Минеральный состав

Обломочные породы сложены кварцем и кристалло -, витро-, и литокластами. Однако, если учитывать вторую фазу кластолитов – цемент, то они включают почти все аутигенные минералы, что еще белее усложняет минеральный состав.

В гранулометрическом ряду кластолитов минеральный состав меняется на границе 2-5 мм. Более крупные кластолиты сложены только литокластами, а более мелкие помимо обломков пород имеют в своем составе и кристаллокласты. Состав литокластов перечислить невозможно: это все силикатные и кварцевые, точнее, кремневые породы. Можно назвать только крупные группы литокластов: интрузивные и эффузивные магматические, метаморфические и большинство осадочных (обломочные, глинистые, кремневые).

При химическом выветривании происходит естественный отбор стойких компонентов: разложение и исчезновение темноцветных и других нестойких эндогенных минералов и пород, накопление самых стойких – кварца, кварцитов, что называется химическим вызреванием обломочного материала.

Из кристаллокластов резко преобладает самый стойкий в экзосфере минерал – кварц. Почему кварц – самый устойчивый минерал на поверхности литосферы. А потому, что он образуется (кристаллизуется) при более низкой температуре, чем остальные минералы реакционного ряда Боуэна. О конкретной величине температуры плавления минералов говорить трудно, т.к. в природных условиях она зависит от нескольких факторов:

- давления (при увеличении давления температура плавления уменьшается, например, при увеличении давления от 1 до 5 тыс. атм. температура плавления уменьшается от 1500 ^оС до 1300^оС.);

- эвтектического взаимоотношения (например, кварц, мусковит и КПШ образуют эвтектическую смесь, и температура плавления каждого минерала уменьшается);

- наличия летучих компонентов, также понижающих температуру плавления.

Кроме того, выше некоторых предельных значений температуры и давления, многие минералы разлагаются с образованием двух и более минералов или переходят из одной модификации в другую, например, кварц:

- при t = 572^оС переходит в β-кварц;

- при t = 870^оС переходит в тридимит;

- при t = 1470^оС переходит в кристобалит;

- при t = 1713^оС плавится.

Температура плавления некоторых минералов в безводной среде:

КПШ – 1530 ^оС;

Альбит –1100 ^оС;

Олигоклаз – 1120 –1380^оС;

Андезин – 1190 –1450 ^оС;

Лабрадор – 1280 –1500^оС;

Битовнит – 1390 –1530 ^оС;

Анортит – 1550 ^оС.

Почти все кварцевые песчаники слагаются разнообразным кварцем, происходящим из разных источников, т.е. являются результатом смешения кварца при многократных переотложениях осадков и пород. Существенно кварцевые, особенно мономинеральные, пески образуются практически всегда за счет размыва ранее существовавших осадочных пород – песков более древнего возраста или зрелых кор выветривания. граниты могли поставить кварц задолго до этого, т.е. в древних седиментационных циклах.

Полевые шпаты в среднем составляют около 15 % песчаников. Но они могут и отсутствовать и быть главным компонентом (до 77 %), а иногда почти единственным (в кристаллических туфах). Обогащение песков полевыми шпатами отражает появление незрелых отложений. Большую информацию несут вторичные изменения полевых шпатов – особенно глинизация, т.е. замещение глинистыми минералами. Они отражают химизм среды, прежде всего щелочность.

Слюды встречаются во многих песчаниках в количестве 1-5 % (редко до 30-40 %), обычно недалеко от источников сноса. Это мусковит, биотит, флогопит, реже хлорит. Они не несут следов окатанности, часто по размеру превышают зерна кварца и полевых шпатов (из-за лучшей транспортабельности в водном или воздушном потоке), нередко расщеплены.

Пироксены обычно являются акцессорными, но иногда становятся породообразующими (Урал, в вулканических песках), слагая вместе с магнетитом и ильменитом черные пески. Чаще встречаются моноклинные пироксены.

Амфиболы образуют пески и песчаники с содержанием до 20-30 % в местах выходов амфиболитов. Часто амфиболы измененные, хлоритизированные.

Магнетит, ильменит, гранат в единичных пластах становятся породообразующими, достигая 50-70% массы песка, это происходит вблизи выхода коренных пород – основных эффузивов, интрузивных базитов.

Аутигенные минералы, составляющие цемент или конкреции, более разнообразны: это карбонаты, сульфаты, силикаты, сульфиды, фосфаты, аллиты, флюорит, кремнеземные, железные, марганцевые минералы и даже лед.

