Шванов В.Н. Петрография песчаных пород (компонентный состав, систематика и описание минеральных видов)

Подождите немного. Документ загружается.

Граница между обломочным зерном и аутогенной каймой

обычно подчеркивается включениями минералообразующей

•среды; она также может быть лишена посторонних примесей, но

содержать глобулярные и микрокристаллические выделения

кремнезема и мельчайшие пустоты, запечатанные в процессе

роста регенерационной каймы. Природа подобных границ выяв-

ляется сканирующим микроскопом, а под поляризационным

микроскопом они могут наблюдаться в виде полоски Бекке. Воз-

можны случаи, когда только катодолюминесценция обнаружи-

вает аутигенные обрастания зерен [62]. Наконец, первоначально

существовавшие регенерационные каймы могут не проявляться

вовсе вследствие рекристаллизационного бластеза при метаге-

незе и метаморфизме. Здесь само понятие регенерационных

кайм теряет смысл, однако явления регенерации, предшество-

вавшие бластезу, важны, так как влияют на размеры и форму

новообразованных кристаллов.

По времени и условиям образования, по-видимому, можно

выделить три типа кремнистой цементации: свободная поровая

во время диагенеза и начального катагенеза, цементация под

давлением при ката- и метагенезе и цементация в корах вывет-

ривания.

Диагенетическая цементация только предполагается для ис-

копаемых отложений, поскольку в современных водоемах выпа-

дение химического кремнезема не происходит, а диагенетиче-

ское осаждение его нигде не наблюдалось. Основанием для

предположения о возможности диагенетического окремнения и

развития соответствующего типа цемента являются: 1) распро-

странение в современных осадках иловых вод, пересыщенных

кремнеземом; 2) широкое развитие кварцевой цементации в мо-

лодых отложениях типа палеогеновых песчаников Украины, не

претерпевших больших погружений; 3) наличие структур, обра-

зованных опалом, халцедоном или кварцем, типа изображен-

ных на рис. 17, а, б, где появление кремнезема не сопровожда-

ется структурами растворения.

Реально наблюдаемым процессом современной поверхност-

ной цементации кварцем является образование силькретов и

близких к ним образований в пустынях. Современные силь-

креты, отдельные из которых располагаются в основании сыпу-

чих песков, описаны Б. М. Михайловым и Г. В. Куликовой

[1977 г.] в Южной Африке и пустыне Калахари; образование их

связывают с капиллярными поднятиями кремнистых золей. Ис-

копаемые силькреты описаны в мезозое Западной Сибири [Коры

выветривания Сибири, 1979 г.].

Большая часть кварцевых цементов формируется как состав-

ная часть проявления катагенеза и метагенеза. Для этого вида

кварцевой цементации устанавливаются следующие законо-

мерности.

Зависимость от давления, вызванного погружением или

горизонтальным сжатием. В молодых областях погружения типа

101

Рис.

17. Возможные соотношения регенерированных зерен кварца в про-

странстве, отражающие способ образования и преобразования регенераци-

онных кайм.

а — регенерированные зерна свободно располагаются в межзерновом пространстве

или цементе иного состава; б — регенерированные зерна вместе с регенерационными

каймами проникают друг в друга; в — обломочные зерна проникают друг в друга,

регенерационные каймы образуются на несоприкасающихся свободных участках; г —

мозаичная структура, образованная зернами, прошедшими рекристаллизационный

бластез.

Прикаспийской впадины и Предкавказья регенерации кварца

кварцем в бесцементных породах появляется на глубинах 2000 м

и достигает максимума на глубине 4500—5000 м [28]. Ниже, ви-

димо,

растворение под давлением опережает регенерацию.

Стрессовые напряжения приводят к кварцевой цементации на

меньших глубинах, хотя истинные значения погружения в склад-

чатых областях, где они развиты, определяются очень прибли-

зительно.

Зависимость масштабов кварцевой цементации от геоло-

гического времени. Чем моложе отложения, тем на больших

глубинах в областях простого погружения проявляется цемента-

ция кварцем. Так, в неогеновых отложениях Апшеронского по-

луострова регенерация кварца появляется на глубинах 4500 м,

в девоне Тимано-Печорской впадины — на глубинах 2600—

3000 м. Верхние части разрезов докембрийских щитов располо-

женные вблизи поверхности, всегда несут признаки регенерации

кварцем.

