиролизом. Их нередко рассматривают и как процессы раннего диагенеза, когда существует обмен между наддонной водой и осадками. Последнее не совсем соответствует понятию диагенеза как стадии, когда происходит физико-химическое уравновешивание сложной и часто многокомпонентной системы реакционно способных

311

веществ уже собственно осадка и насыщающих его иловых! вод.

Одним из наиболее значимых результатов гальмиролиза является преобразование продуктов подводного вулканизма и внесенного сюда пеплового материала с образованием толщ монтмориллонитовых глин. Таковы упоминавшиеся выше килы, гюльаби, асканиты, гумбрины и т.д. В них в качестве реликтов сохраняются остатки вулканических витрокластов, j часто со следами замещения последних монтмориллонитом.

Имеются представления, согласно которым широко известная красная глубоководная глина, покрывающая дно океанических абиссальных равнин на глубинах более 5 — б км, имеющая цеолит-смектитовый состав, также является продуктом аналогичной гальмиролитической переработки подводной пирокластики (Дриц, Коссовская, 1990).

Существенно меньше глинистых минералов образуется за счет химического синтеза, когда в бассейн в той или иной, часто коллоидной форме поступают SiO2 · лН20, Al(OH)3i Fe(OH)3 и другие компоненты, которые, соединяясь, и образуют глинистые минералы.

Надо сказать, что состав подобных аутигенных образований в значительной степени обусловлен геохимическими условиями их формирования. Так, в болотах с их кислыми условиями (низкими значениями рН) образуется каолинит и минералы его группы. Поэтому, например, глины угленосных толщ, особенно подугольные, обычно каолинитовые, в том числе те самые сухарные, или тонштейны, о которых говорилось выше.

В щелочных (содовых) озерах аридной зоны, осолоненных; лагунах с повышенными значениями рН образуются минера-| лы группы смектитов, а также палыгорскит-сепиолитов.

По-видимому, одним из наиболее известных глинистых минералов хемогенного происхождения, который, однако, не; образует сколько-нибудь заметных глинистых толщ, является глауконит. Образуется этот минерал почти исключительно в морской среде, хотя отмечены редкие случаи его нахождения в порах выветривания (Дядченко, Хатунцева, 1955; Кузнецов и др., 1959). Морской глауконит образуется в процессах гальмиролиза, или, скорее, в большем масштабе — раннего диа-1 генеза. С одной стороны, достаточно часто встречаются и хорошо изучены процессы замещения глауконитом биотита,[ реже — зерен роговых обманок, обломков вулканического! стекла. Более распространены глаукониты, синтезированные в иловых растворах из коллоидов кремнезема, гидроксидов

312

д^юминия и железа, ионов калия. Эти первоначально колло- идные образования замещают остатки раковин, особенно редких фораминифер, образуют гнезда и стяжения, цементируют обломочный материал и в наиболее типичном виде ф о р м и р у ю т комочки почковидной формы с радиально расхо- дящимися от центра трещинами синерезиса. Последние формы как раз и являются типичными показателями первичного коллоидного сгустка, который затем кристаллизуется в глау- конит. Немаловажную роль в синтезе глауконита играет бактериальная жизнедеятельность, которая обеспечивает главные геохимические условия его образования — слабощелочные и слабоокислительные. Напомним, что в глауконите со- д е р ж и т с я как двухвалентное, так и трехвалентное железо.

В морских условиях в щелочной обстановке могут, видимо, формироваться и минералы группы палыгорскит-сепиолита. Они, например, обнаружены в глубоководных глинистых океанических осадках, а в минералогических количествах, не имеющих породообразующего значения, — в мергельнодоломитовых отложениях карбона Подмосковья и других районов. Аутигенный характер этих минералов сомнений не вызывает, но они в этих отложениях могут быть не только диагенетическими, но и катагенетическими. При этом важны не только и, видимо, не столько резко щелочные среды (рН может быть и не очень высоким), но и повышенные содержания магния.

