Цеоліти та їх стадіальні перетворення. Цеолітові асоціації. Філіпсит, клиноптилоліт, шабазит, еріоніт, морденіт, анальцим, натроліт, ломонтит, гейландит

Мінерали цієї групи належать до найбільш інформативних для стадіальних побудов, та наявні вони далеко не всюди. Однак численні праці дослідників засвідчують, що поширеність осадових цеолітів у природі набагато більша, ніж уважали раніше. Оптичні ознаки, дрібноагрегатність та зовнішня схожість з криптозернистими агрегатами кремнезему та польовими шпатами – усе це призводило до того, що геологи-виробничники часто не помічали їх у багатьох осадах та породах. Уважали (і тепер уважають): якщо знайшли цеоліти, то необхідно шукати камуфльовану в осаді пірокластику, з якої вони формуються. Проте є багато прикладів того, як ці мінерали розвивалися без зв’язку з вулканізмом, зокрема, нижньокрейдова вугленосна формація Приверхоянського крайового прогину. У цьому прогині цеоліти, які породжені сприятливим поєднанням початкового складу кластогенної речовини (середні аркози), певних фаціальних умов седиментації та постседиментаційних умов, розвинуті там, де немає вулканокластики. Перш ніж описати це, коротко схарактеризуємо своєрідність цих мінералів.

Цеоліти належать до класу алюмосилікатів, а за структурою і хімічним складом наближені до польових шпатів. Однак вони відрізняються своєрідною, тільки їм властивою структурою каркаса кристалічних ґраток. Це об’ємний каркас з кремнета алюмокисневих тетраедричних угруповань, які взаємопов’язані через загальні атоми кисню або через проміжні катіони Na⁺, Сa²⁺, К⁺та ін. Ці частинки згруповані так, що весь каркас стає пронизаною системою канальців, через які легко потрапляють молекули “цеолітової води”, і так само легко ці молекули виходять (наприклад, під час нагрівання), практично не змінюючи нічого в самій ґратці мінералу. Завдяки властивості поглинати та віддавати воду ці мінерали й отримали назву (від гр. zeo – кипіти, та litos – камінь).

Звичайно ж, така структура цеолітів не може не відреагувати на зміни термобаричних параметрів у літогенезі. І це справді так. Проте для дослідника все ускладнене тим, що первісно цеоліти полігенетичні: у їхньому складі є седиментогенні, діагенетичні, ранньота пізньокатагенетичні, ранньометаморфічні та гідротермінальні утворення. З’ясувати їхній генезис не завжди просто. Генетичну типізацію цеолітів стратифікованих формацій схарактеризовано у статті А. Косовської “Генетичні типи цеолітів стратифікованих формацій” (1975), де описано шість генетичних типів цеолітових асоціацій (“цеолітових фацій”) і розглянуто роль чинників, які контролюють цеолітоутворення в кожному такому типі. Коротко їх перерахуємо:

сучасних і давніх океанічних осадів
високомінералізованих лужних озер
власне осадових утворень
регіонального епігенезу і початкового метаморфізму
гідротермального метаморфізму
магматичних порід океанічного дна

Цеолітова асоціація сучасних і давніх океанічних осадів

Для цеолітової асоціації сучасних і давніх океанічних осадів характерне масове поширення двох мінеральних видів – філіпситу та клиноптилоліту. Вони поширені настільки, що багато дослідників виділяє “цеолітові глини” як один з фаціальних типів пелагічних осадів. У їхньому складі панує суттєво калій-кальцієвий цеоліт – філіпсит. Він становить майже 70 %, тобто є породоутворювальним мінералом. У тісному парагенезисі з ним перебуває аутигенний монтморилоніт, який утворюється, на думку багатьох дослідників, унаслідок підводної палагонітизації базальтових туфів.