Зависимость от состава. Первоначально бесцементные-

породы раньше подвергаются окварцеванию, чем породы с це-

ментом, а среди бесцементных — кварцевые и олигомиктовые

раньше полимиктовых. Карбонатный цемент, даже в небольших

количествах, затрудняет окварцевание. Присутствие глинистого

цемента снижает масштабы окварцевания, а при 45—50 % гли-

нистого компонента регенерация не проявляется.

Зависимость от мощности песчаных слоев. Более интен-

сивно окварцованы маломощные песчаные и алевритовые пла-

сты,

залегающие среди глинистых пород.

В конкретных разрезах и пересечениях могут наблюдаться

закономерности иные и даже обратные отмеченным, однако, чем

мельче масштаб наблюдений, тем более отчетливы не случай-

ные отклонения, а отмеченные общие тенденции. Простейшим

случаем окварцевания при катагенезе является локальное пере-

распределение кварца по принципу Рике (см. рис. 17, в). В ус-

ловиях стресса растворение кварцевых обломков и силикатных

102

минералов происходит в направлении давления, а отложение

кварца отмечается в теневых участках, ориентированных по нор-

мали к направлению максимальных напряжений. Большую роль

играет также преобразование глинистых минералов в пластах

и пачках алеврито-глинистых и глинистых пород, в пределах ко-

торых создаются многочисленные центры кристаллизации аути-

генного кварца и откуда, кроме того, осуществляется его вынос

в соседние песчаные пласты. На стадиях глубокого катагенеза

и метагенеза масштабы растворения кварца под давлением уве-

личиваются как в местах соприкосновения зерен, что сопровож-

дается явлениями инкорпорации, микростилолитизации и грану-

ляции, так и вдоль секущих и слоевых трещин, по которым ча-

сто развиваются микростилолитовые поверхности. Вследствие

сокращения порового пространства освобождающийся кремне-

зем лишается возможности формировать регенерационные

структуры и осаждается в возникающих при деформациях сво-

бодных полостях, образуя значительные сегрегационные линзы,

прослои и выполняя секущие трещины.

Окисно-железистый цемент. Окислы и гидраты окислов же-

леза могут присутствовать в тонкодисперсном состоянии внутри

глинистого цемента, образовывать сгустки и хлопья между зер-

нами или облекать их, образуя рубахи, хорошо видимые под

микроскопом в проходящем и отраженном свете. Внешним вы-

ражением окисно-железистых цементов является красная ок-

раска пород и толщ. Наиболее отчетливо красноцветность про-

является при совмещении следующих условий: 1) количество

свободных окислов >1 %, обычно составляет 4—5, иногда до-

стигает 8 и даже 50%; 2) соотношение Fe

/FeO>2; 3) пре-

обладают рассеянные дисперсные формы окислов железа; 4) ос-

новным минеральным видом среди железистых минералов

является гематит. Невыполнение этих условий приводит к по-

явлению желтых, палевых, бурых, а затем серых и зеленых окра-

сок. Так, среди современного аллювия тропических областей,

так же как и среди современных эоловых песков, мало красно-

цветов из-за преобладания коричневых аморфных гидроокисей.

В составе древних толщ докембрия встречаются высокожелези-

стые породы, окрашенные, однако, в серые и зеленые цвета

из-за перехода окисного железа в закисное. Даже в тех слу-

чаях, когда отношение Fe

ZFeO остается высоким, как, на-

пример, в сакуканской свите удоканской серии, происходит ис-

чезновение красной окраски вследствие перехода дисперсного

гематита в крупнокристаллический при метаморфизме.

Основой для образования железистого цемента является раз-

витие континентальных кор выветривания в условиях жаркого

климата, усиленное аэроморфным выветриванием в области от-

ложения. Железистый цемент является в первую очередь пока-

зателем окислительной обстановки седиментации, а не климата,

поскольку красноцветы, как было показано А. И. Анатольевой

J1972 г.], могут формироваться в широком климатическом

103

диапазоне —от влажного тропического до экстрааридного. По-

казатель климата— это сочетание железистости и карбонатно-

сти:

железистые бескарбонатные цементы более свойственны

гумидным зонам, железисто-карбонатные (с конседиментацион-

ной, но не вторичной карбонатностью) — аридным.

