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

Подождите немного. Документ загружается.

ГЛАВА

ОБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ КОМПОНЕНТЫ

Рассуждая теоретически, любую породу и любой из восьми

'С

лишним тысяч известных минералов можно встретить в песке

или

песчанике в качестве обломочного компонента. Однако ог-

раниченность распространения многих из них в исходных по-

родах,

процессы избирательного выветривания и внутрислой-

ного растворения резко ограничивают список встречаемых

в песках

и песчаниках обломочных компонентов. В песчаных

породах описано около 200 минералов, из них в качестве поро-

дообразователей, т. е. содержащихся в количестве более 1 %,

выступает

всего

несколько

десятков минералов и столько же

обломочных зерен пород.

соответствии

с определением песчаных пород главной со-

ставной частью их являются обломочные компоненты, допол-

нительной— аутигенные минералы. Однако, если каждую кон-

• кретную

породу

с известной степенью точности можно разде-

лить на обломочную и аутигенную части, то общее разделение

минералов па

группы

только обломочных и только аутигенных

минералов произвести невозможно, поскольку почти все они

могут выступать как в качестве терригенных, так и в качестве

аутигенных образований. Можно говорить о группах минералов

преимущественно обломочных и минералах и группах минера-

лов

преимущественно аутигенных. Группами преимущественно

обломочных породообразующих минералов являются минералы

кремнезема, полевые шпаты и слюды, характеристика которых,

так

же как характеристика обломочных зерен пород, приво-

дится в данной главе. В следующей главе дается описание пре-

имущественно аутигенных минералов.

Минералы кремнезема.

Формами кремнезема в песчаных

породах являются кварц, халцедон, опал, кварцин, кристоба-

лит, люссатит и тридимит. Большинство из них имеет низко-

температурные (р) и высокотемпературные (а) модификации.

В песках и песчаниках распространены низкотемпературные

модификации и некоторые высокотемпературные, метастабиль-

ные при низких температурах.

Кварц. Диагностика в шлифах производится по отсутст-

вию

окраски и видимых двойников, по низкому рельефу и дву-

преломлению в серых, но довольно ярких тонах. При одном

николе видны свежие, чистые зерна, как правило, незамутнен-

ные,

часто трещиноватые, что подчеркивает отсутствие спайно-

сти у этого минерала.

В скрещенных николях у большинства зерен можно видеть

волнистое погасание, редко наблюдаемое у похожих на кварц

полевых шпатов. Кроме того, полевые шпаты имеют чуть более

низкое, «блеклое» двупреломление, щелочные полевые шпа-

ты—

показатель преломления ниже, чем у канадского баль-

зама, и все они, если это не новообразованные кристаллы, за-

грязнены продуктами выветривания. У некоторых щелочных

полевых шпатов и у плагиоклазов, начиная с андезина, в шлифе

видны трещинки спайности. Наибольшие затруднения возни-

кают при отделении кварца от вторичного альбита-олигоклаза,

который близок к кварцу по показателю преломления, отсутст-

вию следов выветривания, чистоте зерен и даже иногда по про-

являющемуся в динамометаморфизованных породах волни-

стому погасанию. В этом случае зерна кварца определяются по

одноосной коносконической фигуре и дисперсионному эффекту

на границе с полевым шпатом, наблюдаемому при достаточно

больших увеличениях объектива — 20

или 40

. Похожие на

кварц одноосные берилл и скаполит отличаются от него отри-

цательным оптическим знаком и удлинением.

Кварц под давлением может деформироваться, приобретая

двуосиость с углом 2У=12-М8° и неравномерное погасание

в разных точках зерна, которое называют облачным погаса-

нием, в отличие от фронтального волнистого погасания — бо-

лее равномерного, линейного перемещения затемнения и про-

светления при повороте столика микроскопа.

