Clay minerals in sediments from contact zones with basalt sills

Full Text

В приконтинентальных участках срединно-океанических хребтов в северо-восточной части Тихого океана накопились терригенные осадки мощностью в несколько сотен метров в течение относительно короткого промежутка времени (поздний плейстоцен–голоцен), и одновременно происходило внедрение в них базальтовых силлов. Проникновение горячих силлов в нелитифицированные обводненные осадки сопровождалось возникновением кратковременных гидротермальных систем [Kastner, 1982]. Разогрев вмещающих осадков приводил к уменьшению их пористости и движению из нихпоровой воды. Гидротермальные растворы также взаимодействовали с осадками, что приводило к изменениям минерального и химического состава последних. Наиболее чутким индикатором таких изменений является глинистое вещество.

В настоящее время информация об ассоциациях глинистых минералов в интервалах осадочного покрова, вмещающих базальтовые силлы, почти отсутствует.

Благоприятным объектом для изучения закономерностей формирования глинистых минералов в океанских осадках при внедрении в них горячих базальтовых интрузий является северный трог впадины Гуаймас Калифорнийского залива, в котором пробурена скважина 481 (52 м) и продолжившая ее до глубины 384 м скважина 481А DSDP. Рентгеновская диагностика глинистых минералов в осадках, вскрытых этими скважинами, проводилась ранее [Kastner, 1982]. Было установлено присутствие смектита, иллита, хлорита, каолинита, однако их количественные соотношения в природных смесях были оценены приблизительно (“обильное”, “среднее”, “примесь”).

Задачей настоящей работы было определение изменений в фазовом составе глинистого вещества и количественных соотношениях глинистых минералов в верхнеплейстоценовых глинисто-песчано-алевритовых осадках при вне- дрении в них комплекса тонких базальтовых силлов и обсуждение условий формирования аутигенных глинистых минералов. Эта задача решалась с применением метода моделирования рентгеновских дифракционных картин для смесей глинистых минералов и сопоставления расчетных дифрактограмм с экспериментальными [Drits et al., 1997; Sakharov et al., 1999].

ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЯ

Впадина Гуаймас расположена в Калифорнийском заливе, который представляет собой систему отрезков рифта и трансформных разломов [Moore, 1973] (рис. 1а). Она заполнена верхнеплейстоценовыми и голоценовыми турбидитами и гемипелагическими осадками. Во впадине Гуаймас скорость спрединга 60 мм/год, высокая скорость седиментации (>1200 м/млн лет), мощность осадочного покрова составляет около 400 м [Moore, Curray, 1982].

 

Рис. 1. Структурная схема Калифорнийского залива (а) и расположение точек (477, 478, 481) бурения глубоководных скважин во впадине Гуаймас (б), по [Lonsdale et al., 1980] с изменениями.

 

В северном троге пробурены скважины 481 и 481А до глубины 384 м (см. рис. 1б). Они вскрыли разрез верхнеплейстоценовых — голоценовых осадков, вместе с комплексом внедрившихся в эти осадки базальтовых силлов. Тепловой поток в исследуемом районе низкий (168 мВт/м2) [Williams et al., 1979]. Терригенные глинисто-песчано-алевритовые осадки накопились преимущественно за счет твердого стока реки Ягу (Yaqui River) [Rusnak, Fisher, 1964]. Приносимый рекой осадочный материал, состоящий в основном из кварца, полевых шпатов и глинистых минералов [Kastner, 1982], накапливался на шельфе, с которого в условиях высокой сейсмической активности региона срывался вниз по континентальному склону и оседал в виде турбидитов в северном троге. В промежутках между этими событиями накапливались гемипелагические осадки.

Образцы осадков для изучения глинистых минералов отобраны в разрезе, вскрытом скважинами 481 и 481А (табл. 1).

 

Таблица 1. Положение изученных образцов в разрезе осадков северного трога впадины Гуаймас Калифорнийского залива (скв. 481 и 481А DSDP, глубина залива 1998 м) и установленные в них глинистые минералы