Первоначальным источником окраски являются аморфные

гидроокиси, мигрирующие в виде взвесей, органо-минеральных

соединений и мицелл на поверхности зерен, одевающих их в же-

лезистые рубашки. При диагенезе происходит перераспределе-

ние окисленного железа, часто сопровождающееся ростом желе-

зистых пленок на поверхности зерен, а при позднем диагенезе

и начальном катагенезе — усиление, «проявление» красных ок-

расок в связи с развитием гематита. Возможно также вторичное

образование красных окрасок под действием поверхностных

грунтовых'вод или при окислении минералов — биотита и дру-

гих силикатов, заключенных в породах, во время перерывов и

формирования несогласий. Железистые пленки вокруг обломоч-

ных зерен в большинстве случаев очень устойчивы и могут

сохраняться в основании регенерационных кайм на кварце, аль-

бите и на других соединениях до начала метаморфизма. С раз-

витием кристаллизационного бластеза происходит «выталкива-

ние» железа из зерен, его поглощение метаморфическими мине-

ралами, в том числе новообразованиями гематита и магнетита,,

и одновременное изменение красных окрасок на серые и:

зеленые.

Марганцовистый цемент. Цементы из окисных соединений

марганца распространены несравненно реже железистых. Пред-

ставляют собой пленки на поверхности зерен, в составе которых

содержание MnO

достигает 40—55 % наряду с окислами же-

леза, серы, фосфора и других элементов. Подробно описаны

И. И. Гинзбургом [1936 г.] среди современных и ископаемых

песков европейской части СССР. В современных условиях мар-

ганцовистый пленочный цемент песков образуется в умерен-

ных широтах, обычно у верхней границы грунтовых вод.

Фосфатный цемент. Характер цементов, образованных мине-

ралами группы апатита, во многом зависит от того, к какому

типу фосфоритов принадлежат вмещающие их породы или с ка-

кими фосфоритами они ассоциируют. Как известно, существует

четыре основных типа фосфоритовых отложений: желваковые

типа верхнеюрско-нижнемеловых фосфоритов Русской плат-

формы, пластовые органогенные типа оболовых песчаников Ле-

нинградской области, пластовые зернистые типа эоценовых фос-

форитов северной Африки и микрозернисто-оолитовые типа ка-

ратауских фосфоритов Казахстана.

В желваковых фосфоритах минералы апатита обычно тесно

связаны с органическим углеродистым веществом и образуют

темную, слабопросвечивающую массу. Желваки и фосфорито-

вые плиты способны содержать настолько высокое количество-

песчаных частиц, что могут определяться как песчаники, где;

104

•фосфатное вещество играет роль базального цемента. В осадке,

вмещающем желваки, апатит, присутствуя, как правило, вместе

с глауконитом и карбонатами, образует сгустки с базальной или

поровой цементацией, отдельные участки, глобули или каемки

вокруг зерен в виде аморфных пленок или крустификационных

оторочек.

В пластовых органогенных фосфоритах кроме фосфатизиро-

ванных обломков раковин всегда присутствуют аморфные или

полукристаллические сгустки углеродисто-фосфатного вещества

и обрастания вокруг раковин и обломков. В зернистых фосфо-

ритах минералы апатита образуют цемент часто базального

типа, и, если он загрязнен глинистой или карбонатной при-

месью, препятствующей перекристаллизации, в нем могут фор-

мироваться кристаллическизернистые агрегаты прозрачного апа-

тита. В четвертом типе фосфоритов каратауского типа преобла-

дают кремнистые и кремнисто-глинистые породы, в различной

степени насыщенные фосфатом кальция, а песчаные отложения

почти не встречаются.

