Литология. Кн. 2 - Фролов В.Т.
ISBN 5—211—02383—8
Скачать (прямая ссылка):
Глауконит формируется на окислительно-восстановительном геохимическом барьере — в верхней части восстановительной зоны (при слабовосстановительных условиях) на границе с окислительной и вблизи поверхности осадков (поэтому он всегда доступен для перемыва). Термодинамически узкая (0,5 м или тоньше) зона глауконитообразования — открытая по отношению к морской воде и биосу система, и окислительно-восстановительная граница поддерживается интенсивно идущими редукционными процессами, в которых одну из главных ролей играют бактерии и другие низшие организмы (Фролов, 1984).
В более восстановительных условиях формируются шамозиты (Porrenga, 1967), тюрингиты и другие глинистые минералы с Fe2+. Зона их образования подстилает глауконитовую в разрезе донных осадков или фациально сменяет по простиранию в сторону лагунного пояса, где благодаря- обилию OB восстановительные процессы более интенсивны.
Общее условие эффективности элювиальных процессов гли-нообразования — стабильность функционирования динамического равновесия в формирующейся коре, т. е. «фактор времени».
Механогенные глины формируются на всем фациальном профиле от водоразделов с корами выветривания или сложенных тлиносодержащими коренными породами до самых глубоких де-
прессий океанов, преимущественно в тиховодных ловушках, но с ясной тенденцией перемещения на все более низкие отметки и во все менее динамичные обстановки. Наибольшие массы глин накапливаются в трех поясах — озерном, лагунном и батиальном, у подножия континентального склона.
12.7.4. СТАДИАЛЬНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ И ГЛИНООБРАЗОВАНИЕ
Глинистые минералы и породы образуются и изменяются и в постседиментационные стадии, начиная с сингенеза и диагенеза и кончая метагенезом (Кобранова, 1962; Логвиненко, 1968; Jones, 1944), но масштабы по сравнению с гипергенезом и се-диментогенезом значительно меньшие.
В стадию диагенеза происходят деградация глауконита (см. гл. 3), некоторое преобразование терригенных слюд, начинается образование аутигенного каолинита и других филлосиликатов в порах песчаников, витрокластические туфы преобразуются в смектиты или каолиниты, хотя возможности для этого меньшие по сравнению с гипергенезом и ранним катагенезом.
Катагенез, особенно ранний, более продуктивен для образования глинистых минералов, чем диагенез, если из последнего исключить сингенез — гальмиролиз. Условия раннего катагенеза во многом аналогичны влажным тропикам: высокие температуры (30—7O0C и выше), большая влажность, обусловленная высокой начальной пористостью (больше 50%), и геологическое время. Поэтому интенсивно идет глинизация полевых шпатов и других силикатов, силикатных лито- и витрокластов, наиболее неравновесных к новым условиям (см. гл. 3). По существу, это вторая фаза выветривания, но уже глубинного. Каолинит в порах песчаников в основном образуется в раннем катагенезе.
Поздний катагенез для глинистых пород означает превращение размокающих глин в аргиллиты, т. е. их окаменение (потеря пластичности и способности размокать). Заметны и агра-дационные изменения глинистых минералов: увеличение слюдистой составляющей смешанослойных образований, упорядочение кристаллической структуры и состава, уменьшение желе-зистости глауконитов и увеличение магнезиальности железо-магнезиальных хлоритов, исчезновение шамозитов, превращающихся в хлориты, начало исчезновения каолинита, вероятно, превращающегося в хлориты (при наличии Mg и Fe) и в серицит (при наличии Al), упорядочение структуры гидромусковита политипа 1М, превращение его в политип 2M1 и в мусковит.
Метагенез ознаменован более глубокими преобразованиями глинистых пород и цемента песчаников. Уже на стадии позднего катагенеза глинистый цемент песчаников перекристаллизовы-вается, а на стадии метагенеза перекристаллизация усиливается ш продолжает опережать перекристаллизацию глинистых пород,
которая в целом опережает преобразования обломочного каркаса песчаников. Ассоциация глинистых минералов упрощается в направлении гидрослюдизации и хлоритизации, развиваются сланцеватость, кливаж течения, аргиллиты превращаются в глинистые сланцы. Для них характерны ассоциации упорядоченной гидрослюды мусковитового типа — серицита и триокта-эдрического. железомагнезиального хлорита, пирофиллита и кварца, развитие стильпномелана, парагонита и гюмбелита (Карпова, 1983, с. 126). Таким образом, в результате трансформации глинистых минералов глинистых пород при их метамор-физации возникают фактически новые петротипы — глинистые-сланцы разного минерального состава — с преобладанием серицита или хлорита. Это не только петрографический, но и геологический факт, документирующий региональную смену режима температуры, давления и обусловливающего их тектонического режима.
Сходные изменения могут быть и локальными, интересный пример чего приводит Г. В. Карпова (1983, с. 127). За счет гидротермального подъема нагретого флюидного вещества нефтегазовых месторождений по разрывам в зоне куполов глинистое вещество превращается в диккит и кварц.
Более глубокие преобразования глинистых пород — превращение их в пирофиллитовые, фенгитовые и мусковитовые сланцы и филлиты с хлоритом, альбитом, эпидотом — наступают при метаморфизме низшей стадии — «фации зеленых сланцев», точнее, ее хлорит-серицитовой (мусковитовой) субстадии (или «субфации»).