Матеріали глибоководного буріння океанів засвідчили, що філіпсит наявний в осадах сучасного і третинного віку до глибин 150-200 м під поверхнею дна. У глибших горизонтах (в осадах еоцену та крейди) всюди розвинутий натрієвий цеоліт – клиноптилоліт у вигляді розсіяних або глобулярнодрузових скупчень у складі червоних глин. Іноді цей мінерал заміщує черепашки радіолярій. У сучасних осадах він рідкісний, за винятком лише зон із гідротермальних змін, де клиноптилоліт трапляється у жовноподібних утвореннях разом з палигорськітом та сепіолітом.

Глобальну вертикальну стратифікацію: філіпсит (зверху) – клиноптилоліт (знизу) А. Косовська пояснює процесами океанічного епігенезу, тобто катагенезу в нашому розумінні цього терміна. Механізм постседиментаційних перетворень такий: оскільки в клиноптилоліті значно більше Si і значно менше Al, Na, K, Ca, ніж у філіпситі, то можна припустити, що в процесі епігенезу відбувається перебудова структури цеоліту з використанням біогенного кремнезему та заміщенням ним частини Al в тетраедрах алюмокремнієвого кістяка, що супроводжувалося вивільненням відповідної кількості катіонів, які компенсували залишковий негативний заряд. У цьому випадку таблитчасті кристали клиноптилоліту можна розглядати як релікти філіпситу, частково зруйновані, а частково метасоматично заміщені клиноптилолітом. Поряд з цим поглядом висловлювали й інший, за яким виникнення двох різних видів цеолітів пояснюють різницями у вихідному складі пірокластики в осадах унаслідок того, що від мезозою до теперішнього часу певним чином еволюціонував хімізм продуктів підводного та острівнодугового вулканізму.

Цеолітова асоціація високомінералізованих лужних озер

Цеолітова асоціація високомінералізованих лужних озер охоплює філіпсит, клиноптилоліт, а також шабазит, еріоніт, морденіт та анальцим; менше – натроліт. Разом з переліченими цеолітами наявні аутигенні калієві польові шпати, карбонати, сода, іноді бурсит, давсоніт та інші мінерали. Їм всім властива різноманітність мінеральних сполучень залежно від ландшафтних умов.

Характерна особливість цієї асоціації – її концентрично-зональний розподіл на дні басейну седиментації, який відображає наростання концентрації придонних та породних розчинів у напрямі від узбережжя до центру басейну. У прибережних осадах переважають туфи з незміненим вулканічним склом та монтморилонітом, які з віддаленням від берега поступово цеолітизуються з появою клиноптилоліту, філіпситу й інших цеолітів. Очевидно, тут, як і в попередній асоціації, філіпсит утворюється в ранній стадії з алюмосилікатного гелю і пізніше його заміщує клиноптилоліт. Багато дослідників (Р. Шепард, Дж. А. Гуд, Р. Л. Хей, А. Косовська та ін.) обґрунтовує існування такого стадійного ряду:

вулканічне скло → алюмосилікатний гель → філіпсит → клиноптилоліт → анальцим + калішпати

Індикаторами підвищеної лужності палеобасейну вважають еріоніт і шабазит, які не трапляються у великій кількості в усіх інших типах відкладів.

Цеолітові асоціації власне осадових утворень

Цеолітові асоціації власне осадових утворень (з камуфльованою пірокластикою) дуже поширені в теригенних і теригенно-хемогенних відкладах без явних ознак участі вулканічного матеріалу. Окремо кожна з них має бідний склад цеолітів (один-два види). Зазвичай, панує один з мінералів (анальцим, клиноптилоліт, гейландит та ін.). Вони описані в осадових формаціях крейди Східноєвропейської, Сибірської платформ та Приверхоянського прогину, у пермських червоноколірних товщах Приуралля та ін.

Дослідники, які вивчали їх, дійшли висновку, що конкретний видовий склад цеолітів і ступінь насиченості порід ними контрольовані певними фаціально-кліматичними умовами седиментота діагенезу. І обов’язковими умовами синтезу цих мінералів були більш-менш лужне (принаймні, нейтральне) геохімічне середовище та наявність свіжого алюмосилікатного матеріалу. Таким матеріалом, зокрема, є середні аркози у крейдяній вугленосній формації Приверхоянського прогину – породи, у яких дуже багато кластогенних натрій-кальцієвих плагіоклазів та інших кальцієвмісних мінералів (епідотів, рогових обманок, гранатів).

