Хмелевський В. О.
Особливості стадіального аналізу літогенезу

Мінерали групи смектитів: монтморилоніти, бейделіти та нонтроніти. Стадіальні перетворення глинистих мінералів

Глинисті мінерали

Виявити стадіальні перетворення глинистих мінералів набагато складніше, ніж більшості інших через малі розміри. Водночас ігнорувати їх неприпустимо, тому що ці мінерали належать до найбільш поширених компонентів осадових порід. Крім того, як тепер з’ясовано, вони є особливо чутливими індикаторами умов седиментота літогенезу. Їхні властивості, такі як ізоморфізм, політипія та інші особливості складу й будови кристалічних ґраток, дають цінну стадіальну інформацію. Однак отримати її практично неможливо, якщо застосовувати тільки методи оптичної мікроскопії і не поєднувати їх з тонкими (прецизійними) фізичними та хімічними дослідженнями. Тут необхідно виконувати комплекс спостережень на кристалохімічному і навіть на молекулярному рівнях (рентгенографічні, електронографічні та ін.).

Мінерали групи смектитів

Мінерали групи смектитів особливо цікаві тим, що для них характерна легкість трансформацій, невизначеність та ефемерність кристалічної структури, яка чутливо реагує на найменші зміни навколишнього середовища. “…Вони часто є тою первинною кристалічною фазою, з перетворенням якої починається історія виникнення цілої групи породоутворювальних мінералів” (В. Дріц, А. Косовська, 1990).

Смектити є майже всюди в осадовому чохлі континентів та океанів. Вони представлені великою кількістю різновидів, які відрізняються один від одного формульним складом і деталями структурно-кристалохімічних характеристик. Повне зведення про них та кристалохімічна класифікація відображені у монографії В. Дріца та А. Косовської, коротку інформацію з якої наведено нижче.

Як відомо, загальною властивістю цієї групи мінералів є їхня здатність до внутрішньокристалічного набухання під час змочування. Молекули води разом з обмінними катіонами здатні легко проникати у міжшарові проміжки кристалічної ґратки смектитів, розсуваючи пакети силікатних шарів, які не мають між собою таких міцних зв’язків, які властиві іншим глинистим мінералам.

Кожний пакет силікатних шарів складається з комбінації двох тетраедричних ґраток та однієї проміжної між ними октаедричної. У кожній з них на вершинах містяться загальні з сусідніми сітками аніони кисню або гідроксильної групи. У середині тетраедрів розташовано по одному катіону кремнію (місцями ізоморфно заміщеного алюмінієм). У середині октаедра може бути катіон алюмінію або тривалентного заліза. У цьому випадку електричні заряди сітки збалансовані за умови “заселення” катіонами тільки двох октаедричних позицій з трьох можливих (кожний третій октаедр залишається без катіона). Таку групу мінералів називають діоктаедричними. Якщо ж октаедричні сітки заповнені двовалентними катіонами, головно магнію або заліза, то ці мінерали називають триоктаедричними.

Розподіл на діта триоктаедричні відміни властивий не тільки смектитам, а й будь-яким шаруватим силікатам з тришаровою будовою кристалічної ґратки, за типом 2:1 (з двома тетраедричними шарами та проміжним октаедричним).

Що стосується смектитів, то в осадових відкладах переважають їхні діоктаедричні відміни. Триоктаедричні смектити донедавна до породоутворювальних не зачисляли, однак недавні відомості спонукали переглянути цю тезу. Виявилося, що вони досить поширені в продуктах гідротермальногальміролітичного перетворення базальтоїдів океанічного дна. Крім того, одержано відомості, що триоктаедричні магнезіальні смектити характерні для осадів високомінералізованих евапоритових комплексів – таких, як озера содового типу західних штатів США та Східної Африки. Отже, ці мінерали полігенетичні.

Діоктаедричні смектити ще більше полігенетичні. Їх можна виявити в корах звітрювання, у ґрунтах, в осадах озер, морів, океанів і серед продуктів наземних та підводних гідротерм. В. Дріц та А. Косовська все це узагальнили та дійшли висновку, що для материкових блоків земної кори найбільш характерні Al та Al-Fe-смектити; для пелагіалі осадового шару океанів – Fe3+-Al-смектити (формування яких пов’язують з розкладанням базальтової кластики); для металоносних осадів рифтових областей морів та океанів – нонтроніти, або високозалізисті Fe3+-cмектити.

Запропонована кристалохімічна класифікація смектитів ґрунтується на двох параметрах:

  1. шаровому заряді
  2. ступені залізистості.