Химический состав

Из-за сложности и смешанности минерального состава кластолитов их химический состав разнообразен и часто кажется незакономерным. Поэтому химический анализ применяется редко. Обычно это полные силикатные, а также рациональные анализы типа солянокислых вытяжек (для карбонатной составляющей).

В химическом составе кластолитов основным компонентом является SiO₂, содержание которого не опускается ниже 50 % и достигает почти 100 %. Более значительны колебания второго по значению компонента Al₂O₃ от минимального 0,2 % до максимального 20 % и более. Суммарное содержание третьего компонента – оксидов железа – также варьирует в широких пределах от 0 до 6-7 %. Суммарное содержание щелочей – от долей % до 6-7 %.

Химический состав кластолитов может быть типизирован. Выделяется прежде всего группа типов незрелых кластолитов, в которых химический состав отвечает составу материнских пород (например, аркозы). Вторая четкая группа – зрелые кластолиты – они максимально обезличены и отличаются резким доминированием кремнезема. Можно выделить и группу промежуточных типов, отражающих разнообразие смесей компонентов.

Происхождение кластолитов

Подавляющее большинство кластолитов – механогенные осадки, чем в общем виде определяются источники и способ их образования.

Источник материала.

Источник материала бывает почти любой: эндогенный и экзогенный, терригенный и эдафогенный, природный, и в последнеее время все чаще, искусственный, техногенный и т.д. Главными остаются экзогенные и вулканогенные компоненты. Во всех случаях материал не образуется заново, а является реликтовым, остаточным от первичных материнских пород. Лишь в некоторых туфах и лаво- и гиалокластитах его можно считать в какой-то мере первичным, образовавшимся из жидкой или полужидкой лавы при ее механической фрагментации и застывании.

Вулканогенные компоненты – ювенильные и резургентные – представлены вулканолитокластами, кристаллокластами и витрокластами, т.е. обломками пород, кристаллов и стекла. Ювенильные пирокласты отличаются от экзокластов свежестью (невыветрелостью) и несмешанностью состава, что отражает фактически мгновенный способ их возникновения, исключающий всякое сингенетичное воздействие агентов экзосреды. С этим согласуется их неокатанность, несортированность и неслоистость накоплений.

Основные, экзогенные источники обломочных компонентов делятся на терригенные и эдафогенные. Терригенные источники – выходы коренных пород всех типов и нелитифицированные осадки. Они поставляют лито- и кристаллокласты, реже витрокласты разного состава, окатанности и выветрелости. Свежие компоненты нередко неотличимы от вулканических, выветрелые – хорошие документы терригенности и физико-географических условий на суше.

Кора выветривания, особенно, физического типа – основной (может быть на 90 %) поставщик обломочных терригенных компонентов. Состав пород питающих провинций – петрофонд – восстанавливается легче всего по незрелому материалу, в первую очередь, по литокластам, с учетом естественного отбора при разрушении и переносе.

Эдафогенные обломочные компоненты, мобилизуемые на дне морей и океанов, составляют не менее 5 % от суммы всего кластического материала. Отличия – в большой однородности магматических компонентов (почти исключительно базитовые и гипербазитовые) и широком развитии гальмиролитичексих глауконитов, шамозитов, почти нацело переотлагающихся после своего образования. Их можно считать полуаллохтонными или полуавтохтонными.

Способы образования

1. Эндогенные способы образования сводятся к тектоническим и вулканическим.

а) тектонические способы довольно ограниченные, непосредственное их участие в мобилизации осадочных компонентов выражается практически только в дроблении массивов горных пород в зоне разрывов, сбросов, сдвигов, надвигов и шарьяжей; влияние землетрясений на осадочный процесс, в основном, косвенное и сводится к провоцированию обвалов, оползней, турбидитов;

б) вулканические способы более распространены и делятся на эффузивные и эксплозивные:

- эффузивный способ приводит к фрагментации движущегося лавового потока в водных условиях и захоронению возникающих обломков в виде лавокластитов или гиалокластитов; практически и те и другие только базальтового состава, хотя лавокластиты вероятны и у андезитов или дацитов; во всех типах сохраняется о разбавления моновулканитовый состав, не происходит окисление, материал не сортируется и не окатывается; в лавокластитах, однако, есть признаки первичной округлости – базальтовые шары и подушки, - и вторичной округленности при движении еще не полностью остывших блоков и сегментов шаров; по существу, это базальтовые конглобрекчии или брекчии а размером обломков от 1 до 0,1 м., сцементированные глигистым или алеврито-глинистым материалом; лавокластиты образуются в результате дробления лавовых шаров или внешних частей потока при его движении (гусеничный эффект) и благодаря термическому шоку при соприкосновении с холодной водой.

