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

Подождите немного. Документ загружается.

ковин и других элементов, цементированных зернистым фосфа-

том; е) зерна с обломанными краями, обрастающие фосфат-

ными оболочками.

Обломочно-фосфатное вещество может смешиваться с соб-

ственно обломочным материалом в различных пропорциях, це-

ликом слагая породу или присутствуя в единичных зернах. По-

стоянными спутниками являются аутигенные глауконит, OB,

сульфиды, окислы и гидроокислы железа. Обычными обломоч-

ными компонентами служат кварц, полевые шпаты кислого со-

става, слюды, кремнистые и карбонатные обломки. Кварцевый

и олигомиктовый состав обломочной части наиболее характе-

рен, однако имеются фосфатные пески, например в кембрии

Удско-Шантарского бассейна, сложенные обломками порфири-

тов и туфогенным вулканическим стеклом. Распространенными

цементами фосфатных песчаников являются кальцитовый ба-

зальный и поровый, глинистый пленочный, а также базально-

поровые пятнистые цементы — глауконитовый и фосфатный.

Фосфоритовые пески распространены в верхнем рифее — венде Северного

и Среднего Урала в ассоциации с полевошпато-кварцевыми песчаниками;

в верхнем рифее — нижнем кембрии Бурятии вместе с кварцевыми песчани-

ками, карбонатными песчаниками и доломитами; в нижнем палеозое Восточ-

ной Сибири (Удско-Шантарский бассейн) в ассоциации с кремнистыми, кар-

бонатными и вулканогенными породами; в ордовике Ангаро-Илимского рай-

она вместе с песчаниками, пестроцветными глинисто-алевритовыми породами

и известняками-ракушняками, в среднем ордовике Ангаро-Ленского района

с песчаниками, алевролитами и известняками-ракушняками, в нижнем ордо-

вике северо-запада Русской платформы (пакерортский, лээтсеский горизонты)

вместе с песчаниками и известняками; в составе волжского яруса валанжина

центральных районов Русской платформы в ассоциации с песками, часто

кварцево-глауконитовыми, глинистыми породами, известняками, конкрецион-

ными фосфоритами и оолитовыми железняками; в эоцене Таджикско-Ферган-

ского района совместно с кварцевыми, кварцево-глауконитовыми песчаниками

и органогенными известняками и во многих других районах.

Более всего фосфоритовые пески характерны для фосфо-

рито-терригенных формаций платформенного типа, менее —

для фосфорито-карбонатных формаций переходного типа и

еще менее свойственны кремнисто-фосфоритовым комплексам

типа каратауского. Часто устанавливается связь фосфорито-

вых песков с седиментационными циклами: они наблюдаются

в их нижних и верхних частях. Породы верхних частей седи-

ментационных циклов более богаты фосфором, поскольку про-

цесс аутигенного фосфоритообразования при их формировании

протекает более интенсивно, стимулируя аллотигенное накоп-

ление фосфора в зернистых породах.

Преимущественное развитие фосфоритовых песков на плат-

формах, меньшее в переходных и еще меньшее в складчатых

областях объясняется обилием перерывов на тектонически ста-

бильных участках земной коры и господством здесь обширных

мелководных шельфов. Механизм образования фосфоритовых

песков заключает в себе первичную биогенную или биохемо-

генную садку фосфора и его перераспределение при диагенезе

221

в глинисто-карбонатных, глинистых, алевритовых или песчаных

илах на первом этапе. На втором этапе, который и приводит

к формированию фосфатных песков, происходит перемыв ранее

возникшего осадка, сопровождающийся сепарацией фосфатных

фрагментов, раковин, оолитов, колломорфных сгустков, облом-

ков слоистых пород. Осуществляется их частичная механиче-

ская обработка и растворение части раковин и обломков,

а следовательно, и перераспределение фосфора, отлагающегося

в виде внешних оболочек на ранее образованных фрагментах

или образующего цемент. При неоднократном переотложении

возможно образование фосфатных выделений нескольких гене-

раций. Обстановка замкнутого бассейна и обмеление моря

наиболее благоприятны для аутигенно-аллотигенного фосфа-

тообразрвания, чем и объясняется приуроченность наиболее

высоких концентраций фосфора к верхним частям седимента-

ционных циклов. При их размыве в основании вышележащих

циклов, особенно начинающих трансгрессивные серии, также

возможно накопление фосфатных песчаников, содержащих ма-

териал нижележащих пород, в том числе фосфоритовые конкре-

ции, глауконит и обломочные зерна, преимущественно кварца.