В песчаных породах кварц присутствует в виде обломочных

зерен разной окатанности, без изменений на поверхности зерен

или с признаками растворения или регенерации — вплоть до

появления правильных дипирамидально-призматических кри-

сталлов, лучше всего видимых в иммерсионных препаратах.

Широко распространен в качестве новообразований по другим

минералам и обломкам пород, в цементе, пустотах и трещинах.

Обломочный кварц является главным типом кварца песчаных

пород, и одной из важнейших сторон его исследования служит

установление происхождения — из каких геологических объек-

тов он был извлечен, прежде чем попасть в данную осадочную

породу.

Наблюдения П. Крынина [59], а в нашей стране Г. Г. Лемм-

лейна и В. С. Князева [1951 г.] выявили типоморфные разно-

видности кварца. Классификация кварца по типоморфным при-

знакам Г. Г. Леммлейна и В. С. Князева получила широкую

известность и с разными изменениями и дополнениями применя-

лась Л. В. Пустоваловым, М. Г. Бергером, В. А. Гроссгеймом,

П. Н. Коневым и другими, однако главный недостаток ее оче-

виден: выделение типоморфных видов основывается на разных

принципах, из-за чего один и тот же обломок кварца, напри-

мер полупрозрачный, с включениями, регенерированный, мо-

жет принадлежать одновременно разным видам. Кроме того,

она не является генетической, поскольку не отражает при-

знаков, реально наблюдаемых в кварце из разных материн-

ских пород.

Более удачна работа И. М. Симановича [33], в которой пред-

ложено выделить четыре генетических типа кварца, происхо-

дящего из метаморфических пород, древних гранитоидов, моло-

дых гранитоидов и кварцевых жил. Определения производятся

по трем группам признаков — включениям минералов в кварце,

включениям породообразующей среды и структурным дефек-

там. Техника определения заключается в том, что по специаль-

ным таблицам [33] рассчитывается вероятность отнесения каж-

дого зерна исследуемой породы к тому или иному генетиче-

скому типу, а затем делается общая вероятностная оценка

участия разных генетических типов кварца в сложении этой

породы. Наблюдения производятся в шлифах по 100 зернам

размерной фракции 0,20—0,25 мм.

Нет необходимости пересказывать методику И. М. Симано-

вича, однако уместно отметить некоторые приводимые им при-

знаки кварца, которые могут быть использованы при петрогра-

фическом описании. Так, кварц из метаморфических пород

наиболее богат включениями минералов, в особенности био-

тита, мусковита, амфиболов, циркона, сфена, дистена, граната,

графита и рудного минерала, содержит умеренное количество

включений минералообразующей среды, обладает весьма вы-

сокой блочностью, фронтальным волнистым погасанием и сле-

дами пластических деформаций. Этот тип кварца наиболее от-

личается от всех остальных, общая характеристика которых

приведена в табл. 6. По И. М. Симановичу, кварц из эффузив-

ных пород не идентифицируется. В. Д. Шутовым отмечается

способность кварца из кислых эффузивов образовывать пра-

вильные ромбоэдрические кристаллы [6].

Существуют экспрессные методы подразделения кварца по

некоторым физическим признакам, отражающим особенности

его структуры. Одним из них является определение плотности

зерен с помощью градиентной трубки. Разница плотностей

кварцевых зерен относительно наиболее вероятного среднего

значения плотности оптического кварца 2,6506+0,0001 г/см

при

0° С [8] является результатом проявления дефектов решетки,

трещин, легких или, наоборот, тяжелых включений. Поэтому

в кварце реальной породы наблюдается некоторое распределе-

ние значений плотности относительно среднего значения.

Обычно распределение скошено в сторону более легких зерен

и имеет отрицательную асимметрию из-за преобладания лег-

ких включений над тяжелыми. Установление кривых распреде-

ления по различным стратиграфическим уровням позволяет ис-

пользовать метод для стратиграфической корреляции разрезов,

а изучение по площади — для некоторых выводов палеогеогра-

2 Заказ M 2733>

фического характера [Кац М. Я., Шутов В. Д., 1963 г.;

Кац М. Я., Симанович И. M., 1974 г.].

