Глинистые минералы являются, как известно, одними из наиболее важных индикаторов осадочного процесса, дающих возможность реконструкции физико-химических обстановок среды осадконакопления в различных типах седиментационных бассейнов [Верзилин, 1975; Коссовская, 1980; Гольберт, 1987; Дриц, Коссовская, 1991; и др.]. При благоприятном стечении обстоятельств расшифровка истории их эволюции позволяет также реконструировать последовательные изменения Р-Т-условий на дометаморфической и собственно метаморфической стадиях [Коссовская, 1980].
Вопросы формирования тонкой алюмосиликокластики на палеоводосборах, изменения или неизменения ее минералогического и химического состава при транспортировке, диа-, ката- и метагенезе являются принципальными для рассматриваемых в нашей работе проблем, поэтому мы постарались предпослать анализу фактического материала рассмотрение взглядов и представлений известных отечественных и иностранных специалистов в области изучения глин и глинистых пород, не претендуя, конечно, на абсолютную полноту изложения материала.
Рассматривая классификацию глинистых пород, Н.В. Логвиненко [1984, стр. 152] выделяет среди них две подгруппы. К первой им отнесены глины, а ко второй - аргиллиты и глинистые сланцы. Породы второй группы определяются в одном случае как “... сцементированные и метаморфизованные породы, плотные, с незначительной пористостью ..., плохо размокающие или не размокающие в воде и не обладающие пластичностью”, а в другом к данной характеристике добавляется замечание о наличии сланцеватости, что позволяет им “... легко раскалываться на тонкие плитки толщиной в несколько миллиметров”. По происхождению автор подразделяет все глинистые породы на обломочные и химические, а по обстановкам накопления выделяет морские, лагунные, дельтовые, озерные, речные, водноледниковые и элювиальные. Обломочные глины - суть продукты разрушения и перемещения образований кор выветривания, а также более древних осадочных пород. Хемогенные глины формируются, по представлениям Н.В. Логвиненко, в результате “... химического выветривания кристаллических пород”.
По данным автора, метагенез “... представляет собой глубокие структурно-минералогические преобразования пород ...” (разрядка и выделение наши - А.М. и др.), т.е. и в данном случае, как и при рассмотрении процессов катагенеза, речь в принципе не идет о каких-либо существенных изменениях исходного химического состава глинистых пород.
Разрабатывая глобальную схему образования глинистых минералов, Д.Д. Котельников и А.И. Конюхов [1986, стр. 3] основывались на нескольких принципах, из которых наиболее важными нам представляются следующие: “... 1) унаследованности структурных особенностей глинистых минералов в процессе накопления осадков и последующем изменении сформировавшихся из них пород, а также, в определнной степени, первичных условий среды осадконакопления и протекающих при этом процессов на различных этапах литогенеза; 2) тенденции к структурной упорядоченности минералов при возникновении их в оптимальноых термобарических и геохимических условиях ...”. Авторами показано [Котельников, Конюхов, 1986, стр. 120], что в гумидном климатическом поясе, где основными агентами транспортировки продуктов выветривания с водосборов в области осадконакопления выступают реки, в твердом стоке с континетов преобладает “... материал пелитовой размерности, имеющий, как правило, глинистую природу”. Преобладающими на путях переноса являются процессы механического измельчения и некоторой (начальной) деградации глинистых минералов. Особо также отмечено, что в стратисфере значительный объем “древних толщ” представлен морскими отложениями.
Выполненное Д.Д. Котельниковым и А.И. Конюховым обобщение материалов о генезисе, особенностях транспортировки, седиментации и преобразования глинистых минералов в различных обстановках (климатических, тектонических, палеогеографических и др.) и типах бассейнов показало, что существует ряд факторов, контролирующих особенности распределения глинистых минералов и пород в осадочном чехле. Первым и самым главным фактором является “... характер выветривания в определенных климатических условиях пород с учетом тектонического положения области сноса ... . Так, с гумидным, особенно тропическим, климатом связаны максимальные объемы образования на пенепленизированных территориях глинистого эллювия, тогда как аридные и тем более нивальные климатические условия не способствуют формированию указанных продуктов. ... Особенностью минералообразования в условиях гумидного климата является преобладание среди них диоктаэдрических разновидностей слоистых силикатов. ... аридный климат определяет образование на континенте лишь минералов слоисто-цепочечного типа ... . ... ледовый лиогенез связан, главным образом, с физическим разрушением исходных пород”. Весьма существенную роль играет также гидрохимический тип конечного водоема стока (второй фактор), так как он определяет направленность процессов преобразования аллотигенных глинистых минералов (деградация, аргадация) и характер собственно аутигенеза. Третьим фактором (главным образом для процессов аутигенеза) является, по представлениям указанных авторов, степень проницаемости пород.
Н.В. Логвиненко и Л.В. Орлова [1987, стр. 14] относят глинистые осадки и породы к категории терригенных, т.к., по их мнению, “... обломочные - терригенные глины гораздо шире распространены, чем аутигенные глины”. Авторы подробно характеризуют физико-химические и термодинамические условия различных стадий формирования осадочных пород (седиментогенез, диагенез, ката- и метагенез), но не останавливаются особо на вопросе сохранения или же существенной трансформации исходного химического состава глинистых пород на указанных стадиях. Исходя из резюме авторов [Логвиненко, Орлова, 1987, стр. 141-142] относительно направленности процессов преобразования минералов в осадочном процессе (преобладание в катагенезе явлений перехода катионов в раствор - деградация, а в позднем катагенезе и метагенезе - привнос и закрепление в кристаллических решетках тех же катионов - аградация), можно прийти к выводу об относительно небольших в масштабах осадочных толщ изменениях валового химического состава пород на дометаморфической стадии вообще.