Гиалокластиты имеют песчаную и дресвяную структуру, плохую сортировку или вовсе несортированы и сложены базальтовым вулканическим стеклом. Форма обломков оскольчатая, они отделяются вследствии термического шока как шелуха. Известны еще пульверизационные гиалокластиты, сложенные мелкими шариками (2,0 -0.,1 мм), образующимися при фонтанировании жидкой базальтовой лавы.

Эффузивно-осадочные вулканокластиты – лавокластиты и гиалокластиты – наиболее характерные генетические типы геосинклинальных и океанических вулканических и вулканогенно-осадочных формаций и свидетельствуют о подводных (реже о подводных) условиях вулканизма и накопления.

- Эксплозивные способы мобилизации и накопления резко преобладают над эффузивно-осадочными и реализуются в ширико распространенных туфах 6-7 генетических типов. Сама возможность эксплозий указывает на субаэральные условия или на не очень глубокое море (первые сотни метров), поскольку на значительных глубинах (в км) давление вулканических газов часто уравновешивается давлением слоя воды и взрывная форма извержений не реализуется: лава выжимается на дно моря наподобие силлов.

Граница между чисто магматическими и вулканогенно-осадочными образованиями, как следует из определения осадочных пород (по Л.И Пустовалову) проходит между игнимбритами, еще остающимися лавами, и пирокелатическими породами, в которых лавовые обломки охладились настолько (до 500 -200⁰С и ниже), что сплавления не происходило. Для таких обломков характерна корка закаливания (1-3 см), окружающая обломки со всех сторон. Обломки угловатые или округлые, сортировки нет, слоистость также отсутствует. Максимальный размер вулканокластов, по-видимому, редко превышает 1 м. Сотав моновулканитовый, но обычны включения и фрагменты пород фундамента.

Выделяются следующие генетические типы туфов (tofus – лат. - горная порода вулканического происхождения):

1) аутигенные туфы шлаковых конусов вокруг кратеров, состоящие из холодных, застывших в воздухе вулканических бомб, шлаковых фрагментов и других ювенильных пирокластов; характерна слоистость, элементы сортировки, дифференциация вещества (по периферии конуса скапливаются наиболее крупные бомбы и обломки);

2) тефровые туфы (тефра – пепел) – непереотложенные горизонтально плащеобразные образования, горизонтально-слоистые, размерность от щебенчатой и лапиллиевой (2-5 см) до алевритовой (0,01 мм); особенно чато встречаются в древних отложениях по причине большой возможности сохранения на огромных площадях распространения; состав любой: от базальтового до риолитового;

3) резургентные туфы – отложения обрушений вулканической постройки в результате взрывов; это разнообломочный материал от 20-50 м до алеврита разного состава (лавы, туфы, экзокласты); известны и наземные и морские резургентные туфы;

4) гидроэксплозивные туфы образуются при взрыве паров воды под лавовым потоком (в подводных вулканах); образуют конусы высотой до 60-80 м, сложены непористым плотным материалом дробления лавы; преобладает лапиллиево-песчаный материал с отдельнвми глыбами и бомбами; эти туфы обозначают береговую линию, что важно для палеогеографии; они обычно ассоциируют с прибрежно-морскими отложениями; разновидностью гидроэксплозивных туфов являются мааровые отложения, часто состоящие не из вулканитового, а из осадочного материала и возникающие при соприкосновении горячих лав с подземными водами или подземным льдом; здесь быстро генерируется пар, что создает взрыв;

5) притрубочные туфы – выбросы трубок взрыва типа кимберлитовых, представленных базальтовыми и сешанными базальт-осадочными породами; окатанность, слоистость и сортировка отсутствуют, размер обломков достигает десятков см –метра; парагенетически связаны с интракрустальными брекчиевыми выполнениями трубок взрыва – кимберлитами;

6) грязевулканические туфы – нацело осадочные брекчии, обычно глиняные, с песчаниками, алевролитами, известняками; причина формирования – взрыв нефтяных газов.

2. Экзогенные способы доминируют в генезисе обломочных пород и разделяются на элювиальные и механогенные.