Исследованиями М. Я. Каца, В. Д. Шутова, П. Н. Конева

и другими установлено, что в ходе транспортировки зерна

кварца со структурными дефектами, содержащие включения

или разбитые трещинами, разрушаются быстрее, чем безде-

ТАБЛИЦА 6

Основные характеристики четырех генетических типов

обломочного кварца (обобщение данных И. М. Симановича [33])

-и*

Генетический тип кварца

Группа

признаков Метаморфиче-

ских пород

Древних

гранитоидов

Молодых

гранитоидов

Жильный

Включения

минералов

Богатые био-

титом, муско-

витом, амфи-

болами, цир-

коном, сфе-

ном, рудными

минералами,

графитом

Мало, могут

быть эпидот,

рутил, био-

тит, апатит

Мало, могут

быть полевые

шпаты

Практически

отсутствуют

Включения

породооб-

разующей

среды

Умеренные Умеренные Умеренные

Умеренные

Структур-

ные дефекты

Высокая

блочность,

фронтальное

волнистое

погасание,

пластические

деформации

Возможна

блочность

строения,

умеренное

волнистое

погасание —

облачное,

фронтальное,

прерывистое

Слабо про-

явлена блоч-

ность, воз-

можно облач-

ное волни-

стое погасание

Возможна

блочность

строения,

слабое вол-

нистое, пре-

имущественно

прерывистое

погасание

фектные оптически чистые кристаллы. Поэтому в направлении

от областей сноса возрастает содержание чистых, нетрещино-

ватых зерен. Отражением разрушения дефектных кристаллов

в ходе переноса является также увеличение средней плотности

кварца в направлении от областей размыва [Конев П. Н. и др.,

1975 г.].

Также экспрессным является метод катодолюминесценции.

Поскольку люминесценция является функцией состава и коли-

чества примесей, захваченных минералом в процессе кристал-

лизации, существует зависимость между люминесценцией и

способом образования кварца, а следовательно, и составом ис-

ходных пород, из которых он происходит [62]. Вхождение при-

месей в кристаллическую решетку кварца определяется в пер-

вую очередь температурой, поэтому высокотемпературные раз-

ности должны обладать более широким набором примесей и

большей способностью к люминесценции [24].

Несмотря на высокую устойчивость обломочного кварца

к растворению и механическому разрушению, делающую его

главным минералом песчаных пород, уже в самом начале оса-

дочного цикла происходит его коррозия в корах выветривания,,

химические изменения поверхности зерен при эоловой и водной

обработке, регенерация при диагенезе, а также разнообразные

изменения в ходе эпигенеза и начального метаморфизма.

В изучении внутренней структуры и состава обломочного

кварца интересны наблюдения И. М. Симановича [33], показав-

шего,

что в большей части зоны катагенеза обломочные зерна

сохраняют свои первоначальные признаки, при глубоком ката-

генезе начинается «самоочищение» зерен, усиливающееся при

метагенезе и завершающееся при зеленосланцевом и эпидот-

амфиболитовом метаморфизме, после чего обломки как тако-

вые перестают существовать. Хотя выводы имеют ограниченное

значение, поскольку основываются преимущественно на на-

блюдениях над кварцевыми песчаниками, тем не менее, оче-

видно, что в зонах глубокого катагенеза — зеленосланцевого

метаморфизма возможно перераспределение кремнезема, сла-

гающего каждое зерно — растворение в одних участках и отло- t

жение в других, сопровождающееся уменьшением видового раз-

нообразия минеральных включений, перераспределением, а за-

тем уменьшением содержания включений минералообразующей

среды, сокращением оптически определимой дефектности зе-

рен, так что кварциты эпидот-амфиболитовой зоны часто со-

стоят из бездефектных кварцевых зерен. В более глубоких зо-

нах метаморфизма начинается прогрессивно усиливающийся

обратный процесс создания дефектных структур и образования

включений.