Неизмененные и термально измененные осадки, по [Kastner, 1982]	Номер образца	Керн-секция, интервал отбора образца в секции, см, # номер куска в керне	Глубина (ниже морского дна), м	Глинистые минералы (фракция <0.001 мм)
Неизмененные осадки (0 до ~130 м)	2814*	1H-1, 0-5	0.00	0–~140	Неизмененные терригенные диоктаэдрические глинистые минералы: гетерогенная смесь смешанослойных смектит–иллитов и иллит, следы хлорита и каолинита
	2816*	2H-2, 35-40	6.55
	2817*	8H-1, 1-7	33.31
	2818*	8H-1, 115-120	34.45
	2819*	8H-3, 16-21	36.06
	2820*	8H-3, 48-54	36.38
	2822*	11H-3, 73-78	50.98
	2823	4R-2, 55-59	72.55
	3107	6R-4, 42-48	94.42
	2824	6R-5, 75-80	96.15
	3108	9R-4, 7-12	122.57
	2825	9R-6, 110-115	126.60
Термально измененные осадки над силлом (130 до ~170.55 м)	2826	11R-2, 75-80	139.25
	2827	13R-5, 120-125	163.20	~140–170.55	Новообразованные триоктаэдрические минералы: гетерогенная смесь смешанослойных хлорит–смектитов и примесь смектита; терригенный иллит
	2828	14R-1, 50-55	166.00
	2829	14R-2, 75-80	167.75
	2830	14R-4, 5-10	170.05
	2831	14R-4, 50-53	170.50
Комплекс силлов в осадках (170.55 до ~198 м)	Силл 170.55-170.80 (мощность 0.25 м)
	2833	14R-4, 90-94	170.90	170.8–170.96	Новообразованный триоктаэдрический смешанослойный слюда–смектит–вермикулит; терригенный биотит
	Силл 170.96-171.25 (мощность 0.29 м)
	2835	14R-4, 125-129	171.25	171.25–171.5	**
	Силл 171.50-175.52 25 (мощность 4.02 м)
	2837	15R-1, 55-60 # 11	175.55	175.52–175.65	Новообразованные триоктаэдрические смешанослойные слюда–смектит–вермикулит и смектит–слюда; терригенный биотит
	Силл 175.65-176.10 (мощность 0.45 м)
	2839	15R-1, 112-115 #1Q	176.12	176.10–176.2	Новообразованный триоктаэдрический смектит
	Силл 176.20–176.25 (мощность 0.55 м)
	2841А	15R-2, 25-30 #1D-1E	176. 75	176.75–176.83	**
	Силлы 176.83–198 (мощность 21.17 м)
	Осадки из интервала 198–203 м не опробованы (не поднят керн из скважины)
Термально измененные осадки под силлом (198 до ~210 м)	2844	18R-1, 0-6	203.50	203–328	Неизмененные терригенные диоктаэдрические глинистые минералы: гетерогенная смесь смешанослойных смектит–иллитов и иллит; хлорит
Неизмененные осадки (210 до ~328 м)	2845	20R-1, 0-5	222.50
	2846	24R-1, 70-75	261.20
	2847	25R-1, 105-110	271.05
	2848	28R-1, 75-79	299.25
	2849	30R-3, 60-65	321.10
	2854	31R-1, 100-104	328.00

Примечание. * — образцы из скважины 481; образцы 2823–2854 из скважины 481А; ** — глинистые минералы аналогичные глинистым минералам, установленным в образце 2833.

 

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Глинистые минералы в неизмененных и термально измененных осадках изучались во фрак- ции <0.001 мм. Рентгеновское изучение ориентированных препаратов, проводилось на дифрактометре D8 Advance Bruker на CuKα излучении в два этапа. Вначале ориентированные препараты (в воздушно-сухом состоянии, насыщенные глицерином, после прогревания при Т = 550°C в течение 2 часов) всех образцов были сняты со скоростью 2° 2θ в минуту в интервале от 2.0° до 32° 2θ (экспресс-съемка). На основе этих результатов были выбраны образцы для специального приготовления препаратов с целью получения дифракционных картин, которые использовались затем для сопоставления с рассчитанными. Расчет дифракционных картин для моделей индивидуальных глинистых минералов проводился с использованием программы Б. А. Сахарова и А. С. Наумова, основанной на математических алгоритмах [Дриц, Сахаров, 1976; Drits, Tchoubar, 1990; Sakharov, Lanson, 2013]. Программа позволяет рассчитать дифракционную картину с набором базальных отражений для модели любого глинистого минерала, включая и смешанослойные, а затем автоматически подбирает соотношение глинистых минералов при сравнении экспериментальной дифрактограммы с рассчитанными.

Препараты образцов, предназначенные для моделирования, были изготовлены методом осаждения суспензии на предметные стекла (3.8×2.4 см). Плотность высушенной суспензией составляла не менее 7–8 мг/см2, что позволило избежать искажения интенсивности рефлексов, зарегистрированных в области больших углов 2θ. Препараты, насыщенные этиленгликолем, снимались в диапазоне от 2.0° до 52° 2θ, а их интенсивности измерялись дискретно, с шагом 0.02° 2θ и экспозицией 40 сек. Для определения положения рефлексов 060, дифрактограммы неориентированных препаратов были сняты в том же режиме, в диапазоне от 58° до 64° 2θ.