Карбонатные пески. Принципиальное положение кар-

бонатных песков переходного типа между собственно песками

и карбонатными породами может быть показано следующей

схемой:

Собственно пески 1. Сложенные терригенными компонен-

тами—обломками более древних кар-

бонатных пород

Пески переходного типа J 2. Сложенные аллотигенными компо-

нентами — фрагментами более древ-

них осадков, образованных внутри

данного бассейна

Собственно карбонатные 3. Сложенные аутигенными компонен-

обломочные и органо- тами — твердыми фрагментами осад-

генно-обломочные поро- ка, образованного почти одновремен-

ды во внутри данного бассейна

Сложенные аутигенными компонен-

тами — фрагментами неконсолидиро-

ванного осадка, образованного почти

одновременно внутри данного бас-

сейна

Таким образом, карбонатные пески переходного типа про-

исходят от размыва осадков, скоплений раковин или биоген-

ных построек, сформированных несколько раньше самого песка.

В англоязычной литературе такие породы носят названия каль-

каренит, биоренит, внутриформационно-обломочный известняк

и др.

Диагностическими признаками переходных карбонатных

песков являются: I) преобладание в их составе раковинного

детрита, преимущественно обломков створок брахиопод, мол-

люсков или других бентосных форм, а также фораминифер.

222

ТАБЛИЦА

Состав карбонатных среднезериистых песков пляжей

некоторых тропических островов

[Калиненко

В. В. и др., 1981 г.]

Острова

о"

Карбонатные компоненты,

Острова

о"

Моллюски

Форамини-

феры

Известковые

водоросли

Кораллы

Смешанная

группа

Рифовые

из-

вестняки

Неопредели-

мые

карбо-

натные

об-

ломки

Фунафути 99

11 3

0,8 1

Хермит

0,5 1

12 9

Новая Гвинея

2 0,7

0,3

1 46 3

Тонга

94 27 11 8

0,9 1 23 29

Куба

95 35

20 14 2

Как показывают наблюдения

над

современными карбонатными

песками тропических островов (табл.

29),

независимо

от

пер-

воначального видового состава фауны

исходном материале

в результате

его

длительной переработки

на

пляжах отложе-

ния обогащаются обломками раковин моллюсков, вместе

с ко-

торыми могут присутствовать фораминиферы

обломки рифо-

вых известняков [Калиненко

В. В., и др.,

1981

г.]; 2)

присутст-

вие наряду

цельными оолитами также оолитов

обломанными

краями

и их

фрагментов;

преимущественно кальцито-

вый состав карбонатной части;

частая ассоциация

глауко-

нитом

фосфатами;

возраст органических остатков

(не

выходящий

за

пределы определенного стратиграфического диа-

пазона), отсутствие разновозрастной фауны,

как это

может

наблюдаться

собственно обломочных карбонатных породах;

6) хорошо проявляющаяся косая слойчатость

некоторые дру-

гие текстуры, отражающие активную динамику осадкообра-

зующей среды. Цемент переходных карбонатных песков обычно

кальцитовый, перекристаллизованный, базального

или

поро-

вого вида.

Каждый

из

перечисленных признаков, взятый

отдельно-

сти,

может быть встречен также

отложениях иной природы —

одни

обломочно-песчаных отложениях, другие

известняках,

но сочетание

их с

большой достоверностью определяет породу

как переходную между собственно обломочными

органо-

генно-гемогенными карбонатными образованиями.