Вопросы об источнике фосфата и способах его концентрации

в осадке разбираются в специальной литературе по фосфори-

там [Казаков А. В., 1939 г.; Шатский Н. С, 1965 г.; Литология

и генезис, 1980 г.]. Отметим только, что время образования

большинства фосфатных выделений, которые удается наблю- «*

дать в поле, в образцах или шлифах в виде конкреций, сгустков

и обрастаний вокруг зерен, относится к стадии диагенеза. При

катагенезе возможна перекристаллизация апатита и частичное

замещение им глауконита, слюд и полевых шпатов. Апатит

может также заполнять полости и трещины. Фосфатный цемент

способен сохраняться до нижней границы существования оса-

дочных пород. Наиболее древние песчаники с фосфатным

цементом датируются рифеем, например песчаные породы сухо-

питской свиты Енисейского кряжа или кедровской свиты Сред-

него Урала. При метаморфизме происходит ремобилизация

апатита, его вынос и концентрация в отдельных участках с об-

разованием рудопроявлений и даже крупных осадочно-метамор-

фогенных месторождений типа Селигдарского на Алданском

щите [Литология и генезис..., 1980 г.].

Цеолитовый цемент. Отдельные кристаллы цеолитов часто

встречаются в песчаных породах; скопления цеолитов, на-

столько большие, чтобы являться основными породообразова-

телями в цементе, встречаются реже, однако описания их име-

ются для многих районов. По-видимому, наиболее мощные

анальцимолиты описаны Р. Вандерстанненом и Т. Вербекком [6]

в юрских и меловых отложениях Конго, массовое распростра-

нение анальцима отмечено А. Г. Коссовской и Т. Н. Соколовой

в красноцветах татарского яруса Приуралья [6]; породы, сло-

женные на 20—30 % цеолитами, преимущественно ломонтитом,

описаны 3. 3. Ронкиной и др. [1976 г.] в мезозое Верхоянья. Цео-

литы часто присутствуют с карбонатами и гипсом, но при

105

низком содержании глинистого цемента. Образуют регенераци-

онные каемки вокруг зерен и по стенкам пор, заполняют поры,

а иногда слагают цемент базального типа.

В предыдущей главе указывалось, что для образования цео-

литов необходимо реакционноспособное вещество, несущее нат-

рий, и гидрокарбонатный состав растворов, обеспечивающий

высокий щелочной резерв (рН>9). Поскольку сочетание этих

условий может выполняться на различных стадиях существо-

вания осадка и породы, цеолитовая цементация может быть

проявлена в широком геологическом диапазоне. Возвращаясь

к приведенным примерам, отметим, что в Приуралье цеолито-

образование связывают со стадией диагенеза — начального ка-

тагенеза и с влиянием седиментационных растворов; цеолиты

здесь наиболее ранние, последующие карбонаты и гипс корро-

дируют их. В мезозое Верхоянья цеолитизация растет по мере

усиления общего эпигенетического изменения пород и связы-

вается с воздействием низкотемпературных глубинных раство-

ров.

Поэтому в каждом отдельном случае время образования

цеолитовых цементов следует устанавливать отдельно, исходя

из их соотношений с другими минералами, из состава мине-

ралов цеолитовой группы и из общих геологических соображе-

ний. Ф. Петтиджон и др. [24, с. 387] указывают на кайнозой-

ский — мезозойский возраст цеолитсодержащих пород, «тогда

как в палеозойских и докембрийских отложениях цеолитовые

фации отсутствуют». Однако Г. А. Мизенсом [17] в нижнеперм-

ских песчаниках Приуралья описан пятнистый цемент порового

типа, образованный анальцимом, Е. 3. Бурьяновой [1956 г.] цео-

литы отмечались в среднем девоне Тувы, а Г. Н. Бровковым

[1965 г.] — в нижнем и среднем девоне Минусинских впадин.

Гипсово-ангидритовый цемент. Сульфаты кальция в цементе

в виде гипса или ангидрита, способные переходить друг в друга

при изменении давления, температуры и режима грунтовых вод,

встречаются довольно часто, преимущественно в толщах конти-

нентального происхождения или залегающих поблизости от них.