Якщо ж звернутися до ширших регіональних узагальнень, то намічається певний фаціальний ряд у порядку зростання рН середовища седиментації та діагенезу.

Вугленосним відкладам гумідного клімату відповідають Са-цеоліти – десмін, епістильбіт або кальцієвий гейландит;
нормальноморським відкладам відповідають Са-Na-K-цеоліти – головно клиноптилоліт;
червоноколірним формаціям аридного клімату – Na-цеоліти – анальцим.

Цеолітові асоціації регіонального епігенезу і початкового метаморфізму

Цеолітові асоціації регіонального епігенезу (або катагенезу) і початкового метаморфізму продовжують попередні, оскільки відображають закономірну вертикальну зональність у замінах різних видів цеолітів зверху вниз по розрізу (тобто в міру посилення постдіагенетичних перетворень у породах). Класичні описи такої зональності виконані А. Косовською та В. Шутовим ще наприкінці 50-х років ХХ ст. на прикладах вугленосної формації нижньої крейди та юри Приверхоянського прогину, потужність якої місцями перевищувала 4,5-5,0 км.

Там на рівні розрізу глибше 2,0-2,5 км зафіксовано широкий розвиток кальцієвого цеоліту – ломонтиту, який замінив гейландит, що трапляється вище. Ломонтит, зазвичай, міститься в цементі “середніх” аркозових пісковиків, причому не в будь-яких, а тільки в генетичних типах, які вміщують мінімум включень органічної речовини і віддалені від підошви та покрівлі вугільних пластів, тому що кисле геохімічне середовище, породжене перетвореннями органічної речовини, не сприяє цеолітоутворенню. Він перебуває в парагенезисі з аутигенним коренситом, сфеном та кварцом. У деяких шліфах виявлено псевдоморфози ломонтиту по найбільш основних різновидах теригенних плагіоклазів і по амфіболах. З розвитком ломонтиту в крайових ділянках уламків плагіоклазів андезитового ряду простежувалася інтенсивна альбітизація.

Усі ці факти свідчать на користь версії про те, що речовина для синтезу Са-цеоліту була запозичена з теригенних Са-вмісних компонентів: польових шпатів, амфіболів, гранатів та ін. Сам ломонтит недосвідчений петрограф може помилково прийняти за калішпат, оскільки ломонтит має наближені до калішпату оптичні константи, відрізняючись, головно, розмірами та знаком 2V. Наприклад, ломонтит з нижньокрейдяних відкладів правобережжя р. Лени навпроти гирла Вілюю має константи N_g= 1,523 (0,002), N_р= 1,512 (0,002), N_g- N_р= 0,011; с: N_g= 30-40°, видовження позитивне r < υ, кут 2V – від -20 до 30°; чітко простежуються два напрями спайності (майже під прямим кутом). Усюди в нижніх частинах розрізу Приверхоянського прогину в зоні метагенезу цей мінерал зникає. Його заміщують епідот та кальцит пізньої генерації в парагенезисі з аутигенними альбітом, кварцом, хлоритом та серицитом.

Отже, ломонтит у зазначеній вугленосній формації був одним з чутливих індикаторів стадії пізнього (глибокого) катагенезу. Для ранньокатагенетичних перетворень характерні інші кальцієві цеоліти, які вміщували в кристалічних ґратках більше, ніж у ломонтиті, води та кремнезему. Це згаданий вище гейландит, а також десмін та епідесмін.

З підвищенням температур і тиску визначився такий “ряд збезводнювання” цеолітів, зафіксований А. Запорожцевою, Т. Вишневською та П. Глушинським (1963):

гейландит СаО·Al₂O₃·6SiO₂·5-7H₂O,
або десмін Са·Al₂O₃·6-7SiO₂·4-8H₂O →
→ епідесмін СаО·Al₂O₃·6SiO₂·6H₂O →
→ ломонтит СаО·Al₂O₃·4SiO₂·4H₂O →
→ сколецит Al₂O₃·3SiO₂·3H₂O.