Химический состав 8 образцов (фракция <0.001 мм, скважины 481 и 481А), характеризующих неизмененные и термально измененные осадки, определен методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) в Институте проблем технологии микроэлектроники и особочистых материалов РАН.

Исследование морфологических особенностей отдельных зерен биотита и полуколичественный анализ его химического состава (образцы 2832, 2833, 2835, 2839) выполнены на сканирующем электронном микроскопе (СЭМ) CamScan MV-2300, с энергодисперсионной приставкой INCA-200 (Oxford-Instrument).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Глинистые минералы в терригенных неизмененных осадках

Дифрактограммы, полученные при экспресс-съемке препаратов глинистой фракции неизмененных осадков верхней и нижней частей разреза (интервалы 0–~130 м и 210–~328 м), однотипны. Дифрактограммы образцов 2826 и 2844, которые, по данным [Kastner, 1982], соответствуют зонетермально измененных осадков, не отличаются от других, полученных нами дифрактограмм глинистых минералов из неизмененных осадков (см. табл. 1).

Результаты сопоставления рассчитанных и эк- спериментальных дифракционных картин, по- лученных для насыщенных этиленгликолем ори- ентированных препаратов фракции <0.001 мм (образцы 2816, 2820, 2822, 2824, 2826 и 2844, 2845, 2854), показали, что глинистые минералы во всех исследованных образцах терригенных осадков представлены преимуществен- но (62–83%) смесью смешанослойных неупорядоченных иллит–смектитов, с соотношением смектитовых и иллитовых слоев, варьирующим от 0.9:0.1–0.8:0.2 (23–48%) до 0.4:0.6–0.5:0.5 (32–60%) при факторе ближнего порядка R = 0 (табл. 2, 3). Помимо них присутствуют иллит (10–26%) и хлорит (от следов до 12%), а в неизмененных осадках верхней части разреза — также каолинит (5–12%) (см. табл. 2).

 

Таблица 2. Фазовый состав глинистых минералов и их количественные соотношения (%), установленные методом моделирования дифракционных картин для фракции <0.001 мм осадков скв. 481 и 481А

Номер образца	Глубина (ниже морского дна), м	Диоктаэдрические смешанослойные иллит– смектиты	Триоктаэдрические смешанослойные хлорит–смектиты	Триоктаэдрический смешанослойный слюда–смектит–вермикулит	Смектит триоктаэдрический	Иллит	Биотит	Хлорит	Каолинит
2816	6.55	75	–	–	–	16	–	следы	9
2820	36.38	80	–	–	–	11	–	следы	9
2822	50.98	72	–	–	–	18	–	следы	10
2824	96.15	69	–	–	–	19	–	следы	12
2826	139.25	81	–	–	–	14	–	следы	5
2827	163.20	–	65	–	3	32	–	–	–
2828	166.00	–	~17	–	~3	~10	~70	–	–
2829	167.75	–	61	–	2	37	–	–	–
2830	170.05	–	66	–	3	31	–	–	–
2831	170.50	–	71	–	следы	29	–	–	–
2833	170.90	–	–	38	7	–	55	–	–
2835	171.25	–	–	19	1	–	80	–	–
2837	175.55	–	–	44	42*	–	14	–	–
2839	176.12	–	–	–	100	–	–	–	–
2841А	176.75	–	–	45	5	–	50	–	–
2844	203.50	78	–	–	–	12	–	10	–
2845	222.50	83	–	–	–	10	–	7	–
2854	328.00	62	–	–	–	26	–	12	–

Примечание. Прочерк — минерал не установлен; * — смешанослойный триоктаэдрический смектит–слюда, содержащий 20% слюдистых слоев.

 

На рис. 2 приведены рассчитанные и экспериментальные дифрактограммы ориентированных препаратов образцов 2816 и 2845, которые являются представительными для неизмененных терригенных осадков. Хорошее совпадение рассчитанных дифрактограмм с экспериментальными позволяет предполагать, что заданные структурные параметры в моделях глинистых фаз и их количественные соотношения адекватно отражают реальный состав исследуемых образцов.

 

Рис. 2. Дифрактограммы фракции <0.001 мм неизмененных осадков.

1 — экспериментальные, полученные от ориентированных препаратов, насыщенных этиленгликолем; 2 — рассчитанные.

Qz — кварц, Cr — кристобалит, Ca — кальцит.

 

На порошковых дифрактограммах, полученных от неориентированных образцов 2816 и 2845, интенсивный рефлекс с d ~1.500–1.503Å соответствует отражениям 060 диоктаэдрических иллит–смектитов и иллитов, а более слабый рефлекс с d ~1.543Å относится к кварцу и триоктаэдрическому хлориту, которые присутствуют в виде примеси (рис. 3).