Перш ніж з’ясувати це, нагадаємо, що в складі діоктаедричних різновидів смектитів виділяють:

  • власне монтморилоніти,
  • бейделіти
  • нонтроніти.

Узагальнена формула монтморилоніту така:

mx+ SiAl2-x (Fe2+, Mg)x O10 (OH)2 nH2O,

де m – одновалентні катіони.

З цієї формули випливає, що всі тетраедри заселені кремнієм, а в октаедрах частина тривалентного алюмінію ізоморфно заміщена двовалентними катіонами заліза або магнію. Отже, порушується баланс кристалічних зарядів (він урівноважений обмінним міжшаровим катіоном М+) і негативний заряд у цьому разі зосереджений в октаедричних сітках.

На відміну від монтморилоніту, у бейделіті та нонтроніті негативні заряди зосереджені в тетраедричних сітках унаслідок часткових заміщень чотиривалентного кремнезему на тривалентний алюміній. В ідеалізованому вигляді їхні формули такі:

mx(Si4-xAlx) AlO10 (OH)nH2O;
mx(Si4-xAlx) Fe3+O10 (OH)nH2O.

Усі перелічені мінерали розділені на дві групи: низькота високозарядні, у назвах зазначають тільки високозарядні різновиди (у яких загальний шаровий заряд на половину комірки перевищує 0,5 валентної одиниці), наприклад, “високозарядний монтморилоніт”.

Другий класифікаційний параметр – ступінь залізистості Z, який дорівнює вмісту Fe3+ в октаедричних позиціях кристалічної структури. Залежно від цього значення всі діоктаедричні смектити також розділені на дві великі групи:

  • монтморилоніти і бейделіти, з одного боку (у них Z < 1,2),
  • і нонтроніти, – з іншого (Z > 1,5).

Відповідно, групу монтморилонітів та бейделітів поділяють на три підгрупи:

  • алюмінієву (Z < 0,25),
  • алюміній-залізисту (0,25 < Z < 0,5) та
  • залізисто-алюмінієву, або високозалізисту (0,5 < Z < 1,0).

Представників першої групи запропоновано називати власне монтморилонітами і бейделітами, представників другої – Al-Fe3+-монтморилонітами, третьої – Fe3+-Al-монтморилонітами і Fe3+-Al-бейделітами.

Нонтронітові мінерали, на відміну від попередніх, збіднені октаедричними катіонами алюмінію. Тому серед них виділено підгрупи, передусім, залежно від загального шарового заряду. У випадках, коли заряд локалізований в октаедрах, відповідні різновиди пропонували називати тетракремнійнонтроніт або високозарядний тетракремнійнонтроніт (залізисті аналоги монтморилонітів та високозарядних монтморилонітів). Якщо заряд концентрувався в тетраедрах унаслідок заміщення Sі на Al, то виділяли власне нонтроніти (залізисті аналоги бейделітів). Якщо ж тетраедричний заряд зумовлений заміщенням Si на Fe3+, то таку різницю називали тетраферинонтронітом.

Виявилося, що всі перечислені різновиди смектитів у сучасних осадах підпорядковані певному фаціальному контролю. Перш за все, склад їхніх октаедричних катіонів багато в чому визначений складом вихідної породи або вихідного мінералу-донора. Наприклад, за даними В. Дріц та А. Косовської, наведено перерахунки формул смектитів, які виникли з різних мінералів у корі звітрювання докембрійських гнейсів острова Ольхон на Байкалі. Виявилося, що за однакових умов плагіоклази були заміщені монтморилонітом, а амфіболи – тетраферинонтронітом. Успадкування кристалохімічних характеристик смектитів складу материнських порід наведено на прикладі профілів звітрювання тропічних ґрунтів Африки: по граніту розвивався смектит (Si3,59Al0,42)(Al1,33Fe3+0,49Mg0,21), а з базальту – (Si3,11Al0,89)(Al0,95Fe3+0,81Mg0,28).

Інша важлива закономірність полягає в тому, що розподіл та значення заряду 2:1 шарів у структурі мінералу залежить від рН середовища і температури їхнього утворення.

Усі смектити (вони антагоністи до мінералів каолінітової групи) під час формування віддають перевагу лужному середовищу, однак лужність, сприятлива для зазначених вище різновидів, неоднакова. Монтморилоніти, які вміщують у тетраедрах винятково катіони Si, формувалися за умов, більше наближених до кислих, порівняно з іншими смектитами. Як приклад А. Косовська наводить монтморилонітові глини мезозойської вугленосної товщі Якутії та гідротермального родовища Камчатки, де вони тісно асоціювали з каоліновими глинами. У кожній з названих ситуацій вихідна речовина для монтморилоніту та каолініту була однакова, однак змінювалися значення рН та промивний режим мінералоутворювального середовища.