Рассматривая историческую эволюцию глинистых пород, В.Т. Фролов [1993] выделяет для них ряд стадий, на каждой из которых петрографические их свойства существенно отличны. В порядке возрастания степени измененности это: илы глинистые, глины, аргиллиты и глинистые сланцы. Последние определены В.Т. Фроловым как не размокающие в воде породы с вторичной сланцеватой текстурой и лепидобластовой структурой.
Основными источниками вещества для формирования глинистых толщ выступают, по В.Т. Фролову, силикатные породы подвергающиеся выветриванию на континентах, а также ранее накопленные глинистые образования. Собственно глинистые минералы подразделяются автором на синтезированные из природных растворов, метасоматические - результат твердофазного преобразования силикатных минералов в гипергенных и приповерхностных условиях, и трансформационные. Последние формируются как в процессе выветривания, почвообразования и транспортировки (деградация), так и на стадиях ката- и метагенеза (аградация). В количественном соотношении объемы формирующихся в природе трансформационных минералов существенно меньше, нежели объем метасоматических глинистых минералов [Фролов, 1993, стр. 304]. Из всего сказанного можно сделать вполне определенный вывод о значительном преобладании среди глинистых минералов тех из них, что формируются на стадии выветривания на палеоводосборах.
По способам формирования глинистых пород В.Т. Фролов выделяет элювиальные, хемоседиментогенные, механогенные, гидротермальные и интракрустальные глины. Первые слагают собственно коры выветривания, вторые встречаются довольно редко и преимущественно в виде маломощных прослоев, линз, гнезд и т.п. Существенной роли в разрезах морских терригенных толщ, как и глинистые породы первого генетического типа они не играют. Наиболее широко в разрезах стратисферы развиты механогенные глины, образование которых происходит “... в результате переотложения всех других глинистых, обломочных и метаморфических слюдистых пород ...” [Фролов, 1993, стр. 306].
Многие глины, как считает В.Т. Фролов [1993, стр. 311], имеют “... аллотигенную природу, в чем они аналогичны обломочным породам: они формировались из переотложенного и смешанного в путях миграции уже “обломочного” глинистого материала, который неравновесен с условиями места седиментации и, следовательно, не может использоваться для их восстановления. Но как терригенные минералы они документируют петрофонд и климат областей размыва на суше ... дополняя данные по обломочным компонентам”.
Из всего сказанного выше и с учетом наших собственных данных по фациально-палеогеографическим реконструкциям условий формирования рифейско-вендских осадочных ассоциаций Башкирского мегантиклинория [Гареев, 1989 и др.; Крупенин, 1983, 1986, 1999; Маслов, 1988, 1993, 1997а, 1997б; Маслов и др., 1998] можно заключить, что в рассматриваемых в данной работе последовательностях преобладают механогенные, в понимании В.Т. Фролова, глины накапливавшиеся преимущественно в прибрежно- и мелководно-морских обстановках интракратонных и перикратонных водоемов. Основную роль в глинистых породах верхнего докембрия Башкирского мегантиклинория играют, таким образом, глинистые минералы, поступавшие вместе с приносившимися в бассейн более крупными обломочными компонентами и несущие определенные интегральные характеристики процессов выветривания на палеоводосборах (как климата, так и степени зролости тонкой алюмосиликокластики). Постседиментационные (дометаморфические) процессы конечно тем или иным образом изменили их первичный минеральный состав, структурные параметры самих минералов и структурно-текстурные особенности, однако общеизвестно, что масштабы стадиальных изменений “... по сравнению с гипергенезом и седиментогенезом значительно меньшие” [Фролов, 1993, стр. 309]. Представляется, что соответственно и масштабы изменения первичного химического состава глинистых пород на стадиях дометаморфического преобразования не являются столь существенными, что бы принимать их во внимание при выбранном нами масштабе работ. Более того, сколько нибудь корректной информации по этому вопросу применительно не только к отложениям верхнего докембрия Башкирского мегантиклинория, но и к отложениям другого возраста и других регионов все еще не получено. Исходя из этого мы в своей работе основывались на следующих посылках: 1) все или подавляющее большинство глинистых пород рифея и венда западного склона Южного Урала - суть механогенные отложения прибрежно- и мелководно-морского генезиса; 2) значительная или подавляющая часть глинистых минералов в них есть продукты привноса с палеоводосборов и большей или меньшей последующей дометаморфической трансформации без существенного (заметного, явного и т.п.) изменения валового химического состава пород; 3) существующие методы петрохимических реконструкций и анализа соотношений основных породообразующих окислов в валовых пробах, а также в тонкой фракции позволяют в выбранном нами масштабе исследований (анализ естественных разрезов мощностью от первых десятков до первых сотен метров) наметить те или иные достаточно общие тенденции изменения климатических параметров на палеоводосборах и вариации степени зрелости тонкой алюмосиликокластики, поступавшей в области седиментации. Так как до настоящего времени в опубликованной по глинистым образованиям верхнего докембрия Башкирского мегантиклинория нет доказательств иного, то мы считаем возможным рассматривать полученные нами выводы как вполне валидные.
При выветривании и преобразовании материнских пород в разных климатических обстановках в областях размыва формируется значительное количество глинистых минералов. Существенную роль в образовании их имеют также процессы, протекающие на путях переноса, в области седиментации и позднее, при погружении пород на те или иные глубины [Фациальные типы..., 1973; Котельников, Конюхов, 1986; Соколов, Холодов, 1993].
