Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо - и рудообразования
Подождите немного. Документ загружается.
Бластез кварца относительно легко выявляется даже при
средних увеличениях обычного поляризационного микроскопа
(см. рис. 3.7.). Он на начальных этапах метагенеза затрагивает в
основном периферические участки обломочных зерен и регене!
рационные кварцевые каемки. Сущность процесса сводится к
бластическому замещению кварца кварцем, осуществляющему!
ся в результате движения границ зерен (Симанович, 1978, с. 68).
Это можно увидеть при скрещении николей (рис. 8.5.). В таком
случае граница между минеральными агрегатами, имеющими
вследствие разных оптических ориентировок разную тональность
интерференционной серой окраски, далеко не везде совпадает с
изначальными (конформными и инкорпорационно!регенераци!
онными) контурами раздела песчаных зерен, хорошо заметными
при выключенном анализаторе. Происходит частичный переход
оптической ориентировки из одного кварцевого зерна в другое,
соседнее зерно, совершающийся иногда даже через более ран!
нюю регенерационную кайму между ними. При попеременном
включении и выключении анализатора представляется, что от!
дельные кварцевые ядра как бы увеличиваются в размерах, по!
глощая часть площади своего соседа, которая приобретает оди!
наковую с этим ядром оптическую ориентировку, «погасая» и
«просветляясь» вместе с ним по мере вращения столика микро!
скопа. Причем, если на границах между изначальными зернами
были пузырьки жидкости или же мельчайшие примазки глинисто!
го вещества, то они совершенно не препятствуют диффузной ми!
грации границ в процессе рекристаллизации кварца.
И.М. Симанович подчеркивает, что для подобного переме!
щения границ минерала требуется энергия активации. Причи!
ной их движения являются внутренние напряжения в зернах
кварца или внешние приложенные напряжения (стресс), или
стремление к уменьшению свободной энергии самих границ зе!
рен. «В метагенетически измененных кварцитопесчаниках
обычно наблюдается лишь редкое осложнение эпигенетических
структур рекристаллизационными контактами. С повышением
температуры начинает двигаться большая часть границ кварце!
вых зерен; миграция их происходит гораздо глубже — иногда
соседние зерна целиком поглощаются мигрирующей границей.
Так формируются гранобластические (гранобластовые) струк!
туры…» (Симанович, 1978, с. 70). А в динамически активных зо!
нах метагенеза рекристаллизационные контакты бывают ослож!
нены грануляцией — развитием на участках контакта разноори!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 1199 11
ентированных мельчайших кварцевых индивидов, угасающих в
«шахматном порядке». Такие структуры рекристаллизационно
грануляционного бластеза отличны от упоминавшихся выше ин!
корпорационных катагенетических структур кажущейся «не!
разъемностью» контактирующих агрегатов зерен в первом слу!
чае. Такой же процесс наложения кристаллобластеза на более
ранние конформно!регенерационные структуры при зеленос!
119922 ОО ..ВВ .. ЯЯ пп аасс кк уу рртт
Рис. 8.5. Начальнобластические микроструктуры кварца песча"
ных пород и сопутствующие им новообразования стадии метаге"
неза. По И.М. Симановичу (1975). Шлифы, николи +:
1 — трещинки хрупкой деформации зерен кварца, увел. 70; 22 — полоски
Бёма, увел. 180; 3 и 4 — рекристаллизационно!бластическое замещение
кварца кварцем (миграция границы), увел. 180; 5 — то же, увел. 80; 6 — поч!
ти полнобластическая структура породы, увел. 80.
1
4
25
36
ланцевом метаморфизме докембрийских кварцито!песчаников,
со ссылкой на метод выявления бластеза по И.М. Симановичу,
продемонстрировал автор (Япаскурт, 1976).
Помимо структур бластеза, признаком наложения стадии
метагенеза являются: пластическая деформация, структуры
дифференциального скольжения и начало «метаморфизма» (са!
моочищения) терригенного кварца.
Полоски Бёма являются одним из легко наблюдаемых явле!
ний пластической деформации. Это плоскости, ограничиваю!
щие деформационные пластинки в кварце, переполненные
мельчайшими жидкими включениями, из!за чего они имеют вид
бурых нитевидных образований и при малых увеличениях напо!