6.5. ОБСТАНОВКИ ОБРАЗОВАНИЯ И ФАЦИАЛЬНЫЕ ТИПЫ ГЛИНИСТЫХ ПОРОД

Глинистые породы, в том числе образующие существенные скопления, а часто и мощные толщи широкого площадного распространения, формируются в самых разнообразных условиях. В целом по условиям образования глинистых отложений их можно разделить на две большие группы — остаточные и собственно осадочные. Первые — это глины континентальных кор выветривания. Вторые в свою очередь подразделяются по крайней мере на три части. Вопервых, это механически переотложенные — размытые, перенесенные и вновь отложенные в виде осадков в различных условиях. Такие глины, по-видимому, основная в количественном отношении часть. Во-вторых, это продукты гальмиролитического преобразования осадков водоемов, и прежде

313

всего вулканических продуктов — своего рода остаточные1 субаквальные отложения. Наконец, в-третьих, — это аутигенные глины, образованные химическим путем в данном месте.

В связи с этим обычно выделяется несколько фациальных типов глинистых пород, т.е. отложений, формирующихся Bi тех или иных обстановках. j На континенте это прежде всего элювиальные глины, т.е.| глины кор выветривания, в том числе почв — как самой! верхней и наиболее геохимически активной части этих кор.| Вещественный состав элювиальных глин содержит генетиче-; ски ценную информацию об обстановках их образования.; Так, каолинитовые глины указывают на гумидный климат и кислую в целом геохимическую обстановку, монтмориллонитовые — на щелочные условия и чаще всего аридный климат. Поскольку гидрослюды формируются в разных условиях, их

генетическое значение менее определенное.

Ледниковые (моренные), пролювиально-делювиальные, речные и озерные (в значительной степени) глины — это почти всегда глины переотложенные, т.е. их состав наследует минералогию глин кор выветривания, хотя чаще всего это полиминеральные глины с существенным, а нередко и преобладающим гидрослюдистым составом. Вместе с тем, некоторые специфические континентальные обстановки определяют и своеобразный состав глинистых пород. Так, болотные глины имеют преимущественно каолинитовый состав, поскольку формируются в кислых средах, примером чего могут быть описанные выше сухарные глины. Озерные глины засушливых областей часто имеют монтмориллонитовый, палыгор- скит-сепиолитовый минеральный состав, поскольку эти озера характеризуются, как правило, щелочными водами (так назы-| ваемые щелочные озера). j

Как указывалось раннее, цвет глин определяется главным образом наличием тех или иных примесей, состав и количе-j ство которых зависит уже от обстановок осадконакопления. j Разнообразие геохимических условий на континенте обу-| словливает и разнообразие окрасок континентальных глин] Глины болот и озер гумидной зоны могут быть темно-серымц до черных, поскольку здесь присутствует органическое вещество растительного происхождения. Нередко они имеют серую или сизую окраску, так как в кислых восстановительных средах этих водоемов происходит растворение и вынос глав-f ного хромофора — железа (процессы оглеения) (Перельман* 1979). Очень часто, особенно в зонах аридного климата, озерт ные и тем более субаэральные глины имеют бурую и крас-

314

ную окраску и содержат в существенных количествах карбо- наты (кальцит, доломит), иногда сульфаты (гипс, ангидрит, иногда целестин).

Наиболее широко распространены в осадочной оболочке

З е м ли	морские глины, которые нередко образуют мощные
толщи	очень широкого площадного распространения. При

этом глинистые породы формируются как в прибрежных ус- ловиях, так и на шельфах и в океанических глубинах. Важ- н е й ш и м условием их накопления является спокойная обстановка, очень слабая гидродинамика, ибо только в этих усло-

виях могут осаждаться и фиксироваться на дне	тончайшие
частички глинистых минералов, хотя далеко не	всегда это

осаждение происходит по законам простой механической седиментации. Дело в том, что при размерах частиц менее 0,01 мм их осаждение под действием силы тяжести, описываемое законом Стокса, не происходит. Частицы такого размера в результате броуновского движения будут постоянно находиться во взвешенном состоянии. Для осаждения они должны тем или иным образом соединиться в более крупные образования. Этот процесс может быть чисто механическим, когда частицы слепляются в хлопья, или происходить путем биофильтрации. Многие организмы-фильтраторы пропускают сквозь себя воду, усваивают питательные вещества, микропланктон, а находившиеся в воде глинистые частички склеивают органическим веществом и выбрасывают в виде комочков — пеллет, которые осаждаются уже как более крупные «зерна». Правда, и в этом случае необходимым условием осаждения является очень слабая гидродинамика среды. В осадке органическое вещество разрушается, комочки деструктурируются и остается более однородная гомогенная масса. Вместе с тем, реликтовая пеллетовая структура иногда сохраняется и в глинистых породах.