В данной главе предпринята попытка создания по литературным данным своеобразных идеальных рядов “латеральной” трансформации некоторых глинистых минералов в процессах транспортировки от областей сноса до конечных водоемов стока и “вертикального” преобразования их при последующем погружении осадочных толщ.
Известно, что глинистые минералы в морских осадках являются “… интегральными показателями климата” - седиментационные бассейны, как правило, получают терригенный материал с водосборов значительной площади и протяженности, что заставляет исследователей весьма осторожно относиться к глинистым минералам как к индикаторам того или иного типа климата [Singer, 1984].
В опубликованном в 1984 г. обзоре, посвященным интерпретации роли глинистых минералов как индикаторов палеоклимата, А. Сингер рассмотрел ряд аспектов применения данного метода и его возможности в целом. Уже во введении автором прямо отмечено, что палеоклиматические интерпретации (по глинистым минералам - А.М. и др.) базируются, как правило, на серии крупных допущений, многие из которых ограничены довольно узкими рамками.
В целом палеоклиматические реконструкции по данным о составе ассоциаций глинистым минералов основываются на том, что рассматриваемые образования: 1) имеют обломочную природу; 2) они имели общий источник сноса; 3) глинистые минералы поступали в бассейн из континентальных зон и представляют собой результат субаэрального выветривания.
В Мировом океане в современную эпоху распределение глинистых минералов контролируется соотношением терригенного стока и процессами их новообразования. В океанах южного полушария наблюдаются значительные содержания смектита и филлипсита, что обусловлено повышенным привносом вулканогенного материала. В северном полушарии, где преобладает континентальный сток, более выражена ведущая роль среди глинистых минералов иллита по сравнению со смектитом (монтмориллонитом). Для высокоширотных зон характерна ассоциация иллита и хлорита. Последний выступает как наиболее стабильный продукт суровых климатических обстановок с преобладанием процессов физического выветривания [Bockheim, 1982; Campbell, Claridge, 1982]. Напротив, низкоширотные области, отличающиеся преобладанием в континентальных зонах интенсивных процессов химического выветривания и выщелачивания, характеризуются преимущественным развитием среди глинистых минералов каолинита, гиббсита и других подобных им минералов. В соответствии с описанным характером распределения глинистых минералов среди современных осадков океанов интерпретируются и особенности распределения их в керне скважин глубоководного бурения.
Процессы гидролиза в горизонтах кор выветривания и палеопочвах по разному влияют на глинистые минералы. Хлорит и иллит, возникнув на начальных стадиях выветривания, могут исчезнуть в результате интенсивного гидролиза материнских пород. Смектит и каолинит, напротив, при определенных условиях имеют в таких обстановках тенденцию к накоплению. Наличие смектита предполагает, что обстановки накопления осадков характеризовались чередованием влажных и засушливых (?) периодов, а значительное количество иллита и хлорита указывает на относительно холодный и сухой климат в областях сноса и преобладание процессов физического выветривания.
Уже упоминавшийся выше А. Сингер [Singer, 1984] проанализировал ряд работ по минералогии глинистых осадков конца кайнозоя и пришел к выводу, что большинство их авторов исходит из предположения, что для данного интервала геологической истории хлорит может рассматриваться как высокоширотный глинистый минерал, а каолинит – как низкоширотный. Однако в целом ряде случаев эти допущения неприемлемы. Так, например, существенное количество каолинита может поступать из более древних осадочных образований. Малая интенсивность химического выветривания в засушливых низкоширотных районах в ряде случаев приводит к появлению хлорита там, где казалось бы должен превалировать каолинит. На распределение по дну бассейнов хорошо и плохо окристаллизованного иллита влияют также придонные течения и ряд других факторов.
Рассматривая поведение глинистых минералов в ряду обстановок от континента до конечного водоема стока А. Сингер [Singer, 1984] установил следующее. Разграничение в континентальных обстановках аутигенных и аллотигенных глинистых минералов базируется на ряде критериев (состав, структура, морфология и т.п.), ни один из которых не имеет решающего значения. Касаясь индикаторной роли палыгорскита и сепиолита для реконструкции палеоклимата А. Сингер указал, что эти минералы формируются, как правило, в небольших и плохо дренируемых водоемах, расположенных в областях высоких температур и испытывающих недостаток осадков.
Транспортировка глинистых минералов из палеопочв и горизонтов кор выветривания в той или иной мере изменяет глинистые минералы и их ассоциации. Так, например, иллит имеет способность к селективному выносу из почв [Rhoton et al., 1979]. Каолинит активно удаляется посредством ветровой эрозии и т.д. Хлорит при транспортировке речными водами может претерпевать вынос межслоевого алюминия и поглощает калий, трансформируясь в иллит. В приповерхностных и поверхностных обстановках смектит преобразуется в смешанослойные образования типа хлорит-вермикулит.
Состав ассоциаций глинистых минералов в значительной мере зависит и от рельефа областей сноса. Климатическими индикаторами выступают в данном случае только те глинистые минералы, что транспортировались из низменных зон, где они “… успели достигнуть определенного уровня зрелости и, следовательно, прийти к определенному равновесию со средой”. Исходя из сказанного выше, А. Сингер отметил, что пространственно-временные ассоциации глинистых минералов могут быть, таким образом, результатом не только климатических вариаций, но и обусловлены морфологической эволюцией прибрежных и/или удаленных районов, флуктуациями уровня моря, перемешивания океанской воды течениями и ряда других, не имеющих прямой связи с климатом, факторов.