Чаще всего гипс и ангидрит заполняют поры, нередко образуют

базальный цемент, который в этом случае обычно является пой-

килитовым. С. С. Савкевичем [1969 г.] в нижнепермских песча-

никах Литвы описан пойкилитовый гипсовый цемент, площадь

отдельных кристаллов в котором достигает 75 см

. По времени

образования гипсовый и ангидритовый цементы могут быть се-

диментационными, диагенетическими, гипергенными, а также

формироваться на разных стадиях катагенеза вследствие боль-

шой подвижности сульфата кальция и возможности его широ-

кого перемещения по вертикали в толще осадков и осадочных

пород. В каждом случае время образования цемента этого типа

определяется по характеру заполнения им межзернового про-

странства и по взаимоотношению с другими минералами це-

мента. Так, поздняя генерация гипса в верхнеказанских песча-

никах Приуралья, по наблюдениям А. Г. Коссовской и

106

Т. Н. Соколовой, доказывается тем, что он замещает анальцим.

В нижнепермских песчаниках Западного Урала, по данным

Г. А. Мизенса, гипсом замещается пойкилитовый кальцит, яв-

ляющийся в свою очередь коррозионным по отношению к кварцу;

Л.

Н. Лашкова описывает коррозию крупнокристаллическим ан-

гидритом регенерированных зерен кварца в кембрийских отло-

жениях Балтийской синеклизы.

Наоборот, С. С. Савкевич пойкилитовый базальный гип-

совый цемент нижнепермских песчаников Литвы сравнивает

с «репетекским гипсом» современных пустынь. «Репетекский

гипс», как было показано еще В. В. Докучаевым, образуется

в сухих районах вследствие циркуляции минерализованных

грунтовых вод, обогащенных сульфатами, и их испарения в зоне

капиллярного поднятия. Такое же происхождение имеет гажа —

скопление солей, преимущественно гипса, в пустынных, в мень-

шей степени степных корах выветривания, образующее про-

жилки, гнезда и целые горизонты. Некоторые новообразования

в верхних горизонтах пустынных кор сложены смесью мираби-

лита, тенардита, галита, эпсомита и других солей. В аридных

областях возможно также образование гипсово-соляного це-

мента в результате осаждения и перераспределения солей, пе-

ренесенных эоловым путем.

Баритовый цемент. Встречается в друзовидных и гнездовид- «•

ных скоплениях, часто вместе с целестином, ангидритом и кар-

бонатами, преимущественно в крупнозернистых песчаниках, на-

пример в каменноугольных отложениях Карагандинского бас-

сейна, каменноугольных меденосных отложениях Джезказгана,

нижнепермских отложениях западного склона Урала. Барито-

вый цемент подобных скоплений может быть поровым и базаль-

ным, часто корродирующим обломочные зерна кварца и поле-

вых шпатов. Формирование барита в цементе связывают [6]

с взаимодействием бария, поступающего в интерстиционный ра-

створ при катагенезе за счет разрушения плагиоклазов, с сер-

ной кислотой, образующейся при окислении сульфидов.

Полевошпатовый цемент. Новообразования полевых шпатов,

обычные для осадочных пород, слагают регенерационные каймы

или отдельные кристаллы, но редко выступают в качестве соб-

ственно цемента как заполнителя пространства, связывающего

обломочные зерна. Д. Сиблеем [Sibley D., 1979] в кембрийских

песчаниках Мичигана описан базальный цемент, составляющий

до 20 % породы, образованный микрозернистым калиевым по-:

левым шпатом. Формирование его связывается с растворами;

поступавшими из глубины по расположенной в непосредствен-

ной близости зоне разломов.

В заключение отметим, что цементация песчаников, начи-

нающаяся с отложения песка на поверхности литосферы и за-

вершающаяся перекристаллизацией на глубине, является слож-

ным процессом взаимодействия обломочных частиц с твердыми,

жидкими и газообразными компонентами межзернового про-

107

Рис.

18. Стадии и глубины образования и разрушения цементов песчаных пород в условиях простого погруже-

ния.

Области:

1 — образования цемента; 2

—

существования цемента; 3

—

разрушения цемента.