Халцедон. Состоит из каркаса микрокристаллического

кварца с большим количеством микропор и примесью аморф-

ного кремнезема. Двуосные разновидности с углом 2У<58°

называются кварцином. В скрещенных николях из-за малой ве-

личины кристаллов халцедон кажется аморфным или двупре-

ломляет в слабом сером цвете. Может давать радиально-лучи-

стые, сноповидные агрегаты и сферолиты. Цвет разнообразный;

полосчатые или концентрически-окрашенные разновидности на-

зываются агатом. Под микроскопом без анализатора обычно

буровато-желтого или желтого цвета, вызванного рассеянием

света микропорами. Характерный цвет, псевдоизотропность,

нарушаемая удлиненными просвечивающими кристалликами

или их сноповидными лучистыми или сферолитовыми агрега-

тами, отрицательное удлинение и показатель преломления,

близкий (но чуть меньший) к показателю преломления канад-

ского бальзама, являются диагностическими признаками этого

минерала под микроскопом.

за

Опал. Водная скрытокристаллическая или коллоидальная

форма кремнезема, содержащая до 20 % воды. Физические

свойства меняются с изменением содержания воды, количества

и состава примесей. Диагностическими признаками являются

характерный медово-желтый цвет у чистых разностей опала,

наблюдаемый при одном николе вследствие суммарного дис-

персионного эффекта в мельчайших частицах, изотропность и

низкий показатель преломления. Встречается в виде обломков,

чаще всего происходящих от разрушения кремнистых пород,

более обычная форма — цемент песчаников, где аутигенный

опал образуется при седиментации, диагенезе или эпигенезе

как вторичный продукт растворения кварца и разложения си-

ликатов и образования при этом свободного SiO

Крйстобалит. Распознается по чешуйчатой форме

кристаллов с низкими светопреломлением и двупреломлением.

Характерны также чешуйчатые сферолиты и шарики в пусто-

тах. Структурно близок к кристобалиту люссатит, образующий

еферолитовые агрегаты и волокна с положительным удлине-

нием. Крйстобалит может быть встречен внутри обломочных

зерен пород, преимущественно эффузивных, так как образуется

на поздних этапах кристаллизации в пустотах или основной

массе расплава, а также в кремнистых обломках вместе с опа-

лом и кварцем. Чаще встречается как аутигенный минерал

в кремнистом цементе, где оптическими методами определяется

с трудом, но подтверждается данными порошковых рентгено-

грамм. Известен в цементе термально измененных песчаников

и в ксенолитах песчаников из базальтов и других основных

пород.

Тридимит. Диагностическими признаками являются по-

казатель преломления, который ниже, чем у канадского баль-

зама, и низкое двупреломление. Сходен с крист оба литом, од-

нако имеет обычно еще более низкое светопреломление, у три-

димита часто встречается двойникование и клиновидные зерна,

у него противоположный оптический знак. Главным методом

диагностики трудно отличимых друг от друга кристобалита

люссатита и тридимита является рентгеноструктурный анализ.

Тридимит — минерал кислых эффузивных пород — риолитов,

трахитов, дацитов. Встречен также в регионально метаморфй-

зованных песчаниках, в цементе песчаников экзоконтактовых

зон основных даек и интрузий, а также в ксенолитах; является,

по-видимому, указателем высокой температуры, хотя метаста-

билен при обычных

—Т-условиях.