 

Рис. 3. Порошковые дифрактограммы фракции <0.001 мм в области отражений 060 (образцы неизмененных осадков).

 

Похожие порошковые дифрактограммы с двумя отражениями 060, имеющими примерно такие же значения d и сходные соотношения их интенсивностей, характерны для образцов 2822, 2824, 2826, 2844, 2854. Таким образом, глинистые минералы в неизмененных терригенных осадках верхней и нижней частей разреза представлены в основном диоктаэдрическими разновидностями смешанослойных иллит-смектитов и диоктаэдрическим иллитом (см. табл. 1, 2).

Состав глинистых минералов в неизмененных терригенных осадках из интервалов 0–140 м и 203–328 м был использован для выявления новообразованных глинистых минералов в термально измененных осадках.

Глинистые минералы в термально измененных осадках над кровлей комплекса силлов

В толще осадков (7.5 м) были отобраны образцы 2827, 2828, 2829, 2830, 2831 в 7.35, 4.55, 2.75, 0.50, 0.05 м выше кровли верхнего силла, соответственно (см. табл. 1).

Результаты моделирования дифракционных картин для насыщенных этиленгликолем образцов 2827, 2829, 2830, 2831 показали, что в термально измененных осадках, расположенных непосредственно над комплексом силлов, отсутствуют исходные терригенные глинистые минералы, за исключением иллита (10–37%) (см. табл. 2, рис. 4). Терригенное происхождение иллита не вызывает сомнений вследствие постоянного присутствия этого минерала как в неизмененных осадках (скв. 481 и 481А, а также скв. 477 [Курносов и др., 2016]), так и в измененных (скв. 481 и 481А), в сопоставимых количествах (см. табл. 1, 2).

 

Рис. 4. Дифрактограммы фракции <0.001 мм термально измененных осадков над кровлей силлового комплекса.

Условные обозначения см. рис. 2.

 

Результаты изучения новообразованных глинистых минералов в термально измененных осадках показали, что аутигенные слоистые силикаты триоктаэдрические, и среди них нет новообразованных диоктаэдрических минералов. В каждом из четырех перечисленных выше образцов установлено присутствие (61–71%) смешанослойных хлорит-смектитов с разным соотношением хлоритовых и смектитовых слоев и разной степенью их упорядочения: R = 0 и R = 1. Моделирование дифракционных картин показывает, что соотношение хлоритовых и смектитовых слоев в составе смешанослойных хлорит-смектитов изменяется от 0.6:0.4–0.65:0.35 до 0.8:0.2–0.9:0.1 (см. табл. 3). Как видно из этой таблицы, в составе смеси смешанослойные хлорит-смектиты с относительно более высоким содержанием разбухающих слоев (от 35 до 40%) характеризуются тенденцией к упорядоченному чередованию слоев с фактором ближнего порядка R = 1, тогда как у разностей с меньшим содержанием разбухающих слоев (от 10 до 20%) фактор R = 0.

 

Таблица 3. Структурные параметры смешанослойных глинистых минералов, установленные при моделировании дифракционных картин для фракции <0.001 мм осадков скв. 481 и 481А

Номер образца	Глубина (ниже морского дна), м	Смешанослойный минерал	Высоты слоев в смешанослойном минерале (Å)	Соотношение слоев (%) и фактор ближнего порядка	Содержание минерала в образце (в %)
Неизмененные осадки
2816	6.55	диоктаэдрический смектит–иллит	16.70:9.98 16.85:12.90:9.98	80:20 R = 0 25:25:50 R = 0	41 34
2820	36.38		16.70:9.98 16.75:12.90:9.98	80:20 R = 0 25:35:40 R = 0	48 32
2822	50.98		16.70:9.98 16.75:9.98	80:20 R = 0 50:50 R = 0	34 38
2824	96.15		16.70:9.98 16.75:9.98	80:20 R = 0 50:50 R = 0	36 33
2826	139.25		16.70:9.98 16.75:9.98	90:10 R = 0 50:50 R = 0	37 44
Термально измененные осадки над силловым комплексом
2827	163.20	триоктаэдрический хлорит–смектит	14.10:16.95 14.20:16.95	65:35 R = 1* 90:10 R = 0	23 42
2829	167.75		14.05:16.85 14.20:16.85	60:40 R = 1* 85:15 R = 0	7 54
2830	170.05		14.05:16.85 14.20:16. 85	60:40 R = 1* 85:15 R = 0	9 57
2831	170.50		14.05:16.85 14.20:16.85:12.90 14.20:16.85	70:30 R = 1* 85:10:5 R = 0 80:20 R = 0	17 27 27
Осадки между силлами
2833	170.90	триоктаэдрический слюда–смектит–вермикулит	10.0:16.85:13.2	50:30:20 R = 0	38
2835	171.25		10.0:16.85:13.2	50:30:20 R = 0	19
2837	175.55	триоктаэдрический слюда–смектит–вермикулит	10.0:16.85:13.2	50:30:20 R = 0	44
		триоктаэдрический смектит–слюда	16.85:12.90	80:20 R = 0	42
2839	176.12	триоктаэдрический смектит	16.73		100
Неизмененные осадки
2844	203.50	диоктаэдрический смектит-иллит	16.75:9.98 16.85:9.98	90:10 R = 0 50:50 R = 0	35 43
2845	222.50		16.85:9.98	50:50 R = 0	60
		диоктаэдрический смектит	16.85		23
2854	328.00	диоктаэдрический смектит-иллит	16.75:9.98 16.85:9.98	90:10 R = 0 50:50 R = 0	25 37

