Хмелевський В. О.
Особливості стадіального аналізу літогенезу

Біотити - триоктаедричні слюди та їх стадіальні перетворення

Триоктаедричні слюди – мінерали з групи біотиту – дуже поширені в складі теригенних домішок багатьох осадів та осадових порід. Вони містяться в пелітовій фракції, тому дуже піддатливі до різних трансформацій, починаючи з різних етапів діагенезу. Те, як ці трансформації відбуваються, можна простежити, спостерігаючи за допомогою звичайного поляризаційного мікроскопа за включеннями більших мінеральних частинок, таких, у яких розміри відповідають алевритовим, піщаним або гравійним фракціям. За новими даними рентгенота електронографії, у пелітових частинках триоктаедричної слюди перетворення відбуваються тими самими способами, що й у великих лусках теригенного біотиту, однак набагато інтенсивніше і швидше. А. Копелійович (1965), А. Косовська та В. Шутов (1975) одними з перших розкрили філогенетичні ряди перетворень теригенного біотиту. Їхні дані, одержані за допомогою оптичних досліджень, згодом повністю підтверджені в працях закордонних літологів та мінералогів, які застосували рентгенографію та електронографію з високою роздільною здатністю приладів. Як приклад стадіальних спостережень ювелірної точності можна навести працю А. Копелійовича про епігенетичні (або катагенетичні в нашому розумінні цього терміна) перетворення теригенних порід рифею, венду та нижнього палеозою Наддністрянщини. От як він описував зміни цього мінералу, які простежено зверху вниз по розрізу (з посиленням ступеня епігенезу – від початкового до глибинного): “У пісковиках та алевролітах змінюється більша частина листочків та лусок біотиту, що є в породі. Листочки біотиту гідратуються та набувають віялоподібних, гармошкоподібних форм і структур “стовпчики монет”. Зміни форми супроводжуються то частковими, то майже повним знебарвленням пластинок, значним ослабленням, а іноді й утратою плеохроїзму, зниженням світлозаломлення та яскравості інтерференційного забарвлення. У гідробіотиті, який виникає, зазвичай залишаються лише релікти вихідного мінералу у вигляді волокон або досить тонких пластинок, більша частина первинного біотиту перетворюється в гідрослюду і вермикуліт. Гідратизація іноді супроводжується виділенням тонких голочок рутилу. У виняткових випадках уздовж пінакоїдальної спайності виникають плівкові скупчення або ж грудочки гідрооксидів заліза, проте, здебільшого, таких виділень нема”.

“Поряд з гідратизацією відбувається заміщення пластинок біотиту й частково гідратованого біотиту агрегатом дисперсних і тонких лусок глинистої речовини, часто зі збереженням початкових форм пластинки, що заміщується. Глиниста речовина, яка псевдоморфозно заміщує біотит, зазвичай має слабкий або помітний плеохроїзм у бурих тонах. Між такого типу повними псевдоморфозами та листочками лише частково зміненого біотиту можна спостерігати різноманітні поступові переходи”.

Якщо біотиту в породі було первісно багато (таке простежується в аркозових пісковиках, які виникли внаслідок руйнування гранітів), то його перетворення приводить до формування аутигенного плівкового або навіть порового гідрослюдисто-хлоритового цементу. Цікаво, що ці перетворення не минають безслідно для сусідніх з біотитом мінералів. Гідратизація біотиту породжує інтенсивне винесення лугів, як наслідок цього – підвищення лужності інтерстиційних розчинів, що, відповідно, сприяє активізації корозії та частковому розчиненню уламкових зерен кварцу і польових шпатів. Конкретні стадіальні спостереження підтвердили цю дедуктивну схему. Зазвичай, зерна перелічених вище мінералів поблизу контакту зі скупченнями лусок зміненого біотиту набувають зубчастого, нерівного огранювання з чіткими корозійними щілинами на їхній поверхні. Усе це сприяє міграції та перевідкладенню в деяких порах SiOу формі опалу, халцедону або криптозернистого агрегату кварцу.