Как

отра-

жение обломочно-компонентного состава

химическом составе

карбонатных переходных песков преобладают

CaO и CO

, ос-

тальные окислы присутствуют

разных количествах

зависи-

мости

от

содержания некарбонатной составляющей. Содержа-

ние

MgO

невелико, поскольку переотложенные доломиты рас-

пространены мало,

вторичная доломитизация карбонатных

песков крайне затруднена из-за активной гидродинамики.

223

Карбонатные аутигенно-обломочные пески в геологических

разрезах ассоциируют с карбонатными и терригенно-карбонат-

ными отложениями, отличаясь этим от собственно обломочных

карбонатных песков, обычно участвующих в сложении песчано-

глинистых толщ. Карбонатные пески распространены среди

известняковых и обломочно-известняковых пород Московской

синеклизы, в составе известняков-ракушняков неогена юга

Украины, Крыма и в других районах. Широко развиты в со-

временной тропической зоне карбонатообразования между

30° с. ш. и 30° ю. ш., слагая современные и ископаемые пля-

жи — бич-роки.

Пляжи (их подводные и надводные части) являются в на-

стоящее время основными зонами накопления рассматривае-

мого вида осадков. Источником материала служат ракушеч-

ные*

илы и кораллово-водорослевые постройки зоны шельфа,

разрушение которых волнением приводит к образованию рако-

винного детрита, далее происходит его миграция в зону пляжа

и перемещение вдольбереговыми течениями на многие сотни

километров. Часть обломочно-ракушечного материала в над-

водной части пляжа перерабатывается ветром и слагает эоло-

вые формы, часть сбрасывается вниз по подводному берего-

вому склону, давая начало вторичным обломочным глубоко-

водным илам, нередко несущим признаки турбидитов. Аналоги

подобных отложений, видимо, широко распространены в со-

ставе ископаемых отложений.

Многие ракушечные, в том числе фораминиферовые, илы

подводных поднятий, которые в литературе по современным

осадкам часто называют «песками», в действительности не яв-

ляются ни собственно песчаными, ни переходными образова-

ниями, поскольку не "служат продуктами перемыва более древ-

них пород или осадков.

Кремнистые пески. Аутигенно-обломочные кремни-

стые пески — продукты перемыва консолидированных кремни-

стых илов, отложенные в том же бассейне, по-видимому, мало

распространены в природе. Все же следует отметить их при-

сутствие и в составе диатомово-опоковых толщ платформенных

областей и в яшмово-фтанитовых разрезах подвижных участ-

ков земной коры. В сакмарской свите силура Южного Урала

и в девонских разрезах Южного Тянь-Шаня автор наблюдал

кремнистые породы, содержащие макроскопически хорошо за-

метные кремнистые обломки гравийной и грубопесчаной раз-

мерности. В некоторых случаях обломки составляли боль-

шую часть породы, образуя обломочную гравийно-песчаную

смесь.

Под микроскопом такие породы обнаруживали псаммито-

вую структуру, образованную угловатыми и угловато-окатан-

ными обломками силицитов, контуры которых подчеркивались

пленочным железистым или железисто-марганцовистым цемен-

том. Обломки заключены в кварцевый цемент базального и

224

порово-базалыюго вида, степень перекристаллизации которогс

мало отличается от кристалличности обломочных зерен. Появ-

ление подобных пород свидетельствует о перерывах в осадко-

накоплении, иногда весьма длительных и глубоких, последо-

вавших не только за накоплением кремнистого осадка, но и

за его литификацией и перекристаллизацией. По В. И. Му-

равьеву [1980 г.], кремнистые пески в сеномане — эоцене юга

Русской платформы иногда наблюдаются в верхних частях се-

диментационных циклов, над горизонтами трепелов, являясь,

очевидно, продуктами их размыва.