Примечание. * Чередование слоев в моделях с фактором R = 1 характеризуется максимально возможной степенью их порядка, при которой смектитовые слои в структуре хлорит–смектит вместе не встречаются.

 

Среди новообразованных глинистых минералов, помимо смешанослойных хлорит-смектитов, также присутствует триоктаэдрический смектит в виде примеси (до 3%) (см. табл. 2). На порошковых дифрактограммах образцов 2827, 2828, 2829, 2831 (рис. 5), полученных от нео- риентированных препаратов, наблюдается интенсивный рефлекс с d = 1.543–1.544Å, который соответствует отражениям 060 от триоктаэдрических глинистых минералов: смешанослойного хлорит–смектита и смектита. Широкий и низкий по интенсивности рефлекс с d = ~1.504Å (образцы 2827, 2829) свидетельствует о присутствии диоктаэдрического иллита.

 

Рис. 5. Порошковые дифрактограммы фракции <0.001 мм в области отражений 060 (образцы термально измененных осадков над кровлей силлового комплекса).

Условные обозначения см. рис. 3.

 

Особое значение среди образцов, отобранных над силлом, имеет образец 2828, в котором установлено около 70% тонкодисперсного биотита (см. табл. 2). На дифрактограмме от ориентированного препарата наблюдаются интенсивные базальные отражения 001 и 003, характерные для слюды, тогда как интенсивность рефлекса 002 с d ~5Å практически равна нулю. Дифрактограмма неориентированного препарата обр. 2828 содержит интенсивный рефлекс 060 с d = 1.543Å, что указывает на триоктаэдрическую структуру слюдистого минерала, в то время как отражение 060 диоктаэдрической фазы крайне слабое или вовсе отсутствует (см. рис. 5). Петрографическое изучение также показало, что в обр. 2828 находятся обломки пород разного состава, содержащих биотит. Повышенное содержание калия (K2O = 3.2%) в химическом составе фракции <0.001 мм этого образца (табл. 4) подтверждает предположение о присутствии биотита.

 

Таблица 4. Химический состав фракции <0.001 мм осадков северного трога впадины Гуаймас Калифорнийского залива (скв. 481 и 481А)

Номер образца	Глубина (ниже морского дна), м	MgO	K2O	Fe2O3 + FeO	Na2O	Al2O3	CaO	TiO2	MnO
Неизмененные осадки
2816	6.55	3.2	1.8	3.6	3.1	10.2	3.7	0.36	0.07
2845	222.50	2.8	2.4	5.2	1.0	14.1	2.4	0.60	0.29
Термально измененные осадки над кровлей силлов
2827	163.20	6.3	2.4	9.8	1.1	13.9	1.2	1.01	0.17
2828	166.00	5.8	3.2	10.9	3.1	12.8	3.1	0.68	0.21
2831	170.50	6.8	2.0	15.4	1.2	16.6	1.4	0.35	0.22
Измененные осадки внутри силлового комплекса
2833	170.90	7.2	3.5	13.0	2.3	13.4	2.7	0.95	0.14
2835	171.25	9.6	6.2	11.8	2.3	15.8	1.2	0.64	0.10
2839	176.12	10.4	2.4	14.8	2.5	10.6	2.9	0.38	0.11

Примечание. Cодержание химических элементов во фракции <0.001 мм определено методом ICP-MS (вес. %).

 

Глинистые минералы в осадках под силловым комплексом

Из зоны термально измененных осадков (интервал 198–~210 м) [Kastner, 1982], расположенных в 5 м ниже подошвы комплекса силлов нами изучен образец 2844, отобранный на глубине 203.5 м (см. табл. 1). Дифрактометрические исследования показывают, что фракция <0.001 мм состоит из смеси терригенных глинистых минералов, в составе которой доминируют (78%) диоктаэдрические неупорядоченные смешанослойные иллит–смектиты (см. табл. 2, 3).