З посиленням катагенетичних перетворень активізуються процеси хлоритизації + гідрослюдизації біотитів. Це докладно описали А. Косовська та В. Шутов у 1955 р. на прикладі стадіальних досліджень потужного (багатокілометрового) верхоянського комплексу відкладів мезозою та верхнього палеозою. Зверху вниз по розрізу комплексу процес змін теригенного біотиту зростав, і щораз рідше у шліфах простежувалися слабко змінені пластинки цього мінералу. Отже, після катагенетичної стадії, у разі глибоких метагенетичних змін біотит практично повністю руйнується. На його місці залишаються релікти у вигляді темних, напівпрозорих скупчень рудної (залізисто-титанистої) тонкодисперсної речовини, іноді з кристаликами сидериту, деколи разом з анатазом або дрібними голчастими новоутвореннями рутилу (нагадаємо, що під час руйнування біотиту з його кристалічної ґратки виносяться катіони заліза і титану). Якщо все це спостерігати в шліфі пісковику, узятого із зони глибокого метагенезу, не виявляючи шліфів аналогічних порід із зон слабших постседиментаційних перетворень, то можна засумніватися, чи то був первісно теригенний біотит, чи ми простежуємо якісь згустки крупнозернистих аутигенних компонентів зовсім іншого генезису. Однак дослідники, які мали змогу хоча б один раз простежити всі стадії руйнування біотиту в середині потужних розрізів однорідних за складом теригенних товщ (таких, наприклад, як відклади крейди, юри, тріасу та пізнього палеозою Західного Верхояння загальною потужністю не менше 15–20 км або відкладів карбону Донецького басейну), зазвичай, легко впізнають сліди, які залишилися на місці зниклих включень цього мінералу. Крім того, часто навіть в одиничному шліфі вдається побачити, як неоднаково руйнуються різні луски біотиту. Їх можна порівняти з листям дерева восени: одні листки вже засохли, а інші тільки ледь зів’яли. Якщо біотиту у вихідному осаді було багато, то в породі, яка пройшла через стадію глибоких катагенетичних перетворень, бувають добре помітні не тільки кінцеві, а й проміжні продукти його часткових змін. Між ними можна знайти перехідні відміни, які засвідчують, що біотит у кінці перетворюється в несхожі на нього аутигенні згустки.

Отже, у процесі прогресивно посилених постдіагенетичних перетворень уламковий біотит під кінець зникає. Його руйнування (або збереження в дуже малих за розмірами реліктах) вважають однією з діагенетичних ознак підстадії глибокого (пізнього) метагенезу, яку в зарубіжній літературі називають анхіметаморфізмом, а в нас іноді – передметаморфізмом.

Цікаво, що з подальшим входженням породи у щораз напруженіші термодинамічні умови на досить певному ступені метаморфізму (у кінці зеленосланцевої стадії) біотит знову відтворюється. Однак цей мінерал має зовсім інші типоморфні властивості порівняно з попереднім.

Метаморфогенний біотит відрізняється перш за все структурними взаємовідношеннями з сусідніми мінеральними частинками. Він утворює вростки в краї кристалів польового шпату або кварцу – елементи лепідобластової структури. Відрізняється яскравим коричнево-бурим забарвленням, дуже контрастним плеохроїзмом і, головно, “свіжістю” вигляду, оскільки не має ознак заміщення його тими аутигенними утвореннями, про які зазначено вище.

Зазначимо, що на трансформації слюд у передметаморфічних стадіях літогенезу значно впливає генетична належність тої породи, у якій ці слюди містяться. Генезисом зумовлені початковий склад глинистого мінералу та склад і структури того середовища, у якому він перебуває. Склад і структура середовища здатні суттєво прискорити або сповільнити темпи трансформацій. Наприклад, у піщаних відкладах, де на міжзернових контактах під впливом нерівномірно розподіленого тиску виникає активне реакційноздатне середовище, глиниста речовина трансформується набагато раніше (вище по розрізу), ніж у шарах однорідного пелітового складу. Наявність органічної речовини та її генетична природа теж активно впливають на характер перетворень глинистої речовини. Докладніше це питання розглянуто в працях Л. Боголюбової та П. Тимофєєва (1966).

Скачати повну версію книжки (з малюнками, картами, схемами і таблицями) одним файлом