минают трещинки спайности, но, как правило, они имеют слегка
изогнутые контуры (см. рис. 8.5, см. 2; рис. 8.6).
Важно напомнить, что само по себе обнаружение полосок
Бёма внутри обломочного зерна еще не свидетельствует о глу!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 1199 33
Рис. 8.6. Полоски Бёма в кварце на стадии метагенеза.
По И.М. Симановичу (1975). Шлифы, николи +:
1 — общий вид, увел. 80; 2 — структура полосок, обусловленная цепочками
пузырьков жидкости, увел. 800; 3 — искривленные, ветвящиеся, деформа!
ционные пластинки, увел. 300; 4 — соотношение деформационного плас!
тинкования в обломочном зерне и его регенерационной кайме, доказываю!
щее возникновение полосок Бёма in situ, увел. 80.
13
24
боких динамотермальных преобразованиях всей породы в це!
лом. Зерно может быть переотложено из более древней, пре!
терпевшей начальный метаморфизм породы. Важно, чтобы эти
полоски пересекали регенерационные каймы кварца (рис. 8.6.,
см. 4) — тогда уже ясно, что они вторичны, так как возникли на
более поздней стадии интенсивных преобразований в породе.
Формирование полосок — важный шаг к самоочищению
кварца от имевшихся в нем примесей и дефектов (метамор!
физма кварца, по И.М. Симановичу). Они полностью удаляются
на этапе зеленосланцевого метаморфизма. При еще более глу!
боком метаморфизме вместо них в «чистом» кварце появляются
совершенно новые включения.
Совсем недавно И.М. Симанович объяснил процессом ме!
таморфогенного самоочищения кварца механизм концентрации
золота в цементе позднеархейских конгломератов месторожде!
ния Витватерсранд (ЮАР). По его данным, исходной питающей
провинцией этого СБ были раннеархейские зеленосланцевые
толщи с обильными кварцевыми золотоносными жилами гидро!
термального генезиса. Последние образовали гальки, освобо!
дившиеся от металлических примесей в процессе их метамор!
физма.
Итог: кварц — минерал свидетель многих условий седи!
ментогенеза и стадийности литогенеза. Регенерационные и
бластические преобразования кварца дают важную информа!
цию о конечных этапах катагенеза и о переходе к более напря!
женным термобарическим условиям стадии, выделяемой мно!
гими литологами под названием метагенеза, а нами — относи!
мой к началу метаморфических изменений осадочной породы
(см. в главе 10).
Кратко рассмотренные нами стадиальные преобразования
кварца представляют интерес не только применительно к по!
знанию этапности процессов литогенеза. Полезно знать, до ка!
кой степени измененности этого минерала возможно использо!
вание его типоморфных признаков для палеогеографических
построений.
Кроме того, рассмотрев седиментогенные и постседимен!
тогенные изменения аллотигенного кварца и этапность форми!
рования его аутигенного собрата, мы можем вернуться к диа!
гностическим признакам этого минерала для случаев его заим!
ствования не непосредственно из магматических, жильных или
глубокометаморфизованных пород, но для случаев переотложе!
119944 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
ния кварца из более древних осадочных формаций. Если эти
формации не претерпевали стадий метагенеза или зеленослан!
цевого метаморфизма, то их кварц сохранит в основных чертах
типоморфизм от его «прародителей», т.е. пород не осадочных.
Кварц не утратит эти признаки (за исключением дымчатости и
отдельных включений) при многократном прохождении через
осадочные циклы: от мобилизации к катагенезу, снова к моби!
лизации и т.д. Именно так формируются кварцевые пески мезо!
зоя и кайнозоя на Русской плите. Первоисточниками их кварца
служат породы докембрия Балтийского и Украинского щитов
(гранито!гнейсы, различные кристаллические сланцы, мигмати!
ты, пегматиты и кварцевые жилы). Их кварц приобретает при
многократном рециклинге совершенство сферической формы
своих зерен.
Одноактный перенос, даже на очень большие расстояния
от изначально кристаллически!зернистых пород, идеально!
сферическую форму песчаным частицам не обеспечивает. Это
доказано наблюдениями и над современными осадками в усть!
ях крупнейших рек — Миссисипи и Лены, где окатанность квар!