странства. В результате каждый минеральный тип цемента и

сочетание типов имеет свою область образования, существова-

ния и разрушения (рис. 18). Ни один минерал, образованный

на поверхности или вблизи поверхности Земли, не входит в зону

метаморфизма. Он либо разрушается полностью, либо претер-

певает полную структурную перестройку, как это наблюдается

у слюд, переходящих в высокотемпературный политип, или

у кварца, претерпевающего рекристаллизационный бластез.

Наиболее активной областью образования цементов явля-

ются зоны седиментации, сингенеза и особенно диагенеза, в ко-

торых происходит формирование большинства известных цемен-

тов.

В дальнейшем этот процесс продолжается, постепенно ос-

лабевая к нижней границе зоны свободной циркуляции подзем-

ных вод на глубинах 500—700 м. Интервал глубин от 700 до

2000 м, в условиях простого погружения характеризующийся

затрудненным водообменом и сравнительно невысокими темпе-

ратурой и давлением, является областью консервации образо-

ванных цементов и наиболее вялых минеральных превраще-

ний. Ниже 2000 м вследствие возрастания давления и темпе-

ратуры усиливается разрушение одних и образование других

компонентов, при этом атомно-молекулярный обмен осущест-

вляется на очень малых расстояниях вследствие уплотнения

пород, закрытия порового пространства и сокращения газово- г

жидкой фазы. При достижении давлений

3—3,5

кбар и темпе-

ратуры 270—300

C осуществляется общая минерально-струк-

турная перестройка породы с установлением минеральных рав-

новесий, свойственных метаморфическим зонам. Отметим, что

указанные значения давления и температуры рассчитаны

теоретически, и ни в одной точке земного шара не удалось на-

блюдать или устанавливать косвенными методами полных-раз-

резов от неизменных песков к метаморфическим породам в ус-

ловиях непрерывного геотермического градиента. Также мало-

известно об абсолютных глубинах минеральных превращений,,

осуществлявшихся в складчатых областях в обстановке сжа-

тия или расширения земной коры.

ГЛАВА

ПЕТРОГРАФИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ

ПЕСЧАНЫХ ПОРОД

Подобно другим осадочным образованиям, пески и песча-

ники как ,реальные геологические тела могут быть охарактери-

зованы, обособлены от других тел и подразделены по признаку

вещественного состава. Они несут в себе и другие черты — струк-

турные и текстурные, по которым они также обособляются от

других пород и осадков и могут быть классифицированы, однако

их главным признаком остается вещественный состав, как вы-

текающий из существа явления. Состав песчаных отложений,

за немногими исключениями бесцементных песчаников и пес-

ков,

складывается из обломков и цементирующего вещества, од-

нако в выборе критериев для обособления и классификации

этой группы осадков безусловное предпочтение следует отдать

обломочной части, так как в самом определении песчаной по-

роды как совокупности обломочных зерен определенного ин-

тервала размерностей заложено доминирующее значение этого

признака.

В первых характеристиках и подразделениях песчаных по-

род—В.

И. Лучицкого [1922 г.], Ж. Лаппарана [1923 г.],

Л.

Кайе [1929 г.], в переводе «Описательной петрографии»

Г. Розенбуша [1934 г.] — состав обломков принимается за веду-

щий признак и впервые выделяются группы кварцевых, арко-

зовых, слюдистых, кремнистых песчаников или псаммитов.

Основы современной классификации, точнее подхода к про-

блеме классификации, поскольку единая и широко признанная

классификация песчаников до сих пор не создана, были зало-

жены в работах М. С. Швецова, выделившего в 1934 г. по со-

ставу обломочных зерен моногенные кварцевые, олигомикто-

вые и полимиктовые песчаники, Ю. П. Деньгина, предложив-

шего в 1934 г. выделять в качестве главных разновидностей

кварцевые, аркозовые, граувакковые, слюдистые, глауконито-

вые и туфогенные песчаники, и в работе Р. Фишера, который

в 1933 г. не только выделил разновидности песчаников по со-

отношению кварца, полевых шпатов и обломков пород, но и

впервые применил треугольную диаграмму для отображения

их состава.

В дальнейшем, как это подробно рассмотрено в историче-

ских обзорах Г. Клейна [58], В. Д. Шутова [54] и Г. И. Теодо-

110