Размеры индивидуальных частиц глинистых минералов также играют существенное значение при образовании ассоциаций глинистых минералов в конечных водоемах стока. Небольшие по размерам частицы смектита накапливаются на больших расстояниях от источников сноса, нежели более крупные частицы каолинита [Gibbs, 1977]. Сортировка по размерности выражена также и в том, что в дистальных фациях илов содержится подчас больше иллита и смешанослойных образований, тогда как каолинит тяготеет к проксимальным образованиям. Размер осаждающихся в конечных водоемах стока частиц глинистых минералов зависит и от индивидуальных особенностей флокуляции. Так, например, в ряду иллит-каолинит-смектит стабильность к флокуляции снижается от иллита к смектиту.
Х. Чафетс [Chafetz, 1980] отметил, что преобладание в осадочной летописи морских образований позволяет реконструировать палеоклимат эпох осадконакопления лишь более или менее условно. Наложенные диа- и эпигенетические процессы в значительной мере стирают первичные индикаторы климата, и только в ряде случаев использование главным образом некоторых петрографических критериев позволяет реконструировать исходные обстановки накопления осадков.
Попытаемся теперь, используя приведенные выше и другие данные, в самом общем виде представить эволюцию глинистых минералов в разных климатических обстановках от этапа их образования на водосборных пространствах через процессы транспортировки и седиментации до постседиментационных преобразований.
Хорошо известно, что в кислой среде в условиях гумидного климата в корах выветривания происходит интенсивный вынос легкорастворимых соединений, заметно меняется состав пород, происходит интенсивное разложение полевых шпатов и темноцветных минералов. Одним из основных глинистых минералов, синтезирующихся в подобных условиях в корах выветривания по кислым породам, является каолинит [Фациальные типы…, 1973; Гольберт, 1973; и др.].
Как отмечено многими исследователями [Верзилин, 1975; Котельников, Конюхов, 1986; Гольберт, 1987; и др.], каолинит устойчив только в континентальных пресноводных обстановках, являясь одним из преобладающих тонкодисперсных минералов делювиально-аллювиальных, озерных и дельтовых отложений. Существенную роль играет он и среди осадков опресненных лагун.
При транспортировке каолинита в континентальных обстановках наблюдается частичное расслоение его микроблоков и разрушение их вплоть до элементарных слоев [Котельников, Конюхов, 1986].
Попадая в щелочную среду морского бассейна каолинит практически полностью разрушается, однако в прибрежных, относительно опресненных зонах морских бассейнов он демонстрирует иногда значительную устойчивость [Котельников, Конюхов, 1986]. Конечным результатом всех этих процессов является относительное увеличение роли гидрослюд в отложениях удаленных участков морских бассейнов [Верзилин, 1975].
В.А. Дрицем и А.Г. Коссовской [1991] весьма наглядно показан процесс преобразования в гумидных обстановках биотита кристаллических пород. Присущие последним чешуйки биотита подвергаются вначале интенсивным деформациям, затем разбухают и расщепляются на отдельные пластинки и/или волокна и в конечном итоге либо аморфизуются, переходят в смешанослойные образования или иллит. В дальнейшем реликты биотита замещаются чередующимися тем или иным образом пластинками (волокнами) хлорита и диоктаэдрических слюд. В морских обстановках по биотиту может образовываться глауконит. В подавляющем же числе случаев последний синтезируется из растворов на границе восстановительной и окислительной сред; появление его в отложениях в значительном количестве знаменует, как правило, периоды нарастания трансгрессий.
Для гумидных обстановок седиментации весьма типичны также в том или ином количестве магнезиально-железистые и железистые хлориты и гидрослюда [Фациальные типы ..., 1973].
Прослеживая характер “латеральной” трансформации глинистых минералов в гумидном климате от аллювиально-дельтовых осадков до мелководно- и умеренно-глубоководных обстановок можно видеть, таким образом, смену гидрослюдисто-каолинитовой их ассоциации с той или иной долей монтмориллонита, хлорита и смешанослойных образований другой, в составе которой преобладает гидрослюда, в том числе и аградированная, хлорит, смешанослойные компоненты, монтмориллонит и появляется глауконит.
При погружении осадочных толщ континентального генезиса каолинит устойчив вплоть до стадии позднего катагенеза [Котельников, Конюхов, 1986]. В морских (прибрежно-морских) отложениях каолинит в процессе постседиментационных трансформаций разрушается и переходит, по всей видимости, через смешанослойные образования типа монтмориллонит-гидрослюда в слюдистые минералы; преимущественно в гидрослюду и реже в хлорит. Параллельно этому, как отмечалось выше, деградированные гидрослюды испытывают постепенное уменьшение числа разбухающих слоев и в позднем катагенезе число их в структуре не превышает 5-20%. Аллотигенный хлорит, напротив, не испытывает существенных трансформаций на всех этапах постседиментационных преобразования пород [Котельников, Конюхов, 1986].
По данным А.Г. Коссовской [1980], на ранних стадиях преобразования сформированных в условиях гумидного климата осадочных толщ (зона начального эпигенеза) иллиты и железистые их разновидности, Al-гидрослюды, а также глауконит представлены политипными модификациями 1Мd и 1М. В зоне глубинного эпигенеза структуры этих же тонкодисперсных силикатов представлены более упорядоченными разновидностями, имеющими структуры политипов 1М и 2М1.