цевых (и полевошпатовых тоже) частичек не из осадочных пород
далека от совершенства. Это же выявлено экспериментами ли!
толога П. Кюнена (Р. Kuenen) в середине ХХ в. В замкнутом по
окружности желобе он моделировал абразию зерен кварца в
водном потоке. Выяснилось, что первичное округление зерен
(всего 1–2%) достигается на первых сотнях километров. А в
дальнейшем, в особенности для зерен фракций 0,25–0,5 мм и
0,1–0,25 мм, абразия кварца в водном потоке становится незна!
чительной (0,1% на 10 000 км для средних полуокатанных зе!
рен). А эоловая абразия, также смоделированная в воздуходув!
ных системах, приводит к потере веса песчинок в 100–1000 раз
большей, чем при их водной транспортировке. В результате их
соударений совместно с частичным химическим растворением
при эоловом процессе песчинки обретают «матовую» поверх!
ность, которая в сканирующем электронном микроскопе напо!
минает кратерную морфологию лунного ландшафта.
Интересные экспериментальные исследования поведения
обломочного кварца при механическом и химическом разруше!
нии были тогда же проведены в ГИН АН СССР сотрудниками ла!
боратории геоминералогии М.Я. Кацем совместно с И.М. Сима!
новичем. Ими было установлено, что при разрушении кварца в
лабораторных условиях в первую очередь уничтожались его
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 119955
зерна со включениями, вследствие чего изменялись плотност!
ные свойства осадка — они приближались к свойствам оптичес!
ки чистого минерала (свободные от включений зерна легче про!
чих). Это явление исследователи назвали «вызреванием» обло!
мочного кварца.
Итак, седиментогенный кварц, заимствованный не из крис!
таллических пород, а из более древних кварцевых же обломоч!
ных пород, характеризуется признаками своего вызревания и, в
большинстве своем, хорошей окатанностью.
И есть еще один признак, надежно доказывающий осадоч
ный источник мобилизованного кварцевого зерна: это если вну!
три его мы увидим под микроскопом остатки регенерационной
каемки. Только в данном случае надо обязательно убедиться в
том, что эта каемка не внутрипородная вторичная, а давняя,
срезанная внешней поверхностью контура обломочного зерна
на этапах денудации кварцевых песчаников и транспортировки
их бывших зерен в конечный бассейн стока.
Таким образом, аллотигенный и аутигенный кварц, взаимо!
дополняя друг друга своими типоморфными признаками, явля!
ются ценными свидетелями стадийности и эволюции осадочно!
го процесса.
8.3. Калишпаты и альбиты
Калиевые и натриевые полевые шпаты — самые устойчи!
вые к разрушению в сравнении с остальными членами этой
группы каркасных силикатов (отнесенных к категории доноров)
— рассматриваются вместе с кварцем в известной мере услов!
но, потому, что они гораздо менее стойки к химическим и физи!
ческим воздействиям, чем вышеописанный минерал. Однако
они достаточно «живучи» при многих условиях гипергенеза и се!
диментогенеза, благодаря чему являются породообразующими
минералами в распространенной категории обломочных пород,
имеющих общепризнанное собственное наименование — арко
зы. Еще шире эти минералы распространены в породах сме!
шанного состава — субаркозах (или кварцевых аркозах), грау
ваккоаркозах и аркозограувакках.
Главные поставщики аллотигенных ПК для всех этих отло!
жений являются магматические кислые породы — главным об!
119966 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаасс кк уурртт
разом, гранитоиды и возникшие за их счет гранито!гнейсы. Эти
магматические образования, как известно, различаются степе!
нью своей кислости, щелочности, железистости, соотношения!
ми К/Na и Na/Ca и др. геохимическими и петрографическими
особенностями, а потому и аркозы по составу и количественным
сочетаниям калишпатов и плагиоклазов бывают разные — см.
специально посвященный им раздел монографии о песчаниках
В.Н. Шванова (1987). Известны «классические» кварцево!кали!
шпат!альбитовые и кварцево!калишпат!олигоклазовые их раз!
ности. Но помимо них существуют представители аркоз с очень
малым содержанием калишпата и есть еще так называемые
«средние аркозы», у которых некоторые плагиоклазы по составу
близки к андезину (см. рис. 3.5, 5.11, 5.14, 7.4 и см. выше).