Минеральный состав морских глин частично наследует состав механически перенесенного и переотложенного материала с суши, а частично формируется непосредственно в морских обстановках, отражая их условия.

Всамом общем, сильно генерализованном виде в профиле: прибрежная зона — шельф — центральная часть бассейна происходит смена каолинитовых глин гидрослюдистыми, а затем монтмориллонитовыми. Но, подчеркнем еще раз, — это очень и очень общая и упрощенная схема.

Вопресненных лагунах гумидных побережий состав глин

всущественной степени каолинитовый. В прибрежных зонах, куда каолинит поступает в виде механической взвеси с кон-

315

тинента, он частично сохраняется, но в значительной мере трансформируется. Во-первых, относительно хорошо образованные кристаллы континентального каолинита подвергаются механическому воздействию, расслаиваются на пластинки, края которых разрываются, крошатся. Во-вторых, щелочные среды ведут к его химическому изменению, разрушению и, видимо, хотя бы частичной гидрослюдизации. В лагунах! аридных побережий с их повышенной соленостью, а главное, щелочностью, равно как и в морях с повышенной щелочностью, где осаждались доломиты, в ассоциации с ними формируются магнезиальные палыгорскиты. Таковы, например, палыгорскиты каменноугольных отложений Подмосковья (Ферсман, 1952).

В собственно морских отложениях преобладают гидрослюды и смектиты. Последние могут слагать мощные глинистые толщи, образовавшиеся при подводном преобразовании вулканических продуктов в щелочных средах. Смектитовый или, точнее, цеолит-смектитовый состав имеют и абиссальные1 «красные глубоководные глины».

Цвет морских глин во многом зависит от количества и характера хромофоров — органического вещества, соединений железа разной валентности и др., что, в свою очередь, связано с обстановками осадконакопления.

Морские темноцветные, почти черные тонкоотмученные глины, обогащенные органическим веществом, отлагаются в относительно глубоководных условиях. В этом случае волнение не достигает дна, взмучивания не происходит и формируется правильная тонкослоистая или даже микрослоистая, текстура. Отсутствие волнения и определенная застойность | ведет к некоторому дефициту в придонном слое кислорода, I который мог бы окислять накапливающийся в осадке органи-! ческий материал. Вместе с тем, это не были полностью ана- j эробные бескислородные условия, поскольку здесь обитала и I донная фауна, представленная, в частности, пелециподами J и/или брахиоподами с тонкостенными слабоскулыггуриро-j ванными раковинками. Такой характер створок подтверждает j спокойную гидродинамику придонных слоев, поэтому организмам не было необходимости строить массивную раковину, j способную противостоять волнению или течению. Вместе с тем, жизнь в таких водоемах была весьма активна, что определило и высокую биологическую продуктивность, и поступление в осадок значительного количества органического материала. Основным поставщиком его был планктон, чаще всего бесскелетный, остатки которого поэтому не обнаружи-

316

ваК)Тся,	но одновременно достаточно обильными были нек-
т о н н ы е	активно	плавающие организмы, например, мезозой-
с к и е головоногие		— аммониты и белемниты. Примерами по-

д о б н ы х толщ являются альбские глины Предкавказья и Сред-

лей	Азии,	майкопские глины		Предкавказья,	баженовская
свита	Западной		Сибири и др. На примере последней можно
г о в о р и т ь о		тех	факультативных,	неглинистых	компонентах,
с о д е р ж а н и е		которых, однако, может быть достаточно велико.

Это кремнистый и карбонатный материал, в ряде других толщ — фосфатный и др.