По данным Н.В. Логвиненко и Л.В. Орловой [1987], каолинит в процессе погружения осадочных толщ последовательно преобразуется в гидрослюды мусковитового или парагонитового ряда, а впоследствие в мусковит и парагонит. Аутигенные гидрослюды 1М трансформируются в гидрослюды 2М1 и далее в мусковит и/или парагонит. Ряд изменения диоктаэдрического монтмориллонита может быть представлен следующим образом: монтмориллонит ® гидрослюда 2М1 ® серицит ® мусковит. Для триоктаэдрического монтмориллонита при привносе магния и железа предполагается преобразование через смешанослойные фазы в хлорит и стильпномелан. Для хлоритов типична смена политипов: от Ib, 7 анг через Ib, 14 анг, b =90o к IIb, 14 анг, b =97o.
Графически изменения основных глинистых минералов (каолинита, монтмориллонита, гидрослюд и др.) показаны в конце 60-х гг. Г. Дуанье де Сегонзаком [1969] на примере фанерозойских осадочных последовательностей, однако им исследовано в основном поведение минералов в процессах литогенеза, тогда как трансформации их на путях переноса в различных климатических обстановках остались за рамками анализа.
В обобщенном схематическом виде “латеральный” и “вертикальный” ряды трансформации глинистых минералов в условиях гумидного климата показаны на рисунке.
В аридном климате в континентальных обстановках выветривание материнских пород происходит преимущественно в щелочной среде. При этом в сухом и полусухом умеренном или теплом климате в корах выветривания по основным породам происходит синтез Mg-хлоритов, а в условиях собственно аридного и полуаридного климата в конечных водоемах стока (морских и/или осолоненных), для которых типична щелочная среда и значительные концентрации катионов, формируются палыгорскит и сепиолит [Фациальные типы…, 1973]. В щелочной среде, в которой в существенных количествах присутствуют основания и магний, а ионов калия почти нет формируется также монтмориллонит. Особенно благоприятны для синтеза монтмориллонита коры выветривания по основным породам, образованные в условиях сухого и полусухого умеренного или теплого климата. Монтмориллонит характерен в аридных обстановках также для морских отложений. Незначительная часть его возникает за счет трансформации пеплового материала [Лисицын, 1991]. По данным Д.Д. Котельникова и А.И. Конюхова [1986], низкая устойчивость монтмориллонита к образованию агрегатов в соленой воде препятствует значительному переносу его в пределах бассейна седиментации.
По материалам Н.Н. Верзилина [1975], общий характер процессов выветривания в аридном климате определяется отсутствием существенного выноса материала в ионной и коллоидной формах и, как следствием этого, очень небольшими изменениями валового химического состава пород в профилях выветривания. Среди глинистых минералов кор выветривания преобладают монтмориллонит и гидрослюда; полевые шпаты, в отличие от гумидных кор выветривания, устойчивы. В осадках конечных водоемов стока существенную роль играют монтмориллонит и палыгорскит.
Д.Д. Котельников и А.И. Конюхов [1986] показали, что для водоемов континентальных и переходных обстановок (дельты, осолоненные лагуны и т.п.) характерны такие глинистые минералы как гидрослюда, хлорит, палыгорскит и сепиолит; подчиненную роль играют монтмориллонит и его Fe-разновидность, и смешанослойные образования типа хлорит-монтмориллонит. Ведущей в указанных обстановках, в отличие от процессов гумидного климата, является аградация глинистых минералов, а основными аутигенными глинистыми минералами - магнезиальные силикаты слоисто-цепочечного типа. В прибрежных зонах морских водоемов главную роль среди тонкозернистой алюмосиликокластики получают Mg-силикаты.
Примечательной особенностью областей аридного климата является также формирование на внешнем шельфе и континентальном склоне в условиях периодического подъема глубинных вод на границе окислительной и восстановительной зон аутигенного глауконита [Котельников, Конюхов, 1986].
Таким образом, в “латеральном” ряду от осадков континентальных водоемов до отложений морских бассейнов в условиях аридного климата как будто намечается смена ассоциации монтмориллонит-палыгорскит-смешанослойные минералы ассоциацией монтмориллонит-гидрослюда; причем гидрослюда появляется уже в осадках переходных (лагунных) обстановок [Славин, Ясаманов, 1982].
Постседиментационные преобразования глинистых минералов осадочных толщ, сформированных в условиях аридного климата, ведут к трансформации монтмориллонита в неупорядоченные смешанослойные минералы (верхи зоны мезокатагенеза), а позднее (низы зоны позднего катагенеза) в аналогичные образования, но более совершенной структуры, например, минерал, сходный с К-бентонитом [Котельников, Конюхов, 1986]. Сепиолит преобразуется этими же процессами в гидротальк (верхи позднего катагенеза) и далее – тальк (зона позднего катагенеза). Палыгорскит замещается в раннем катагенезе сапонитом и монтмориллонитом, хлоритом и сапонитом или монтмориллонитом и гидрослюдой; позднее эти ассоциации сменяются смешанослойными минералами.
Для кор выветривания по кислым породам в нивальном климате характерны щелочная, нейтральная и слабокислая среда. Главными компонентами среди глинистых минералов формирующихся здесь отложений являются гидрослюда и/или хлорит [Фациальные типы…, 1973; Котельников, Конюхов, 1986]. Аутигенез в подобном климате практически не проявляется ни на водосборах, ни в конечных водоемах стока.
* * *
Рассмотрим теперь ряд типичных примеров реконструкции условий формирования осадочных образований с использованием данных по глинистым минералам и породам.