а) элювиальные образования представлены каменистыми развалами, горизонтами конденсации (или перлювием) и химическим элювием;

каменистые развалы образуются в результате физического выветривания в аридной и ледовой зонах; состав монолититовый, максимальный размер более 10 м, сортировка и слоистость отсутствует; мощность до 30-40 см;

перлювий – или горизонты конденсации – конгломераты, брекчии, дресвяники, гравелиты и песчаники, формирующиеся при перевевании и перемывании осадков, удалении тонких или легких фракций и «конденсировании», т.е. концентрировании на месте крупных и тяжелых зерен и обломков без существенного горизонтального перемещения; состав полиминеральный и моно- и полилититовый, сортировки нет или плохая, слоистости нет, мощность обычно менее 1 м, редко до десятков метров;

химический элювий – мономинеральные кварцевые пески, остающиеся от коренной породы единственным компонентом при химическом разложении в кислых условиях.

б) механогенные накопления составляют, вероятно, 99 % экзогенных осадочных кластолитов, представлены множеством генетических типов, отражающих исключительное разнообразие механических способов мобилизации, перемещения и накопления осадков на поверхности Земли, на суше и на дне водоемов; это коллювий (обвальные, осыпные, оползневые, солифлюкционные и реже делювиальные отложения), флювиальные (пролювий и аллювий), эоловые, озерные, ледниковые, прибрежно-морские, шельфовые, батиальные, абиссальные, турбидитные и др.

Условия и обстановки мобилизации и накопления обломочные пород

Обломочный материал мобилизуется почти повсеместно, за исключением дна водоемов с застойным режимом у дна. Для кластолитов условия можно перечислить в порядке уменьшения от:

1) тектонический режим (вулканизм, прогибание, тепловой поток, давление),

2) рельеф,

3) геологическое строение,

4) климат,

5) среда (водная или воздушная),

6) динамика среды,

7) химизм среды.

Стадиальный анализ

Цель анализа – восстановление истории формирования конкретной породы от зародыша (осадка) – стадии седиментации – через диагенез, катагенез, метагенез до метаморфизма, если, конечно, порода прошла эти стадии.

Признаки первичности обломков (стадия седиментации):

- неоднородность, «неподчиненность», друг другу как в термодинамическом, так и в химическом составе,

- «разноплановое» погасание минералов под микроскопом,

- разные включения в одних и тех же минералах,

- разная раздробленность и трещиноватость.

Диагенез

- последовательное выполнение межгранулярных пор (достижение физического равновесия),

- раскристаллизация минералов,

- перекристаллизация,

- перераспределение,

- механическое выжимание в обособленные участки

Ранний катагенез

- растворение темноцветных обломков,

- глинизация полевых шпатов,

- появление микритовых скоплений железистых и титановых минералов (в значительной степени за счет элементов, высвобождающихся при растворении пироксенов, амфиболов, биотита и других нестойких компонентов),

- сильное развитие механической комформности.

Поздний катагенез

- переход глин в аргиллиты,

- регенерация кварца, калиевых полевых шпатов,

- перекристаллизация карбонатного, кремниевого и глинистого цемента,

- еще большее механическое сближение зерен и приспособление их друг к другу,

- трансформация глинистых минералов в направлении гидрослюдизации и хлоритизации.

Метагенез

- образование глинистых сланцев,

- образование мраморов,

- сближение зерен по микростилолитовым контактам,

- регенерация кристаллов, образование кварца, полевых шпатов, эпидота, титанистых минералов,

- перекристаллизация глинистого цемента в серицит-хлоритовый,

- образование шахматного кварца,

- образование бородатых зерен,

Метаморфизм

- еще большая перекристаллизация не только глинистых, кремневых и карбонатных, но и обломочных пород,

- массовое образование альбита, эпидота, вплоть до мусковита и биотита,

- в глинистых песчаниках образование сланцеватости, которая может не совпадать со слоистостью.

Теоретическое и практическое значение кластолитов

1) Восстановление истории Земли.

2) Восстановление условий на суше и на дне.

3) Вместилище нефти, газа, воды (коллекторы).

4) Россыпи золота, алмазов, рутила, циркона, монацита.

5) Уран.

6) Каменный уголь.

7) Стройматериалы: песок, галечник и др.

8) Фосфориты.

9) Металлургия (формовочные пески).

10) Стекольная промышленность (кварцевые пески).

Дата добавления: 2015-08-21