§ 3. КЛАСС ПЕРЕХОДНЫХ ВУЛКАНОГЕННО-ОБЛОМОЧНЫХ

ПОРОД ПЕСЧАНОЙ РАЗМЕРНОСТИ

Породы с псаммитовой или видоизмененной псаммитовой

структурой, в сложении которых принимают участие обломоч-

ные компоненты вулканического происхождения, исключи-

тельно разнообразны по внешнему облику, минерально-компо-

нентному составу, структурно-текстурным признакам и геоло-

гической обстановке образования. Общим для них является

преобладание серо-зеленых, серых, красновато-бурых или ро-

зово-бурых окрасок, обилие неустойчивых реакционноспособ-

ных компонентов, низкая сортировка и господство массивных

или традационно-слоистых текстур. Приурочены вулканогенно-

обломочные породы к зонам активного вулканизма, но могут

быть встречены во многих сотнях километров от них.

Переходный характер вулканогенно-обломочных образова-

ний от лав и лавокластов к собственно обломочным осадкам

проявляется, во-первых, в характере фрагментов, которые

сами по себе могут быть переходными (вулканическими вы-

бросами, в разной степени переработанными осадочным про-

цессом), и, во-вторых, в различном содержании самих фраг-

ментов. Вариации того и другого признака обусловливают мно-

гообразие переходных типов пород и многообразие их свойств.

Как указывалось в гл. V, частицы, из которых строятся вулка-

ногенно-обломочные породы, подразделяются на четыре

группы: гиалокластовые, пепловые (собственно пирокласто-

вые),

ксенотуфовые и тефроидные. Каждый из типов вул-

каногенных обломков способен давать самостоятельное семей-

ство пород. Семейства эти, в том порядке, в котором названы

слагающие их частицы, образуют последовательный переход-

ный ряд от пород по существу вулканокластических (гиалокла-

стических) до пород по существу осадочных (тефроидных).

В пределах каждого семейства обособляются минерально-пет-

рографические виды, ограниченные определенными соотноше-

ниями вулканогенной и осадочной кластики. Более дробные

подразделения строятся на учете состава вулканогенной со-

ставляющей, отражающей их принадлежность к тем или иным

8 Заказ № 2733

225

магматическим аналогам, на учете вариаций состава эффузив-

ных обломков, полевых шпатов, темноцветных минералов или

иных фрагментов.

Гиалокластиты

Выделены в 1958 г- Р. Ритманом из состава других вулка-

покластических образований в районах Сицилии. Впоследствии

обнаружены во многих складчатых областях и в современных

океанах [Мурдмаа И. О. и др., 1970 г.; Хворова И. В. и др.,

1974 г.; Шилов В. H., 1974 г.; Малеев Е. Ф., 1977 г.; Хво-

рова И. В., 1980 г.].

Узнаются гиалокластиты [16] по следующим признакам: как

правидо, это фрагменты нераскристаллизованного стекла ба-

зальтового состава, имеющие вид глобул, гранул и черепков.

Глобулы и гранулы представляют собой каплеобразные полу-

пластические отделения от лавы, возникавшие при ее движе-

нии, а черепки — продукты дробления внешних корок лавовых

подушек, возникавших при взаимодействии лав с водой,

а также раскалывания некоторых подушек, глобулей и гранул

под действием содержавшихся в них газов, создававших из-

быточные давления. Гранулы часто ограничиваются ракови-

стыми плоскостями и имеют сглаженные углы, черепки могут

иметь вогнутую, уплощенную или изометричную форму, сгла-

женные или многочисленные острые углы и иногда — пористую

текстуру. Некоторые фрагменты гиалокластов содержат пор-

фировые выделения плагиоклазов и цветных минералов.

Псаммитовые гиалокласты выполняют роль заполнителя

между более крупными обломками агломерато-щебневых гиа-

локластов или между сферическими лавовыми обособлениями

в подушечных лавах. Они могут быть вымыты из подушечных

лав и гиалокластовых агломератов и слагать линзы и слои, не-

редко с градационной слоистостью.