Так, например, Н.Н. Верзилин [1973] провел сравнительное изучение средних химических составов пелитового материала юрских и меловых отложений Ферганской впадины. По его данным, юрские тонкозернистые алюмосиликокластические образования по сравнению с меловыми характеризуются значительно более высокими содержаниями Al2O3, TiO2 и несколько повышенными значениями закисного железа. Меловые глины, напротив, содержат повышенные концентрации Fe2O3, MnO, MgO, CaO и Na2O. Учитывая, что области сноса и в юре и в мелу были представлены примерно одним и тем же комплексом пород, приведенные факты, по мнению Н.Н. Верзилина, однозначно свидетельствуют о том, что “... климат оказывает значительное воздействие на состав пелитов”.
Н.А. Калмыкова и др. [1983] использовали для расшифровки палеоклиматических условий накопления позднедокембрийских, девонских и каменноугольных терригенных отложений юго-запада Архангельской области данные о составе глинистых минералов. Однако, полученные ими результаты для докембрийских и палеозойских образований оказались различными.
Тонкозернистые алюмосиликокластические образования валдайской серии венда, представленные аргиллитовидными тонкослоистыми глинами с редкими прослоями алевролитов и песчаников и сингенетичными выделениями гипса характеризуются преобладанием среди глинистых минералов гидрослюды и хлорита. Климатические условия их накопления интерпретированы авторами как аридные (полимиктовый состав песчаников и прослои гипса), тогда как состав глинистых минералов не дает каких-либо свидетельств этого.
Франские отложения в рассматриваемом районе представлены пестроцветными глинами и алевролитами; состав глинистых минералов в них снизу вверх по разрезу меняется от гидрослюдисто-хлоритовой ассоциации (как и в случае с образованиями валдайской серии) до существенно каолинитовой с примесью гидрослюды и хлорита. Параллельно вверх по разрезу наблюдается рост степени зрелости песчаников, появляются маломощные прослои углисто-глинистых сланцев. Климат начала франского времени рассматривается Н.А. Калмыковой и др. [1983] как аридный, сменившийся впоследствии гумидным.
В нижнекарбоновых образованиях ассоциация глинистых минералов (преимущественно каолинит и монтмориллонит) свидетельствует, по представлениям авторов, об аридном климате, а отложения верхнего карбона с монтмориллонит-палыгорскитовой или собственно палыгорскитовой ассоциациями накапливались в условиях аридного климата.
Анализу условий накопления глинистых минералов рифейско-вендских отложений Волыно-Подолии посвящена статья Т.И. Добровольской и Т.Д. Поддубной [1989]. Основываясь на представлениях В.Б. Курносова и М.А. Ратеева, авторы считают, что в формировании тех или иных ассоциаций глинистых минералов преобладающая роль принадлежит исходному составу терригенной мути, а “... закономерности распределения минералов по стратиграфическим интервалам отражают изменения вещественного состава обломочных пород во времени, что ... связано с изменением состава материнских пород, углублением эрозионного среза и появлением новых источников питания”. По данным авторов, в разрезе полесской серии среди глинистых минералов преобладает гидрослюда; наряду с ней в нижних и средних горизонтах серии присутствует хлорит, что интерпретируется как смена с течением времени нивальных климатических обстановок, характерных для начальных этапов накопления отложений серии, аридными. В подчиненном количестве наблюдается аутигенный и обломочный каолинит, различающиеся по степени совершенства структуры, а почти полное отсутствие смешанослойных образований возможно указывает на обломочное происхождение глинистых минералов.
А. Хеллэм и др. [Hallam et al., 1991] на примере юрских и меловых отложений Великобритании и Франции также показали возможность использования смены в разрезах ассоциаций глинистых минералов для реконструкции палеоклимата. Авторами отмечено, что только эвапориты и угли являются наилучшими литологическими индикаторами климатов прошлого, но использование их ограничено недостаточно широким распространением в разрезах и приуроченностью преимущественно к континентальным и прибрежно-морским областям. В этой связи основное внимание исследователей традиционно обращено на анализ данных по глинистым минералам.
Реконструкция особенностей эволюции литогенеза в геологической истории Земли в целом представляет, как было отмечено Б.М. Михайловым [1991], весьма актуальную и все еще далекую от своего разрешения проблему. Точки зрения исследователей на нее кардинально различаются. Одни считают, что геохимические факторы, определявшие ход процессов гипергенеза имели принципиальное сходство на всем протяжении геологической истории, другие предполагают интенсивную трансформацию процессов поверхностного осадко- и рудообразования с течением времени. Сторонники последней точки зрения считают, что интенсивная химическая дифференциация вещества в поверхностных условиях началась только в постсилурийское время. По мнению Б.М. Михайлова, “... доказательств существования в докембрии процессов латеритизации нет”.
Ранее В.А. Соколов и К.И. Хейсканен [1984] указали следующие основные, на их взгляд, отличия протерозойских кор выветривания от их фанерозойских аналогов. Во-первых, это сравнительно небольшая мощность всех типичных для кор выветривания зон в полном профиле. Во-вторых, как правило не наблюдается зона дезинтеграции. В-третьих, весьма слабо выражены латеритные покровы, а горизонты обогащенные карбонатными минералами распространены более широко. В-четвертых, зависимость степени сохранности кор выветривания от общего характера тектонической обстановки выражена в протерозойских корах несколько более сильно, нежели в фанерозойских. Отсутствие наземной растительности в протерозое также вело к усилению процессов эоловой и водной эрозии, пенепленизации областей размыва и увеличению скоростей денудации и аккумуляции.