Полевые шпаты. Большинство полевых шпатов входит

в тройную систему—калиевый K[AlSIsO

]— натровый

Na[AlSi

] — кальциевый Ca[Al

] полевые шпаты. Мине-

ралы, промежуточные между калиевым и натровым, называ-

ются щелочными полевыми шпатами, промежуточные между

натровым и кальциевым — плагиоклазами. Щелочные полевые

шпаты могут содержать в твердом растворе от 5 до 10 % каль-

циевой составляющей, так же как плагиоклазы — такое же ко-

личество калиевой составляющей. Полевые шпаты слагают

около 60 % объема магматических пород и только около

20 % — осадочных. В седиментационном цикле, таким образом,

происходит их разрушение. Устойчивость к выветриванию па-

дает в ряду калиевый полевой шпат—альбит — анортит, устой-

чивость к растворению обломков при эпигенезе уменьшается

в порядке альбит — калиевые полевые шпаты — средние плагио-

клазы— основные плагиоклазы. В качестве аутигенных встре-

чаются альбит, реже калиевые полевые шпаты. В обломках по-

левые шпаты неравномерно и плохо окатаны, имеют следы

спайности в огранке зерен, всегда несут следы изменений на

поверхности, которые могут не наблюдаться только у аутиген-

ных зерен, и, как правило, не имеют волнистого погасания.

ГЦелочные полевые шпаты. Конечный калиевый

член ряда может находиться в различных структурных моди-

фикациях: в виде высокотемпературного санидина, низкотем-

пературного ортоклаза или наиболее низкотемпературного

микроклина. Также натровый конечный член ряда может вы-

ступать в высокотемпературной и низкотемпературной моди-

фикации. Первый называют высоким альбитом, второй — низ-

ким альбитом.

Высокотемпературный санидин — высокий альбит образуют

непрерывную серию твердых растворов от Abo

ДО

АЬюо (суще-

ственно альбитовые члены АЬвз—АЬюо называются анортокла-

зом).

Низкотемпературные щелочные полевые шпаты в рядах

низкий ортоклаз — низкий альбит и микроклин — низкий аль-

бит образуют твердые растворы только на концах ряда.

Все щелочные полевые шпаты, не затронутые изменениями,

прозрачны и бесцветны. Могут иметь простые, сложные, реже

полисинтетические двойники. Рациональная схема диагностики

существенно калиевых полевых шпатов и отделение их от по-

левых шпатов, близких к альбиту, а также от других минера-

лов включает последовательное привлечение сначала легко

распознаваемых признаков, а затем менее явных, требующих

специальных исследований. Для калиевых разностей очень ти-

пичны бурого цвета продукты пелитизации, уменьшающие их

прозрачность до полного потемнения зерен, видимого без ана-

лизатора. В скрещенных николях калиевые полевые шпаты об-

ладают пониженной, «блеклой» окраской интерференции в серых

тонах, отличной от несколько более яркой интерференцион-

ной окраски большинства кварцевых зерен. Волнистое пога-

сание, столь характерное для кварца, у калиевых полевых шпа-

тов наблюдается редко, и только в обломках из динамомета-

морфизованных пород. Иногда, особенно у измененных зерен,

может быть видна спайность. Все калиевые полевые шпаты

имеют показатели преломления ниже, чем у канадского баль-

зама, в обоих положениях погасания, однако полоску Бекке

можно правильно наблюдать только у сравнительно свежих

зерен. По показателям преломления калиевые полевые шпаты

отличаются от похожего на них альбита, у которого Ng при-

ближается к показателю преломления канадского бальзама.

Кроме того, они оптически отрицательны, а альбит — положи-

телен.

Следующим шагом является выделение калиевых полевых

шпатов, содержащих пертитовые прорастания. Включения аль-

битовой составляющей в микропертитах имеют призматиче-

скую,

ленточную или неправильную форму и одинаковую опти-

ческую ориентировку. От антипертитов — прорастаний плагио-

клаза калиевыми полевыми шпатами пертиты легко отличать

с помощью дисперсионного эффекта. У пертитов показатель

преломления вростков больше, чем у включающего их мине-

рала, у „антипертита— наоборот.

Еще проще выделение из состава калиевых полевых шпатов

решетчатого микроклина, у которого тонкие двойниковые пла-

стинки пересекаются примерно под прямым углом друг к другу.