Глинистые минералы в измененных осадках между силлами

Комплекс силлов, внедрившихся в осадки, расположен в интервале 170.55–198 м (см. табл. 1). Прослои осадков мощностью от 0.08 до 0.25 м, заключенные между силлами, литифицированы и окремнены [Kastner, 1982]. Глинистые минералы этих осадков были изучены в образцах 2833, 2835, 2837, 2839, 2841A.

Результаты моделирования дифракционных картин для образцов 2833, 2835, 2841A, насыщенных этиленгликолем, показали (рис. 6), что в них присутствует триоктаэдрический неупорядоченный смешанослойный слюда–смектит– вермикулит с соотношением слюдистых, смектитовых и вермикулитовых слоев 0.5:0.3:0.2 (см. табл. 2, 3). В образце 2837 смешанослойный слюда–смектит–вермикулит с R = 0 сосуществует с триоктаэдрическим смектит–слюда с R = 0, в структуре которого содержится ~20% слюдистых слоев (см. табл. 2, 3), а в образце 2839 присутствует только триоктаэдрический смектит (см. табл. 3).

 

Рис. 6. Дифрактограммы фракции <0.001 мм осадков, залегающих между силлами.

Условные обозначения см. рис. 2.

 

Порошковые дифракционные картины всех изученных образцов (2833, 2835, 2837, 2839, 2841A) (см. табл. 2, рис. 7), полученные от неориентированных препаратов, подтверждают триоктаэдрическую структуру глинистых минералов. На них наблюдается интенсивное отражение 060 с d = 1.541–1.546Å, которое может одновременно относиться к триоктаэдрическим смектиту и хлорит–смектиту, а также кварцу. Слабый рефлекс с d = 1.498Å, наблюдаемый на порошкограмме образца 2837, скорее всего, соответствует небольшой примеси диоктаэдрической слюды. Основной вывод, который следует из анализа экспериментальных значений d (060), состоит в том, что в этих образцах практически нет диоктаэдрических минералов, за исключением, может быть, образца 2837 (d = 1.498Å).

 

Рис. 7. Порошковые дифрактограммы фракции <0.001 мм в области отражений 060 (образцы осадков, залегающих между силлами).

Условные обозначения см. рис. 3.

 

По рентгеновским данным, во фракции <0.001 мм образцов 2833, 2835, 2841А существенно преобладает терригенная триоктаэдрическая слюда — биотит (см. рис. 6, табл. 2). Содержание K2O в этих образцах меняется от 3.2 до 6.2% (см. табл. 4).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Формирование глинистых минералов в осадках, расположенных над комплексом силлов

Для образования аутигенных триоктаэдрических смешанослойных хлорит–смектитов, а также триоктаэдрического смектита (до 3%), был необходим привнос в раствор дополнительного количества Mg и Fe. В термально измененных осадках дополнительное поступление в раствор Mg могло происходить из разогретых поровых вод (морской воды). Известно, что морская вода при нагревании в гидротермальных системах практически полностью теряет Mg. В лабораторных экспериментах, проведенных в автоклаве при давлении 500 бар и температуре 150–350°С, было установлено, что морская вода испытывает значительные химические преобразования, которые выражаются в значительном уменьшении содержаний Mg, Ca, SO4, в то время как концентрации Na, K, Cl остаются неизмененными [Bischoff, Seyfried, 1978].

Железо могло поступать в растворы при гидротермальных преобразованиях базальтов. Это предположение можно подтвердить тем, что во фракции <0.001 мм образцов, отобранных над силлом, возрастает содержание Fe по мере приближения осадков к контакту с базальтами. Так, в образце 2827 (7.35 м выше силла) суммарное содержание оксидов Fe — 9.8%, а в образце 2831, который отобран в 5 см выше кровли силла — 15.4% (см. табл. 4).

В толще термально измененных осадков (мощностью 7.5 м) образцы 2827, 2829, 2830, 2831 были отобраны выше кровли самого верхнего силла (7.35, 2.75, 0.50, 0.05 м, соответственно). Было установлено (см. табл. 2), что содержание новообразованного смешанослойного хлорит–смектита с фактором ближнего порядка R = 1 увеличивается по мере приближения к силлу и в образцах 2829, 2830, 2831 составляет 7, 9 и 17%, соответственно (см. табл. 3). Это может свидетельствовать о том, что после разогрева осадочной толщи внедрившимися интрузиями, повышенная температура в осадках, расположенных близко к силлам, сохранялась в течение длительного времени, что способствовало образованию в этих зонах значительных количеств смешанослойного хлорит–смектита с R = 1. Такая закономерность нарушается для самого верхнего образца 2827, в котором содержание смешанослойного хлорит–смектита с R = 1 повышенное (23%). Вероятно, в эту часть осадочной толщи поступали горячие растворы латерального гидротермального потока, распространявшегося от центральной вертикальной интрузии.