Свежая гиалокластика встречается только в современных

осадках, в ископаемом состоянии гиалокласты подвергаются

палагонитизации, сопровождающейся увеличением содержания

воды в стекле до 10—30 % и переходом двухвалентного же-

леза в трехвалентное. Под микроскопом это проявляется в раз-

витии у зерен микроагрегатной поляризации и неравномерной

окраски от желтой до густо-красной в зависимости от содер-

жания железа. Происходит также образование цеолитов, хло-

ритов и монтмориллонитов, образующихся по стеклу или в про-

межутках между зернами.

Гиалокластиты базальтового ряда широко развиты в со-

ставе осадков Мирового океана, особенно в областях срединно-

океанических хребтов и в вулканогенных зонах складчатых

систем в ассоциации с лавами, туфами, терригенными или гли-

нисто-кремнистыми осадками. Менее распространены гиало-

кластиты андезитового и дацитового состава. Они встречены

226

описаны в составе миоцена Курильской островной дуги и

Камчатки, четвертичных отложений Армянского нагорья и

в ряде других областей [10, 16].

Пепловые, или собственно пирокластовые, породы

Сюда относятся осадки и породы, сложенные полностью

или частично пепловыми частицами. Последние представляют

собой затвердевшие кусочки лавы или продукты ее кристал-

лизации, выброшенные в горячем состоянии во время вулкани-

ческого извержения и отложенные на поверхности земли в воз-

душной или водной среде. Признаки пеплового происхождения

частиц в осадках псаммитовой размерности могут быть прямые

и косвенные. К прямым относятся габитус, внутреннее строе-

ние и изменения на поверхности частиц лавового происхожде-

ния, позволяющие диагностировать каждую отдельную частицу,

а затем учитывать их общее количество в породе. К кос-

венным признакам относятся некоторые общие структурно-тек-

стурные признаки породы, состав тяжелой фракции и особен-

ности вторичных преобразований, позволяющие предполагать

присутствие пепловых частиц и приблизительно оценивать их

количество.

На рис. 42 показаны характерные признаки, по которым ча-

стицы пеплового происхождения могут быть диагностированы.

К ним относятся: а) определенная форма обломков стекла

в виде «рогулек» — неправильных остроугольных обломков,

часто с остатками стенок пузырьков. Стекло может быть бес-

цветным, желтым, красным, коричневым или черным, в зави-

симости от степени окисления содержащегося в нем железа

или от состава других примесей; поскольку такое стекло пол-

ностью изотропно, его количество лучше определять в скре-

щенных николях; б) деформированные и уплощенные осколки

стекла, углы которых кажутся оплавленными, являются след-

ствием частичной диагенетической переработки и уплотнения

пеплового осадка; в) удлиненные, волосовидные фрагменты

стекла, присутствующие вместе с изометричными осколками;

образуются вследствие раздувания жидкой лавы; г) оторочки

из пузырьков газа на поверхности стекловатых частиц; д) обо-

лочки из смеси кристобалита и полевого шпата на поверхности

стекловатых частиц, образующиеся при диагенезе реакционно-

способного пеплового вещества; е) зоны изменения на поверх-

ности (зоны закалки) из некристаллического вещества бурого,

зеленовато-бурого или серого цвета, связанные с взаимодейст-

вием горячих частиц с окружающей средой во время осажде-

ния; ж) пизолитовые текстуры — результат образования ко-

мочков из пеплового материала при одновременном выпадении

дождя и пепла; з) тонкая слоистая текстура обломков стекла

с оборванными краями, а также следы скручивания обломков,

свидетельствующие о деформациях вязкого вещества; и) об-

227

ломки кварца, содержащие афанитовые вростки или стеклова-

тые пузырьки; к) кристаллы зонального или сдвойникованного

плагиоклаза с обломанными краями, секущими зоны роста и

плоскости срастания.