Решетчатое двойникование может быть также у анортоклаза,

но двойники у него более тонкие, чем у микроклина, и встре-

чаются намного реже.

Остальные калиевые полевые шпаты, так же как и нере-

шетчатый микроклин, не могут быть разделены в шлифах на

плоском столике или в иммерсионных препаратах. Путем из-

мерения угла 2V можно разделить щелочные полевые шпаты

на три группы. Минералы с 2V меньше 30° относятся к сани-

дину, с 2V от 30 до 44° могут быть санидином или анортокла-

зом; их разделение может быть сделано в иммерсионной жид-

кости путем измерения главных показателей преломления Np

и Ng на плоскости 001, поскольку у анортоклаза они выше, чем

у санидина. Минералы с

2 У

больше 44° соответствуют орто-

клазу и нерешетчатому микроклину. Различать их можно по

степени триклинности, мерой чего является угол погасания на

грани 010 [Ларсен E., Берман Г., 1965 г.]. При установлении

разновидностей калиевых полевых шпатов можно, по-види-

мому, ограничиваться качественными оценками, поскольку мас-

совое определение зерен, необходимое для количественных под-

счетов в песчаных породах, требует больших затрат времени.

Щелочные полевые шпаты в песчаниках указывают на при-

сутствие кислых пород в области размыва. Ортоклаз и микро-

клин являются типичными минералами интрузивных магмати-

ческих пород—сиенитов, гранитов, гранодиоритов, а также

пегматитов и гнейсов кислого и среднего состава. Микроклин

не характерен для вулканитов, поэтому его присутствие, осо-

бенно вместе с пертитами, является наиболее хорошим индика-

тором состава интрузивных пород. Санидин как высокотемпе-

ратурный минерал, наоборот, происходит из вулканических и

контактово-метаморфических пород. Устойчивость к выветри-

ванию и переносу у калиевых полевых шпатов KFsp ниже, чем

у кварца Q, но несколько выше, чем у кислых плагиоклазов Pl,

поэтому кварцевое отношение Q/KTsp или Q/(KFsp + Pl) и по-

левошпатовое отношение KTsp/Pl для обломочных зерен при

постоянстве области сноса является показателем темпов седи-

ментации и дальности переноса.

Аутигенные ортоклаз и микроклин в виде регенерационных

каемок или целых прозрачных кристаллов описаны во многих

работах, начиная с небольшой заметки О. М. Аншелеса и

В.

Б. Татарского [1931 г.] (библиографию см. [8, 24, 33]). Боль-

шинство аутигенных калиевых полевых шпатов образуется на

небольшой глубине при температурах, близких к поверхност-

ным — в диагенезе или начальном катагенезе, в более глубоких

зонах аутигенные калиевые полевые шпаты могут быть сфор-

мированы только в аркозах, в других породах обычной формой

аутигенного полевого шпата является альбит.

Плагиоклазы. В большинстве магматических пород,

в метаморфических и осадочных породах распространены низ-

котемпературные плагиоклазы, образующие непрерывный изо-

морфный ряд от натрового до кальциевого плагиоклаза. Пред-

ложение обозначать члены этого ряда номерами от 0 до 100

было сделано Е. С. Федоровым, а названия альбит, олигоклаз

и другие для плагиоклазов, ограниченных содержанием анор-

титовой молекулы (мол. %) 0—10, 10—30, 30—50, 50—70, 70—

90,

90—100 % An — введены Ф. Колкинсом. Альбит и олиго-

клаз называют кислыми, андезин и

Лабрадор

— средними, би-

товнит и анортит — основными плагиоклазами.

Предварительную оценку состава плагиоклаза производят

по продуктам изменения. Кислые плагиоклазы подвергаются

пелитизации, в отличие от калиевых полевых шпатов, в серых,

землистых тонах и очень характерной для них серицитизации.