Незаміщення Si та Al у тетраедричних позиціях у цьому випадку пояснювали наявністю такого ступеня кислотності середовища, за якого катіони алюмінію з огляду на його амфотерні можливості могли заселяти тільки октаедричні позиції кристалічної структури. Тому низькозарядні монтморилоніти відповідають крайньому “кислому” члену Al-смектитів і їх можна розглядати як своєрідні попередники каолінітів, формування яких відбувалося зі зростанням кислотності середовища (В. Дріц, А. Косовська).

На прикладах вивчення тропічних ґрунтів доведено, що в групі Al-Fe та Fe-Al-смектитів особливо чітко виявляється залежність значення тетраедричного заряду від фізико-хімічних умов навколишнього середовища, які змінюються. Зокрема, ступінь заміщення Si на Al зростав у міру переходів від бурих еотрофних ґрунтів, що інтенсивно промиваються, до застійних солодизованих солончаків, які слабко промиваються, де монтморилоніти були замінені бейделітами.

Подібні приклади чутливого реагування на зміни рН можна знайти стосовно іншої групи – нонтронітів. Серед них є звичними мінералами з високим тетраедричним зарядом, різновид різнозарядних тетракремнієвих нонтронітів виявився характерним для седиментаційно-гідротермальних осадів Червоного моря. Відсутність заміщення Si на Al у цьому випадку пов’язували з порівняно кислим характером мінералоутворювальних розчинів (рН = 5,5). З підвищенням рН до 6,5 такі заміщення відбуваються та формуються звичайні нонтроніти.

Окрім заряду та ступеня залізистості, до індикаторних ознак цих мінералів належить склад міжшарових (обмінних) катіонів. Наприклад, океанічним смектитам властивий підвищений вміст міжшарового кальцію та натрію, що також характерні для смектитів на континентальних блоках земної кори.

З цих прикладів випливає, що смектити можна зачисляти до найчутливіших індикаторів умов седиментації та складу вихідної речовини. Однак такий висновок правильний тільки щодо слабко змінених постседиментаційними процесами відкладів. Легкість їхнього перетворення з підвищенням температури та ступеня мінералізації порових розчинів суттєво ускладнює описані вище закономірності на стадії катагенезу.

Кристалічна структура цього мінералу легко трансформується в разі термобаричних та гідрохімічних умов у басейні породоутворення. Значну інформацію про трансформації, які посилюються в міру занурення порід, дало нафторозшукове буріння в платформних та крайових прогинах. Виявилося, що, зазвичай, на глибині понад 1,5-2,0 км у смектитах теригенних порід помітно активізується ізоморфне заміщення деякої частини тетраедричного кремнезему на глинозем з урівноваженням дефіциту позитивних зарядів, який виник у цьому разі в кристалічній ґратці, та привнесенням у міжшарові проміжки катіонів калію, магнію та ін. Такий процес приводить до перетворення смектиту в новий мінерал з групи слюд або хлоритів. Він відбувається через проміжні, або змішаношарові, утворення. У цих утвореннях кристалічна ґратка складена пакетами різного складу, які чергуються, – смектитового та слюдяного (або хлоритового). Зверху вниз по розрізу, зазвичай, на декілька сотень метрів, однак нерідко до 2-3 км простежується послідовне зменшення частоти появи смектитових пакетів аж до повного їх зникнення.

Про універсальність цього явища зазначали В. Шутов, В. Дріц (1991) і В. Сахаров (1969). Вони провели його доскональні дослідження в безперервному розрізі потужністю понад 4 км вугленосної формації карбонового віку Карагандинського басейну – у тектонічній структурі, яка тривалий час безперервно прогиналася без суттєвих інверсійних перебудов. З того часу принципово ті самі дані, які не залежать від віку та місцезнаходження порід, однак розрізняються лише інтервалами абсолютних глибин їхнього занурення, одержані багатьма літологами – Н. Логвиненком, І. Зхусом (1979), Г. Карповою (1972), З. Кривошеєвою (1977), Дж. Берстом, М. Пауерсом, Дж. Хауером та ін.