Початкові члени цього ряду містилися в пісках та слабко зцементованих пісковиках із зони бурого вугілля на платформній окраїні крайового прогину, а останні – у пісковиках із зони газового та жирного вугілля на прискладчастому крилі того ж прогину. Причому сколецит траплявся зрідка і, зазвичай, глибинно-катагенетичні перетворення порід завершувалися ломонтитом.

У цьому регіоні цеоліти в ряді перетворень порід від катагенезу до метаморфізму трансформувалися і на кінець заміщувалися іншими мінералами. Проте так буває не всюди. Парагенезиси цеолітів можуть бути іншими.

Конкретний ряд цеолітів залежить від вихідного “будівельного матеріалу” – петрофонду тої формації, у якій утворюється літогенетична зональність.

Зокрема, інший, ніж у Приверхоянні, характер має зональність еволюції цеолітів у товщах вулканоміктових граувак. Класичні описи розподілу цих мінералів у потужному розрізі (12 тис. м) вулканогенно-осадових граувак Нової Зеландії навів Д. Кумс. Після його праць виділено та визнано петрографами так звану цеолітову фацію, яка відповідає найнижчому ступеню регіонального метаморфізму. Значний внесок у її вивчення зробили японські геологи М. Утада, А. Інджіма та інші, які визначили зональність будови цеолітовмісних вулканогенно-осадових формацій неогенового, палеогенового та крейдяного віку.

Там виявлено такі зони (зверху вниз):

малозміненого вулканічного скла з опалом;
клиноптилоліту та морденіту з монтморилонітом;
гейландиту та анальциму;
ломонтиту з коренситом та хлоритом;
альбіту, преніту, пумпеліїту з хлоритом;
епідоту з альбітом.

Отже, конкретні види цеолітів залежать від складу петрофонду, а потужності зон – від термічних градієнтів: від 5 км у районах, де градієнт – 20°С/км, до 1,5 км там, де він 40°С/км.

Цеолітова асоціація гідротермального метаморфізму

Цеолітова асоціація гідротермального метаморфізму відрізняється від попередніх, перш за все, тим, що не має чіткої зональності в розподілі мінералів по розрізу (наприклад, ломонтит може траплятися біля поверхні, а вниз по розрізу замінюватися більш гідратованими видами – морденітом, гейландитом, десміном та ін.). Глинисті мінерали, які сполучаються з цеолітами, можуть також розташовуватися в розрізі не в тому “порядку”, який був визначений для зон регіонального катагенезу (наприклад, монтморилоніти можуть бути нижче від зони розвитку коренситів або хлоритів). Причини цієї своєрідності гідротермального мінералоутворення пояснюють так. У разі регіонального епігенезу ми маємо справу з рівноважними системами, де цеоліти – індикатори певних тривалих термодинамічних умов; у випадку гідротермального метаморфізму – зі складною картиною неодноразової дії на породи гідротермальних розчинів з температурами, вмістом та характером розчинених компонентів, які змінюються.

Цеолітова асоціація магматичних порід океанічного дна

Цеолітова асоціація магматичних порід океанічного дна, яка формується в умовах структур розтягання (спредингу та розущільнення речовини), супроводжується появою переважно натрієвих цеолітів, які виникли під час взаємодії розплавів з морською водою. Вона описана дослідниками, які вивчали змінені базальти, долерити та габро в розломних зонах Серединноатлантичного хребта, де японський петролог А. Міясіро виділив її в особливу цеолітову фацію регіонального метаморфізму океанічного субстрату.

Огляд цеолітових асоціацій засвідчує, що немає простого рецепту виявлення індикаторних ознак стадійності літогенезу. Тільки ретельний аналіз заміни в розрізі й на площі розвитку осадової формації не окремих видів, а парагенетичних угруповань усіх мінеральних утворень дає нам змогу в кожному конкретному випадку вирішити питання про те, яку саме генетичну асоціацію маємо.