Здесь мы видим, что грань между минералом!донором и
долгожителем в природе условна. Потому что даже самые отно!
сительно стойкие натриевые плагиоколазы — альбиты и калие!
вые ортоклазы на стадиях диагенеза и катагенеза начинают за!
метно корродироваться, а ортоклазы — регенерироваться, что
было показано исследователями из Великобритании М. Ли и П.
Парсонсом (M.P. Lee and I.Parsons, 2003 — библиографическую
ссылку см. выше, в главе 7) в недавней статье о постседимента!
ционных полевых шпатах в нижнеюрских песчаных отложениях,
залегающих на 3,2–4,5 км глубже дна Северного моря и прогре!
тых ныне до Т=130
О
С. Там большинство обломочных щелочных
полевых шпатов имеют наросты толщиной менее 50 мкм в крис!
таллографической плоскости (001). Определенный с помощью
микрозонда их химический состав оказался таким:
Or
99,5
Ab
0,4
An
0,0
Cs
0,1
, где Or — ортоклаз, Ab — альбит, An — анор!
тит, Cs — цельзиан с формульным составом: BaAl
2
Si
2
O
8
. Причем
оказалось, что узкие зоны этого ортоклаза, обогащенные Cs
расположены в самых молодых частях некоторых наростов. Пе!
реход между обломочным зерном и наростом очень резок. Сами
же обломочные калишпаты имеют микроструктуру «клеточной
материи», и содержат криптопертитовые альбитовые вростки,
что свидетельствует об их изначальном плутоническом или ме!
таморфическом происхождении. В промежутках между этими
зернами и ортоклазовыми аутигенными наростами встречены
чешуи хорошо окристаллизованного иллита, кристаллики бари!
та и пирита.
Исследователи показали региональную распространен!
ность подобных вышеупомянутым образований, подчеркнув при
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 119977
этом, что известные данные о альбитизации при катагенезе (ис!
следователи именовали всю эту стадию «диагенезом») могут
быть пополнены сведениями о массовой миграции калия.
Цитируемые авторы высказали мнение, что замещение
кластических зерен аутигенным калишпатом и формирование
калишпатового цемента в глубоко захороненных аркозовых пес!
чаниках представляет, по!видимому, обычный процесс, допол!
няющий альбитизацию. Взаимные обмены Na и К могут быть
связаны с различными температурными градиентами или с
флюидообменом пластов разного состава.
В данном случае возникает некоторая аналогия с поведе!
нием кварца на подстадии глубинного катагенеза, однако, реге!
нерационное окварцевание осуществляется более масштабно и
выглядит под микроскопом гораздо заметнее альбитизации и
калишпатизации. Но о вероятности обнаружения таковых надо
всегда помнить, приступая к исследованию полимиктовых тер!
ригенных пород, которые залегают в низах осадочного выполне!
ния БП или присутствует в составе СНС.
Возвращаясь к типоморфным признакам аллотигенных ПК
и их индикаторной роли (подобной признаком кварца), можно
только констатировать, что здесь заключена большая сфера
возможностей для исследователей геоминералогии полевых
шпатов в будущем. Такую работу собиралась, но не успела реа!
лизовать А.Г. Коссовская. Она в ранних своих работах, посвя!
щенных литогенезу средних аркоз Вилюйской впадины и При!
верхоянского краевого прогиба, описала несколько типоморф!
ных разностей терригенных плагиоклазов, найдя признаки ана!
логии между ними и плагиоклазами докембрийских диафтори!
тов и палеозойских интрузий на Алданском щите и Становом
хребте. Исходя из этих фактов, принципиально по!новому к
прежним представлениям решался вопрос о пагеогеографии.
А.Г. Коссовская доказала привнос в СБ веществ не с востока (как
считали прежде), а с юга — мощный позднемезозойской рекой
Палеоленой, что подтвердили впоследствии литолого!фациаль!
ные исследования Г.Ф. Крашенниникова и автора (см. в главе
10). Но это были первые плодотворные итоги исследования по!
левых шпатов. Продолжить их предстоит нам в будущем.
119988 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
8.4. Прочие аллотигенные островные
и каркасные силикаты, оксиды и фосфаты
Эти минералы, в отличие от вышеописанных, в большинст!