Уважалося, що головний активізатор цього процесу – це температура, яка є найбільш сприятливою для його початку в діапазоні від 60 до 120 °С. Потім з’ясували, що на швидкість трансформації, крім температури, впливають інші чинники: геотермальний градієнт, вік породи, склад її уламкових мінералів, органічних речовин, флюїдів та ін. Наголосимо на важливій ролі складу уламкових компонентів у породі, яка вміщує смектити, та в сусідніх з нею пластах. На конкретних об’єктах доведено, що такі мінерали, як польові шпати, були головними постачальниками калію й алюмінію (вони вилучалися в процесі корозії, “внутрішньошарового розчинення”). А фемічні мінерали – рогові обманки, піроксени, епідоти, а також базальтова гіалокластика були основними постачальниками магнію та заліза. І справді, масову гідрослюдизацію смектитом фіксували в товщах порід аркозового складу, а хлоритизацію – у товщах вулканоміктово-граувакових. В окремих випадках спектр кластогенних компонентів був бідним, процес трансформації смектитів мав незавершений характер поза залежністю від глибин їхнього залягання і температурних дій.

Переконливі докази, які ще раз підтвердили зазначене вище, дали комплексні дослідження Дж. Хайера зі співавт. (1976) на свердловині, що розкрила на глибині до 6 км безперервний розріз порід міоценового та олігоценового віку в затоці Куост шт. Техас у США. Учені з’ясували, що джерело привнесення теригенної речовини в басейн седиментації за всі згадані періоди було єдиним, унаслідок чого вихідні мінералогічні та хімічні склади взірців досліджуваних порід виявилися стабільними. Це дуже важливо для підтвердження коректності висновку стосовно того, що глибинні зміни глинистої речовини не були зумовлені змінами складу кластичного матеріалу, який привносився в басейн.

Методом рентгенівської дифракції доведено, що концентрація шарів, які розбухають, у пелітових фракціях зменшилася з 80% на рівні 1000-2000 м до 20% на глибинах 3500-3700 м. У тому ж напрямі поступово зникали домішки кальциту, калішпату, альбіту, однак зростав вміст кварцу та хлориту (до 10 %). У цьому разі хімічний склад глин не змінювався, за винятком зменшення кількості СаО, яке пояснюють переходом кальцію в розчин. Звідси зроблено висновок, що процес гідрослюдизації (ілітизації) смектиту був ізохімічним і відбувався в майже закритій системі, де рухомими були головно Н2О, СО2 і Na2О. За даними хімічних аналізів взірців з фракції розміром до 0,1 мкм, яка представлена іліт-смектитом, зафіксовано в міру заглиблення неухильне зростання вмісту К2О (від 2 до 5 %) та Al2O3 (від 25 до 29 %) паралельно з деяким зменшенням кількості SiO2, MgO, Fe2O3.

Автори цього дослідження доводили, що процес ілітизації був твердофазовим, який відбувався за схемою

смектит + К + Al → іліт + Si + Mg (i Fe).

Другорядними продуктами стали аутигенний кварц та хлорит. Це відповідало інтервалу температур від 95 до 175°С. Збереження до 20% фази, яка розбухає, у таких умовах пов’язували з тим, що в конкретно дослідженій формації був вичерпаний ресурс катіонів калію і для його поповнення необхідний або довший час, або ще більший підігрів.

Цікавий ще один доказ Дж. Хауера зі співавт. на користь версії про постседиментаційність механізму гідрослюдизації. Цей доказ ґрунтувався на окремих аналізах вмісту радіогенного аргону в породі та її тонких фракціях. В інтервалі глибин 1880-3700 м уявний K/Ar-вік взірців з глинистих сланців зменшувався зі 150 до 75 млн років. Це зменшення пов’язане з утратою радіогенного Ar в грубих фракціях породи, яке відбувається не через температурну дегазацію, а тому, що вміст Ar у тонких фракціях закономірно зростає з глибиною. Ці дані можна розглядати як непряме підтвердження того, що джерелом К для ілітових шарів в іліт-смектитах є калієві польові шпати та біотити. Зростання в тонких фракціях радіогенного Ar з глибиною свідчить про те, що середній час занурення вивчених порід дорівнював майже 18 млн років. Проте за історико-геологічними даними час поховання досліджених порід перевищував 18 млн років. Звідси зроблено висновок, що процес ілітизації почався після закінчення процесу седиментації і, отже, належав повністю до стадії катагенезу.