Образование смеси смешанослойных хлорит–смектитов с разным содержанием разбухающих слоев и разным фактором ближнего порядка (R = 0 и 1) в одном и том же прослое осадков, по-видимому, является результатом различий в условиях образования аутигенных минералов. Эти условия изменялись от относительно высокотемпературных на ранней стадии (внедрение силлов), способствовавших образованию хлорит–смектитов с R = 1, до низкотемпературных на более поздней стадии, обусловленных остыванием силла, что привело к формированию хлорит–смектитов с R = 0. На поздней стадии температура в толще осадков была, вероятно, менее контрастной, более выровненной по сравнению с начальной стадией. Это предположение, возможно, подтверждает наблюдение, что на разных горизонтах толщи осадков (образцы 2829, 2830, 2831) установлено практически одинаковое количество (54–57%) новообразованных смешанослойных хлорит–смектитов с R = 0 (см. табл. 3).

Влияние базальтовых силлов на фазовый состав глинистых минералов в осадках, расположенных под силловым комплексом

Из зоны термально измененных осадков (интервал 198–~210 м), установленных [Kastner, 1982], нами изучен только образец 2844, отобранный на глубине 203.5 м, поскольку в ~5 м ниже подошвы комплекса силлов отсутствовал керн (см. табл. 1). Дифрактометрические исследования показали, что образец состоит из смеси терригенных глинистых минералов, в составе которой доминируют (78%) диоктаэдрические неупорядоченные смешанослойные иллит–смектиты (см. табл. 2, 3). Таким образом, внедрение горячих базальтовых силлов в толщу осадков не оказало заметного влияния на фазовый состав терригенных глинистых минералов, находящихся на расстоянии ~5 м ниже подошвы нижнего силла (см. табл. 1, 2). Отсутствие подобного влияния было установлено нами ранее в южном троге впадины Гуаймас (скважина 477), в осадках, находящихся непосредственно под подошвой силла мощностью 47 м, всего в 0.5 м ниже нее [Курносов и др., 2016].

Формирование глинистых минералов в осадках, находящихся между силлами

Формирование смешанослойного слюда– смектит–вермикулита. В осадках (образцы 2833, 2835, 2841 А), до внедрения в них горячих силлов, фракция <0.001 мм состояла из терригенных диоктаэдрических глинистых минералов, а также терригенного биотита, который составляет в этих образцах от 50 до 80% (см. табл. 2). В гидротермальных условиях произошло формирование триоктаэдрического смешанослойного слюда–смектит–вермикулита. Терригенный биотит во фракции <0.001 мм сохранился. В то же время, при изучении крупных частиц биотита в прозрачных шлифах установлено, что они частично по краям изменены. Микрозондовый анализ на сканирующем микроскопе показал уменьшение содержания оксидов K, Mg, Fe в краевых частях пластинок биотита (образец 2833). На измененном участке биотита отмечаются следующие содержания оксидов (%): К2О = 2.65, MgО = 2.95, FeО* (сумма Fe2O3 + FeО) = 8.62, в то время как в неизмененной части биотита концентрации (%) К2О = 10.74, MgО = 6.80, FeО* = 26.50.

Изменение химического состава отдельных участков биотита свидетельствует о том, что этот минерал в данных условиях частично подвергался разложению. Вероятно, в результате этого процесса биотиты могли быть донорами К и Mg для образования триоктаэдрического слюда–смектит–вермикулита.

Формирование смектита. В одном из прослоев осадка, заключенного между силлами (образец 2939), терригенный биотит во фракции <0.001 мм не был обнаружен. При отсутствии терригенного тонкодисперсного биотита, в этом слое сформировался триоктаэдрический смектит, а не смешанослойный триоктаэдрический слюда–смектит–вермикулит; матрицей для образования смектита была та же ассоциация терригенных глинистых минералов, что и в других осадках между силлами (образцы 2833, 2835, 2841А).