Рассматривая особенности формирования и преобразования глинистых минералов в разрезах рифея и юдомского комплекса Охотского массива, Д.Д. Котельников и Н.Н. Зинчук [1997] показали, что они определяются: 1) природой аллотигенных компонентов, поступающих с континента; 2) характером среды осадконакопления и 3) степенью постседиментационных преобразований пород.
По данным авторов, индикатором степени химической дифференциации исходной алюмосиликокластики в областях сноса может являться отношение интенсивностей 10 анг и 5 анг пиков глинистых минералов. Этот вывод восходит еще к исследованиям Ч. Уивера, показавшего в середине 60-х гг., что с усилением процессов выветривания в области сноса отношение J10А/5А растет. Однако, использование этого индекса ограничено лишь сравнительно небольшими участками, где в близких тектонических условиях накапливались отложения сходного фациального облика. Так, для аргиллитов верхнего докембрия Охотского массива J10А/5А варьирует от 2.5 до 4.3, составляя примерно в трех четвертях образцов от 3 до 4. Основываясь на подобных величинах J10А/5А, Д.Д. Котельников и Н.Н. Зинчук рассматривают исходный состав тонкой алюмосиликокластики как “... характеризовавшийся относительно высокой степенью деградации”, связанной с достаточно высокой интенсивностью выветривания исходных пород в областях сноса.
Основные тенденции химического выветривания на водосборах и зрелость поступавшего в область седиментации тонкого терригенного материала могут быть реконструированы также по геохимическим модулям, например, гидролизатному (ГМ=Al2O3+TiO2+FeO+Fe2О3/SiO2), алюмокремниевому (AM=Al2O3/SiO2), натриевому (HM=Na2O/Al2O3) и др. [Ронов и др., 1965; Юдович, 1981; Юдович, Кетрис, 1986, 1997]. Первые два из них характеризуют одну из основных тенденций химического преобразования пород в областях размыва - отделение продуктов гидролиза от кремнезема. Чем выше величина этих модулей в глинистых породах - тем более сильное выветривание претерпели исходные комплексы в областях размыва. Натриевый модуль также отражает течение процессов химического выветривания и вызревания поступающего в области осадконакопления материала.
Рассматривая основные черты геохимии элементов-гидролизатов, А.Б. Ронов и А.А. Мигдисов [1965] подчеркнули следующее. Интенсивность гидролиза выведенных на дневную поверхность минералов магматических горных пород различна. Прямо или косвенно она зависит от физико-химических параметров окружающей среды и в первую очередь определяется тектоникой областей сноса и климатом. Максимально глубокое преобразование породы претерпевают при этом в зонах гумидного климата платформ при минимальной тектонической активности.
По данным А.Б. Ронова и А.А. Мигдисова, “… мерой разделения SiO2 и Al2O3 в процессе выветривания является алюмокремниевый модуль”. Было установлено, что минеральный и химический состав поступающего с водосборов в конечный водоем стока пелитового материала зависит непосредственно от петрографического состава областей размыва; климат и тектонический режим в той или иной мере также видоизменяют его состав.
В зонах аридного или ледового (нивального) климата выветривание не выходит за пределы самых начальных стадий. Это способствует поступлению в конечные водоемы стока слабо преобразованного и слабо отсортированного материала со значительной примесью к тонкому алюмосиликокластическому материалу алевритового и песчаного. Процессы разделения кремнезема и глинозема в таких условиях подавлены и составы осадков не отличаются существенным образом от составов исходных пород.
В условиях гумидного климата и относительной тектонической стабилизации накопление осадочного материала происходит в основном за счет переотложения материала зрелых кор выветривания. Для обстановок данного типа характерна существенно более высокая дифференциация состава образующихся осадков и “… закономерная зональность в его изменении по площади бассейна”. Как отмечено авторами, значения алюмокремниевого модуля здесь крайне невелики; наблюдается также постепенное уменьшение значений указанного модуля от центра к периферии бассейна.
Большое внимание эволюции состава глинистого вещества и общих условий глинообразования уделила Е.П. Акульшина [1985, 1990 и др.]. По ее наблюдениям, “... рифейские отложения платформенного типа характеризуются преимущественно гидрослюдистым составом … . Хлорит находится в пределах низкого или среднего содержания. Каолинит появляется на определенных стратиграфических уровнях, количество его зависит от фациальных условий образования и колеблется от преобладающего до незначительного. Смешанослойные образования встречаются довольно редко. … осадки мио- и геосинклинальной зоны содержат те же глинистые минералы, в отличие от платформы в них на уровнях с каолинитом часто ассоциирует пирофиллит, содержание монтмориллонита и хлорита более высокое”.
Объяснение повышенным концентрациям гидрослюды в осадочных породах рифея видится Е.П. Акульшиной в особых условиях выветривания (высокие концентрации СО2 в атмосфере и т.п.) и специфическом составе субстрата. Напротив, повышенные содержания хлорита “… содержатся на уровнях, для которых установлен аридный климат. Эта корреляция свидетельствует, что аридные климатические условия в рифее благоприятствовали возникновению хлорита”. Геосинклинальные образования содержат хлорит и при наличии индикаторов, указывающих на преобладание гумидного климата. При значительном химическом преобразовании пород источников сноса на континенте формировался также и каолинит; достаточно часто он ассоциирует с гидрослюдой “максимальной зрелости”.