Другорядними продуктами гідрослюдизації (і хлоритизації) смектитів повсюди є масові виділення вільної води і SiO2; можливий також перехід у розчин кальцію, якщо тільки він з початку входив до складу обмінних катіонів. Масштаби виділення цих речовин можуть виявитися грандіозними. Наприклад, В. Холодов, який спирався на дані Дж. Берста про те, що на стадії перетворення монтморилоніту в гідрослюду модифікації 2М1 кількість вільної води досягає 10-15% від початкового об’єму осаду, підрахував, що з кожного 1 м чистої глини третинного віку в Східному Передкавказзі вивільнялося майже 230-250 кг Н2О. Це сприяє виникненню зон аномально високих пластових тисків флюїдів (там, де в розрізі переважають глинисті породи над пісковиками або карбонатними породами), а ті, відповідно, можуть привести до формування таких вторинних текстур, як нептунічні дайки, постседиментаційні брекчії, шви флюїдорозриву та ін. Крім того, якщо врахувати велику сорбційну здатність глинистих мінералів стосовно багатьох елементів-домішок і перегрівання води, яка виділялася, то можна припустити потенційні можливості новоутворених водних систем бути носіями рудних компонентів.

Отже, прецизійні дослідження смектитів і продуктів їхніх трансформацій можуть дати цінну інформацію про умови та стадії літогенезу в давньому осадовому басейні. Навіть звичайна рентгенодифрактометрія може виявити рівень заміни цих мінералів змішаношаруватими й іншими утвореннями в геологічному розрізі. Часто цей рівень приблизно відповідає перехідній зоні між слабким (початковим) та глибоким (пізнім) катагенезом. Вона виділяється в підстадію середнього (посиленого) катагенезу осадових порід.

Останнє твердження потрібно приймати з деякими застереженнями. Насправді рівень гідрослюдизації (або хлоритизації) смектитів має “ковзні”, не витримані в розрізі осадової формації, межі. Він може мігрувати вверх чи вниз під впливом перелічених вище чинників. Наведемо ще один приклад.

У 1962 р. А. Косовська визначила: гідрослюдизація монтморилоніту в досить реакційноздатному середовищі міжзернового простору піщаних порід значно випереджає такий же процес, який відбувається в прошарках однорідного глинистого складу.

Пізніше І. Зхус (1979) довів, що цей процес може активізуватися і під впливом гідрогенізації розсіяної в породі органічної речовини. Адже гідрогенізація розсіяної органічної речовини відбувається частіше завдяки водню, який надходить з навколишнього середовища. Зниження концентрації водних іонів неминуче приведе до підвищення рН. У лужному середовищі значно зростає рухомість кремнезему, отже, підвищується вірогідність вилучення йонів Si4+ з тетраедричних позицій кристалічної ґратки монтморилоніту та заміщення їх менш рухомими йонами Al3+. Подальший хід гідрослюдизації залежить тільки від наявності в розчинах катіона К+.

У відкладах, первісно збіднених розсіяною органічною речовиною, трансформації монтморилоніту можуть сповільнитися та відбутися по розрізу порівняно з іншими породами. Зокрема, це дає змогу зрозуміти, чому в глинах, які були сформовані діагенетичною переробкою попільного вулканічного матеріалу, трансформації смектитів були досить млявими. Наприклад, у Вілюйській синеклізі нафторозшуковими свердловинами розкрито монтморилонітові нижньотріасові товщі (мономська і таганджинська світи) на глибинах 4,5-5,0 км, тобто там, де всі інші породи мають явні ознаки глибокого катагенезу. У цементі піщаних шарів з інших світ на тих самих глибинах від смектиту залишалися ледь помітні релікти (О. Япаскурт, 1989).

За уявленнями І. Зхуса це спостереження отримує достатнє пояснення. У нашому випадку глинисті пачки, які вміщують монтморилоніт, – це вулканогенно-осадові відклади (що підтверджено оптичними й електронно-мікроскопічними спостереженнями, які дали змогу виявити там сліди скалок вулканічного скла). Утворені з пірокластичного матеріалу, який в геологічних масштабах нагромадився миттєво, ці осади практично не містили розсіяної органічної речовини, що сприяло консервації монтморилоніту. Важливу роль могли відігравати також великі потужності мономської та таганджинсьої світ (багато десятків метрів), тому що в таких однорідних за складом товщах глин фільтрація розчинів досить утруднена. А без неї неможливі трансформації. Звідси очевидна важливість урахування загальногеологічних умов та співвідношень зі всіма іншими мінеральними компонентами порід у ході стадіальних досліджень.

Тут логічно підходимо до потреби розгляду іншої групи глинистих мінералів.

Скачати повну версію книжки (з малюнками, картами, схемами і таблицями) одним файлом
При копіюванні інформації обов'язкові прямі посилання на сторінки сайту.
Всі книги та статті є власністю їхніх авторів та служать виключно для ознайомлення.