Совместное формирование триоктаэдрических смешанослойных слюда–смектит–вермикулита и смектит–слюда с 20% слюдистых слоев. В образце 2837 фракция <0.001 мм состоит из новообразованных триоктаэдрического смешанослойного слюда–смектит–вермикулита и трио- ктаэдрического смешанослойного смектит– слюда, а также терригенного биотита (см. табл. 2). В отличие от образцов 2833, 2835, 2841А, во фракции <0.001 мм которых биотит составляет 50–80% общего содержания слоистых силикатов, в образце 2837 его доля значительно ниже — 14% (см. табл. 2). В этом случае сформировались как смешанослойный смектит–слюда, так и смешанослойный слюда–смектит–вермикулит. При этом дополнительный калий, поступивший в раствор в результате изменения химического состава биотита, способствовал образованию смектит–слюда, содержащего около 20% слюдистых слоев, тогда как дефицит калия (образец 2839) приводил к формированию триоктаэдрического смектита, не содержащего слюдистых слоев.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В неизмененных осадках, вскрытых скважинами 481 и 481А DSDP в северном троге впадины Гуаймас, терригенные глинистые минералы представлены смесью диоктаэдрических неупорядоченных смешанослойных иллит–смектитов, а также иллитом, каолинитом и хлоритом. В термально измененных осадках, находящихся над силловым комплексом, а также заключенных между силлами, сформировались триоктаэдрические аутигенные глинистые минералы. Терригенный иллит сохранился в осадках над силловым комплексом, тогда как в осадках, находящихся между силлами, он отсутствует.

В термально измененных осадках, находящихся над комплексом силлов, в толще мощностью 7.5 м, сформировались аутигенные триоктаэдрические смешанослойные хлорит–смектиты и небольшое количество смектита.

В осадках, заключенных внутри комплекса силлов встречены разные аутигенные минералы. В одних случаях, сформировался триоктаэдрический смешанослойный слюда–смектит–вермикулит, в других смектит–слюда или смектит. Смешанослойный слюда–смектит–вермикулит образовался в осадках, в которых во фракции <0.001 мм присутствует терригенный биотит (50–80%) со следами растворения в его краевых частях и уменьшением в них содержаний K, Mg, Fe, которые поступали в раствор и, вероятно, участвовали в формировании этого аутигенного глинистого минерала. Смектит сформировался в осадках, в которых во фракции <0.001 мм изначально не было терригенного биотита, а в растворе калия было, по-видимому, недостаточно для образования смешанослойного слюда–смектит–вермикулита. В условиях, когда во фракции <0.001 мм присутствует относительно небольшое количество биотита (около 14%), сформировались как смешанослойный смектит–слюда, так и слюда–смектит–вермикулит. Во всех случаях матрицей для формирования смешанослойных слюда–смектит–вермикулита и смектит–слюды была ассоциация терригенных глинистых минералов.

Моделирование дифракционных картин для смесей глинистых минералов и сопоставление рассчитанных дифрактограмм с экспериментальными, полученными от ориентированных препаратов фракции <0.001 мм осадков, позволили определить изменения в составе изученных образцов и оценить количественные соотношения глинистых минералов.

На примере изучения материалов скважин 481 и 481А, пробуренных в северном троге впадины Гуаймас Калифорнийского залива, показаны основные закономерности формирования глинистых минералов в молодых нелитифицированных водонасыщенных осадках при внедрении в них горячих базальтовых силлов, которые, вероятно, характерны для всех срединно-океанических хребтов, расположенных в Тихом океане вблизи Северо-Американского континента.

В этом исследовании использованы образцы пород, отобранные в кернохранилище Программы океанского бурения (Ocean Drilling Program — ODP), г. Колледж Стейшн, Техас, США.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность Т. Д. Зеленовой за подготовку препаратов для рентгеновской съемки, Е. В. Покровской — за проведение этих съемок.

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена в рамках государственного плана научно-исследовательских работ (№ 0135-2019-0053) и при частичной финансовой поддержке РФФИ (грант № 14-05-00153).

About the authors

V. B. Kurnosov

Geological Institute, Russian Academy of Sciences
 

Author for correspondence.
Email: vic-kurnosov@rambler.ru
Russian Federation, Pyzhevskii per. 7, Moscow, 119017

B. A. Sakharov

Geological Institute, Russian Academy of Sciences
 

Email: vic-kurnosov@rambler.ru
Russian Federation, Pyzhevskii per. 7, Moscow, 119017

A. R. Geptner

Geological Institute, Russian Academy of Sciences
 

Email: vic-kurnosov@rambler.ru
Russian Federation, Pyzhevskii per. 7, Moscow, 119017

Yu. I. Konovalov

Geological Institute, Russian Academy of Sciences
 

Email: vic-kurnosov@rambler.ru
Russian Federation, Pyzhevskii per. 7, Moscow, 119017

E. O. Goncharov

Geological Institute, Russian Academy of Sciences
 

Email: vic-kurnosov@rambler.ru
Russian Federation, Pyzhevskii per. 7, Moscow, 119017

References

Supplementary files