Вариации состава глинистого вещества (реконструируемые автором главным образом по изменению состава тонкой глинистой фракции) в позднедокембрийско-фанерозойской истории планеты обусловлены, по мнению Е.П. Акульшиной, “… составом выветривающегося субстрата и физико-химической средой выветривания, продуцирующего глинистое вещество. Направленное и периодичное изменение глинистого вещества не связано с постседиментационными преобразованиями отложений”.
По данным Е.П. Акульшиной [1990], интенсивность химического выветривания на палеоводосборах может быть оценена по соотношению алюминия и натрия, а также калия и натрия в тонкой фракции (менее 0.001 мм) глинистых пород; указанием на те или иные физико-химические особенности среды выветривания может быть также величина соотношения алюминия и титана (коэффициенты AN=Al2O3/Na2O, KN=K2O/Na2O и AT=Al2O3/TiO2). Автором был предложен и развивался многие годы т.н. “метод параметрического описания”, позволяющий формализовать значительное количество разрозненных материалов, допускающий возможность количественной оценки климатических и других параметров и пригодный для использования при анализе отложений от протерозоя до мезозоя. По мнению Е.П. Акульшиной, он дает возможность выявить осадочные циклы различного ранга и наметить эпохи интенсивного химического выветривания.
По данным изучения рифейских, вендских и фанерозойских образований в пределах Сибирской платформы и ее периферии, Западно-Сибирской плиты и ряда других регионов, Е.П. Акульшиной отмечено существование периодических колебаний значений указанных параметров на фоне постепенного направленного его снижения во времени, что связано, по всей видимости, с изменением интенсивности химического выветривания на палеоводосборах и общим ее ослаблением от рифея до мезозоя. В сибирских разрезах уровни развития зрелого в петро- и геохимическом отношении глинистого вещества скоррелированы Е.П. Акульшиной с эпохами корообразования, реконструированными по ряду других независимых данных.
В качестве индикатора интенсивности химического выветривания автором рассматривается отношение Al2O3/Na2O в тонкой фракции глинистых сланцев, которое тем выше чем выше степень химической дифференциации вещества на палеоводосборах. При значениях отношения Al2O3/Na2O менее 30 степень химической дифференциации оценена автором как слабая, при попадании параметра Al2O3/Na2O в интервал значений 30-60 степень химической дифференциации исходного материала на водосборах считается средней. В интервале значений отношения Al2O3/Na2O 60-150 ед. находятся высокозрелые образования, а при превышении порогового значений равного 150 ед. - очень высоко (интенсивно) химически выветрелые осадки.
В качестве показателя климата в областях размыва для отложений верхнего докембрия Башкирского мегантиклинория нами использован также индекс химического выветривания (изменения), предложенный Г. Несбитом и Г. Янгом [Nesbitt, Young, 1982] CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)]x100 и рассчитываемый по молекулярным количествам петрогенных окислов. Известно, что химическое выветривание пород в областях размыва контролируется в основном палеоклиматом. Агрессивные поверхностные воды способствуют удалению из полевых шпатов кальция, натрия и калия, что ведет обычно к увеличению соотношения алюминия и щелочей в продуктах выветривания. При интенсивном разрушении исходных пород могут формироваться собственно алюминий-содержащие минералы - каолинит и бейделлит. При минимальном химическом выветривании, например, в гляциальных и субгляциальных или аридных обстановках, в область аккумуляции поступает тонкозернистый осадок, содержащий глинистые минералы с меньшим содержанием алюминия и, кроме того, значительное количество неизмененных или слабо измененных полевых шпатов. Химические анализы глинистых пород, формировавшихся за счет разрушения некарбонатных пород источников сноса отражают, таким образом, преобладающий тип климата в областях размыва [Visser, Young, 1990]. Невыветрелые породы характеризуются значениями CIA порядка 50 ед., тогда как сильно выветрелые их разности имеют CIA до 100 единиц.
Возможность применения индекса CIA для оценки палеоклиматических обстановок формирования тонкозернистых осадков рассматривалась для отложений надсерии Гурон (~ 2.6-2.2 млрд. лет) и формации Гоуганда (~ 2.2-2.34 млрд. лет) [Nesbitt, Young, 1982; Young, Nesbitt, 1986], пермо-карбоновых гляциогенных и постгляциальных отложений формации Двайка из Южной Африки [Visser, Young, 1990], отложений оз. Байкал [Кашик, Мазилов, 1997] и ряда других объектов. Результаты реконструкций с использованием индекса CIA считаются достаточно надежными [Тейлор, МакЛеннан, 1988]. Пороговым значением для отложений формировавшихся в условиях холодного климата является величина CIA? 70 ед. [Visser, Young, 1990].
Совместный анализ значений указанных выше модулей и индекса CIA в глинистых породах верхнего докембрия Башкирского мегантиклинория как с использованием данных о средних составах глинистых сланцев на основных литостратиграфических уровнях, так и по материалам изучения литогеохимических проб из конкретных разрезов позволил в той или иной мере оценить степень зрелости поступавшего в область седиментации пелитового материала и наметить параметры палеоклимата, существовавшего на рассматриваемой территории и в прилегавших к ней районах.
Наряду с индексом CIA, для оценки палеоклимата использованы и значения коэффициента Al2O3/TiO2 в тонкой фракции глинистых сланцев. Как известно, Е.П. Акульшиной в качестве границ различных климатических обстановок были приняты значения отношения Al2O3/TiO2 в тонкой фракции глинистых сланцев и аргиллитов, составляющие менее 20 ед. (рН менее 6) для гумидного климата и более 30 ед. - для аридного; промежуточные значения отношения Al2O3/TiO2 характерны для переходного семиаридного климата.