ве своем (кроме фосфатов) в осадках и осадочных породах не
бывают породообразующими. Как правило, это аллотигенные
зёрна мелко— и тонкопесчаной фракции (0,1–0,25 мм и
0,05–0,1 мм). Концентрированные скопления образуют лишь в
россыпях. Обладают повышенными сравнительно с кварцем,
полевыми шпатами и слюдами, объемными весами, отчего име!
нуются как представители «тяжелой фракции», которая выделя!
ется в ходе гранулометрического анализа рыхлой (или разрых!
ленной) породной навески и последующего разделения ее мел!
ко— и тонкопесчаных фракций на тяжелые и легкие ПК в «тяже!
лой» жидкости (обычно в бромоформе). Типоморфные особен!
ности разновидностей этих минералов и индикаторные призна!
ки их генезиса приводятся ниже на основе сведений, заимство!
ванных из книг по минералогии В.П. Батурина (1937), М.Г. Бер!
гера (1986), М.Г. Даминовой (1963), Е.М. Захаровой (2006), Н.В.
Логвиненко (1962), Г.Б. Мильнера и др. (Петрография ..., 1968),
И.А. Преображенского и С.Г. Саркисяна (1954), В.А. Наумова, К.
Хёрблата и К. Клейна (см. в главе 7), Ф.В. Чухрова и др. (Мине!
ралы …, 1965), Н.П. Юшкина (1982) и личных наблюдений авто!
ра. Рассмотрим кратко эти сведения.
Цирконы ZrSiO
4
— своею распространенностью в осадках
и уникальной устойчивостью могут рассматриваться как гомо!
логи кварца, с той только разницей, что цирконы не бывают по!
родообразующими. Они, подобно кварцу, выдерживают много!
кратное прохождение через осадочные циклы (от мобилизации
к катагенезу или метаморфизму и до новой мобилизации) — ре!
циклинг настолько многократный, что обломочные частички, не!
смотря на свои мельчайшие размеры (0,05–0,1 мм) приобрета!
ют явно окатанную форму, как показано на рис. 8.7. Напомню,
что любые минеральные зерна такой размерности, будучи пе!
ренсенными рекой на расстояние нескольких тысяч километров,
практически не меняют своей исходной угловатости, и только
многоразовая эоловая либо прибрежно!морская «шлифовка»
обломков способна придать им сферичность.
Эти же зерна циркона, подобно кварцевым окатанным пес!
чинкам, способны обрастать правильно ограненной регераци!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 1199 99
онной каймой цирконового состава (рис. 8.7, см. 1–7), по!види!
мому, на стадии глубинного катагенеза, а может быть, и при бо!
лее напряженных Р!Т режимах метагенеза — начального мета!
морфизма осадочной цирконовмещающей породы.
Распространенность разных видов аллотигенного циркона:
хорошо окристаллизованных длинно— и короткопризматичес!
ких, нередко с зонарным строением кристаллов; зерен со сле!
дами слабой окатанности (судя по закругленностям острых уг!
лов в кристалле); хорошо окатанных, эллипсоидальной формы;
а также вторично регенерированных и др. — объясняется не
только «живучестью» этого минерала и его стойкостью к химиче!
ским и физическим воздействиям на него, но также полигене!
тичностью цирконов, т.е. встречаемостью их в составе разнооб!
разных пород внутри питающих провинций СБ. Наибольшей
распространенностью цирконы пользуются как постоянные вто!
ростепенные минералы кислых и щелочных магматических по!
род и пегматитов; но бывают они и в составе гидротермальных
кварцевых жил, гнейсов, метаморфических сланцев и карбона!
титов. Эти породы в большинстве своем сформировались в от!
носительно более верхних слоях литосферы сравнительно с ос!
22 00 00 ОО ..ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт
Рис. 8.7. Циркон из осадочных толщ, по Г.Б. Мильнеру (1968):
В — типичные кристаллы и их обломки из наносов от дартмурских гранитов,
величины зерен 0,1–0,4 мм; С — циркон с регенерационными каемками до!
растания, увел. 150: 1–3 — в жерновом камне, Йоркшир; 4–6 — из средне!
юрских отложений там же; 7 — нижнекаменноугольных отложений Нортум!
берленда.