К прямым признакам пеплового материала относятся также

следы корродирования на поверхности кристаллов кварца и

полевых шпатов, связанные с взаимодействием их с магмой

перед извержением. Поскольку кристаллизация кварца проис-

ходит в ненапряженном состоянии, кварц, как правило, не об-

ладает волнистым погасанием. Полевые шпаты, для которых

очень характерен санидин, образуют идиоморфные кристаллы,

часто с зональным строением, или их остроугольные обломки.

Косвенными указателями присутствия пирокластики, допус-

кающими также количественные оценки, являются низкая сор-

тировка и отсутствие окатанности обломков, признаки их

спекания или сваривания, характерные для игнимбритов и аг-

глютинатов. Из минеральных признаков важным является со-

ответствие набора витрических, кристаллических и литических

составляющих какому-то определенному виду изверженных

пород. Подобное соответствие характерно для несмешанных

туфов (Г. С. Дзоценидзе, И. В. Хворова [10]). Если такое со-

ответствие не наблюдается, это, однако, не указывает на оса-

228

дочную природу компонентов; такая картина может быть и

в граувакках, и в различных переходных породах, и в собст-

венно пирокластических смешанных туфах. Тяжелая фракция

пепловых туфов количественно меньше, чем в граувакках та-

кого же состава, качественно обеднена минералами, однако со-

держит больше темноцветных фемических минералов, в том

числе пироксенов, роговых обманок и оливина. Указывается

[24],

что базальтическая роговая обманка является надежным

показателем вулканического состава пород.

Обилие реакционноспособного вещества в пепловых осад-

ках и большая площадь поверхности соприкосновения с внеш-

ней средой, вызванная высокой пористостью большинства по-

род, содержащих пирокластику, вызывают интенсивное диа- и

эпигенетическое минералообразование, проявляющееся в раз-

витии монтмориллонита и ферригаллуазита, хлоритов, карбо-

натов, цеолитов, эпидота, альбита и минералов кремнезема —

опала, халцедона, низкотемпературного кристобалита. Объем

новообразованных минералов может служить косвенной мерой

объема исходного пеплового материала. Кроме петрографиче-

ских существуют также различные фациальные признаки-ин-

дикаторы пепловых туфов и переходных пород, освещенные

в специальных работах [10, 16 и др.].

По содержанию пепловых частиц пирокластовые породы

подразделяются на вулканические туфы (пепловых частиц бо-

лее 90%), туффиты (90—50 %), туфовые песчаники или туфо-

песчаники (50—10%) и песчаники с туфовым материалом

(пепловых частиц менее 10 %).

Вулканические туфы. Существуют рыхлые туфы, еще Ари-

стотелем названные тефрой, собственно туфы (уплотненные

осадки или породы, цементированные в ходе физико-химиче-

ских превращений), сваренные туфы, названные П. Маршал-

лом [1932 г.] игнимбритами, и спекшиеся туфы — агглютинаты,

в понимании Г. Тирреля [1934 г.].

T е ф р а. Представляет собой рыхлый продукт вулканиче-

ского извержения, образовавшийся из пеплопада на различном,

в том числе большом, удалении от вулканического аппарата.

Может обладать псаммитовыми структурами и массивной, го-

ризонтально-слойчатой или градационно-слоистой текстурой.

Широко распространена в областях молодого и современного

вулканизма.

Игн им бриты. Представляют собой плотную породу, об-

разованную твердыми кусочками стекла, витрофировых облом-

ков и пемзы, сплавленных, сваренных в сплошную массу, из-за

чего обломки теряют очертания, сглаживаются, проникают и

облекают друг друга (рис. 43). По составу преимущественно

липаритовые и дацитовые, возможны андезитовые. По внеш-

нему виду массивные или слоеватые породы серого цвета, со-

держащие темные участки более сильного спекания — фьямме.

Образуются из раскаленного пеплового потока при изверже-

229

Рис.

43. Структурные различия между витро-кристаллокластиче-

ским туфом, образованным из пеплопада (а), и сваренным витро-

кластическим туфом (б). Зарисовка по фотографиям из [24].

230