С увеличением номера плагиоклаза появляются мелкие кри-

сталлики эпидота, хлорита, карбонатов и цеолитов. Плагио-

клазы с высоким содержанием анортитовой составляющей

обычно распадаются на хорошо видимую альбитовую часть и

анортитовую; последняя, разрушаясь, дает цеолиты, хлориты,

эпидот, карбонаты или их тонкую смесь (соссюрит). Следы

выветривания, отсутствие, за редкими исключениями, волни-

стого погасания, следы спайности, тем лучше видимые, чем

выше номер плагиоклаза (у альбита и олигоклаза она неза-

метна), и, наконец, двуосная коноскопическая фигура — вот

признаки, позволяющие отличать плагиоклазы от кварца.

Диагностику минералов внутри самой плагиоклазовой се-

рии в шлифах начинают с выделения сдвойникованных кри-

сталлов и определения их номеров методом симметричного

погасания. Остальные, несдвойникованные плагиоклазы при-

близительно определяются по показателю преломления отно-

сительно канадского бальзама. Наблюдениями над полоской

Бекке удается разделить только чистые, невыветрелые зерна,

лишенные пленочного цемента, на альбит — кислый олигоклаз

(п'

рз

<Пб),

основной олигоклаз (по отчетливому дисперсион-

ному эффекту вследствие приблизительного равенства показа-

телей преломления основного олигоклаза и канадского баль-

зама) и средние — основные плагиоклазы {п

>щ). Для точной

диагностики состава плагиоклазов необходимы определения

либо на федоровском столике, как это рекомендовал В. Д. Шу-

тов [1956, 1957 гг.], либо (быстрее и не менее точно) в иммерси-

онных жидкостях — непосредственно в шлифе с предвари-

тельно снятым покровным стеклом, либо в рыхлых препаратах

путем измерения Ng и Np' в любом случайном сечении [Та-

тарский В. Б., 1965 г.]; схема количественного подсчета со-

става плагиоклазов изложена в гл. 1.

Состав обломочных плагиоклазов в песчаниках первона-

чально определяется составом материнских пород в области

сноса. Ниже приведены наиболее характерные материнские

породы, "содержащие различные виды плагиоклазов.

Плагиоклазы Исходные породы

Альбит Граниты, пегматиты, спилиты, метаморфиче-

ские зеленые сланцы

Олигоклаз Кислые риолиты, гранодиориты, эпидот-ам-

фиболитовые метаморфические сланцы

Андезин Андезиты, трахиты, базальты, анортозиты,

амфиболиты, кианит-андалузитовые сланцы

Лабрадор Оливиновые базальты, пироксеновые андези-

ты,

габбро, анортозиты, гранулиты

Битовнит Оливиновые базальты, габбро

Анортит Оливиновые базальты, нориты, троктолиты,

анортозиты, роговообманковые габбро

На первых этапах выветривания состав плагиоклазов наи-

более полно отражает состав материнских пород; в ходе седи-

ментации происходит последовательное разрушение плагиокла-

зов повышенной основности и обеднение составов до олиго-

клаз-альбитовой или альбитовой ассоциации.

Первоначальный состав песчаной породы может иска-

жаться развитием новообразованных полевых шпатов. Первые

их находки были сделаны Г. Розе в 1865 г., детально описаны

Л.

В. Пустоваловым [1956 г.]. Господствующей формой ново-

образований полевых шпатов является альбит, формирую-

щийся двумя путями — как продукт метасоматического заме-

щения при деанортитизации плагиоклазов и в результате но-

вообразований в виде регенерационных каемок и кристаллов

в цементе или полостях.

Деанортитизация плагиоклазов широко проявляется в ма-

теринских вулканогенных породах и может продолжаться

в новообразованном осадке, а затем в породе на стадии ката-

и метагенеза. Новообразованные зерна способны сохранять

первоначальную форму и строение первичных кристаллов, по

которым они образуются, при частичном или полном замеще-

нии агрегатным альбитом вместе с карбонатами, эпидотом,

хлоритом и глинистыми минералами. Присутствие новообра-