В обстановке аэрируемого придонного слоя, даже в глубо- к о в о д н ы х условиях, окраски глин желтые, коричневые, красные, обусловленные наличием соединений трехвалентного ж е л е з а . Примером крайне глубоководных глин такого типа является упоминавшаяся выше так называемая красная глу-

боководная	глина. Вертикальный	океанический водообмен
п о с т а в л я е т	в придонные слои кислород, а остатки живших в
в е р х н е й фотической части водной		толщи организмов, глав-

ным образом планктонных («дождь трупов»), сюда практически не поступают, так как органическое вещество частично усваивается нектоном, частично окисляется на путях осаждения, и здесь существует окислительная обстановка, обусловливающая формирование оксидных форм.

6.6. ПОСТСЕДИМЕНТАЦИОННЫЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ГЛИНИСТЫХ ПОРОД

Наиболее ярким и осязаемым результатом постседиментационных — диа- и катагенетических — изменений глинистых пород является их уплотнение и переход от водонасыщенных илов к легко размокаемым глинам, далее к уплотненным глинам, аргиллитам, и, наконец, на начальных стадиях метаморфизма формируются глинистые сланцы. Этот процесс внешне выглядит как чисто механическое «окаменение», однако он сопровождается и очень важными химикоминералогическими изменениями или, точнее сказать, эти изменения столь же, если не более, важны и принципиальны, чем простое уплотнение.

Уже в диагенезе происходит ряд важных преобразований, например, перекристаллизация и дегидратация глауконита с появлением типичных для этого минерала почковидных округлых форм с трещинами синерезиса, ориентированными от

317

центра к периферии. На этой стадии происходит и макси-

мальное удаление межзерновой и частично физически связанной воды. В катагенезе уплотнение и обезвоживание количественно уменьшаются, но процесс приобретает принципиально новое качество и ведет к трансформации глинистых минералов, переходу одних минеральных видов в другие.· Очень наглядно это было показано на примере распределения по глубинам разных минералов в разрезах мезозоя; Прикаспийской впадины (рис. 6.1). На основе многочисленных анализов было установлено, что на глубинах около 1800 — 2000 м исчезает монтмориллонит, 3000 — 3200 м — каолинит и смешанослойные, которые, как оказалось, переходят в гидрослюды и, видимо, хлориты. Позднее это явление было подтверждено на многочисленных примерах других регионов, хотя сами значения глубин исчезновения минералов группы смектитов и каолинита могут быть различны. Последнее совершенно естественно, поскольку переход их в гидрослюды и хлориты зависит от конкретных геологических условий — геотермического градиента, скорости прогибания, т.е. времени нахождения в определенных термодинамических условиях и т.д. Важен сам факт подобной трансформации.

Установлено, что при температурах порядка 70 — 80 0C из кристаллических решеток смектитов начинают удаляться межслоевые молекулы воды, ионы гидроксила и обменных катионов, катионы Si4+ в тетраэдрах замещаются на обладающие меньшим ионным радиусом катионы Al3"1", что conpo-i вождается выносом кремнезема, а освободившиеся валентно-; сти замещаются ионами K+. В итоге образуются минералы группы гидрослюд. Это, кстати, одно из обстоятельств, определяющих количественное преобладание гидрослюд над другими глинистыми минералами в целом, и особенно в разрезах нефтяных месторождений, залегающих на значительных глубинах.

Подобная трансформация глинистых минералов имеет: важные последствия в нефтяной геологии. Дело в том, что переход монтмориллонита в гидрослюду сопровождается выделением энергии. Это тепло является дополнительным фактором, ускоряющим созревание рассеянного органического вещества (напомним, что средняя концентрация органического вещества в глинах в несколько раз выше, чем в других распространенных осадочных породах — песчаниках и кар-! бонатах, а многие глины содержат его существенно выше| кларкового уровня) и преобразование его в углеводороды. Последние отделяются от исходного вещества и, выделяясь из

318

МонтморилКаолиСмешано-			Гидро-
лонит	нит	слойные Хлорит	слюда

1000 -

2000 -

3000 -

я

X

S

VO

>>

£

4000 -

5000 -

6000 -

7000

Рис. 6.1. Изменение ассоциации глинистых минералов в мезозойских отложениях Прикаспийской впадины с глубиной (по Б.К. Прошлякову)