CC BY
30
ИЗВЕСТИЯ УРАЛЬСКОЙ ГОСУДАРСТВЕННОЙ ГОРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ АКАДЕМИИ
СЕРИЯ: ГЕОЛОГИЯ И ГЕОФИЗИКА
Вып.8
МИНЕРАЛОГИЯ, ПЕТРОГРАФИЯ И ГЕОХИМИЯ
.14 ( 549.51)
О.А.Суставов
И ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ КВАРЦА В ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОДАХ ВЕРХОЯНСКОГО КОМПЛЕКСА (ЯНО-ИНДИГИРСКАЯ ЗОНА)
рассматриваются юрско-триасовые и верхнепермские терригенно-осадочные отло->яно-Колымской системы мезозоид, относящиеся к восточной глинистой (с подчинен->м песчаников) градации верхоянского комплекса (рис.1). Они изучены в пределах и Куларского складчато-глыбовых поднятий Яно-Индигирской синклиналыюй зоны Р8 - табл. 1) и на границе Эльгинского и Адычанского поднятий с Инъяли-Дебинским «ем (Р1, Р2, Р4, Р5 - см. табл. 1) (2).
?чс.1. Положение изученных районов (1-8) на схеме размещения формационных комплексов позднею палеозоя - раннего мезозоя Зерхояно-Чукотской складчатой области (по М.Д. Булгаковой. 1982): ж. 6 - верхоянский терригенный комплекс (а - глинисто-алеврито-песчаная градация. 6 - глиниста* градация), в - колымский туфово-крсмнисто-кароонатный комплекс
ма*
Г~\а
В*-
Е2/ /ОгОпсгое
/ >«¥*
Песчаные породы данных районов - обычные для верхоянского комплекса (4] кварцевые и шпатовые грауваюси с переходами к аркозам (по классификациям В.Д Шугива, В.Н. Шнанива .), чаще всего с пленочным гидрослюдисто-хлоритовым цементом. Плагиоклаз имеет ущественно альбитовый или альбит-олигоклазовый состав, что, по-видимому, обусловлено зацией (деанортитизацией) более основных плагиоклазов при постдиагенетических ¡ениях. Алевропелитовые породы сложены теми же минералами, что и песчаники, но сдержат больше хлорита, гидрослюд, углеродистого вещества и меньше кварца и полевых шпатов.
Постдиагенстические изменения пород
По мере увеличения степени постдиагенетических изменений пород (описано 420 шлифов) ъг.-чснные районы можно расположить в ряд Р1-Р8 (см.табл.1) от повышенного катагенеза до зеленосланцевой фации регионального метаморфизлла [4,8].
49
Согласно [4,8] повышенный катагенез фиксируется наличием в песчаниках конформных в-гкгактов в местах касания наиболее крупных обломков. Глубинный катагенез отмечается к.?всеместным развитием конформных и инкорпорационных структур растворения под давлени-гж. а также ре генерационных кварцевых и альбитов ых кайм на соответствующих обломочных зернах; обломочный биотит, обычный в породах, подвергшихся повышенному катагенезу, в зоне пубинного катагенеза отсутствует (А.Г.Коссовская, В.Д.Шутов, 1957). В зоне глубинного жзтагенеза и начального метагенеза достаточно часто начинают встречаться бластические и «тииповидные» [4,8] структуры на контактах обломков (в табл.1 - перекристаллизация кварца < «бороды» возле обломочных зерен).
В мусковит-хлоритовой и биотитовой субфациях зеленосланцевой Ьации бластические и «шиловидные» структуры развиты в песчаниках повсеместно; обломочные структуры в алевропелитовых породах полностью перс кристаллизованы. Обломочный калинатровый полевой шпат, эередкий в породах зоны глубинного катагенеза (см. табл.1), отсутствует (то же, по А.Г.Коссовской и В.Д. Шутову, характерно для ряда пермских город Западного Верхоянья). Появляются метаморфические биотит и шдьменит [6]. Породам мусковит-хлоритовой субфации зеленосланцевой садии свойственны, как и в Южном Верхоянье [4], наибольшие концен--рации пирита.
Чешуйки белых слюд в цементе верхнепермских песчаников значительно крупнее (около Юмкм в поперечнике, среднее по 21 шлифу), чем ! цементе триасовых песчаников (менее 3 мкм, по 34 шлифам), что соответствует известным данным [11] об увеличении размеров зерен новообразованных слюдистых минералов по мерс усиления постдиагене-гуческих изменений. Температуры выгорания углеродистого вещества из верхнепермских алевропелитовых пород отвечают низам зеленосланцевой фации (А.Л.Александров и др., 1976) и превышают те же температуры верхнетриасовых пород (рис.2), что также соответствует более »¡¿окой степени постдиагенстических преобразований всрхнепермских город по сравнению с верхнетриасовыми.
Кливаж
В среднсюрских и верхнетриасоьых песчаниках Р1-Р5 макроскопически кливаж обычно не различим [2], но под микроскопом изредка отмечаются единичные углеродистые кливажные иоверхности (УКП) - неправильно-зубчатые, реже стилолитовые (рис.3,а) поверхности кливажа, к которым приурочено углеродистое вещество (по [4] - «неровные ветвящиеся поверхности кливажа, трассируемые включениями органического вещества» ). Обломочные зерна на контактах с УКП корродированы (см.рис.3.а). Иногда УКП связаны постепенными переходами с присутствующими в песчаниках обломками углеродистых пород; извилистая форма УКП может стредслятъся расположением отмеченных обломков: кл и важная поверхность идет от одною •тле род истого обломка к другому.
ж г
Ь о
X
НГ ЯГ *ЛГ
и
1
ЛГ «Г '<Г ЛГ
/СМОГЛО
Рис.2. Температуры выгорания углеродистого вещества из алевропелитовых пород верхнетриасового (а - Р2. 36 проб) и верхнепермского (6 -Р7,8, 50 проб) возраста (ЦКЛ ПГО «Урал-геология» )
Рис.3. Зерна кварца (белое; крап - остальные компоненты породы) и углеродистые кливажные поверхности в песчаных породах, преобразованных в условиях катагенеза (а - РЗ) и мусковит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации (б - Р8). Длина масштабного отрезка 0,2 мм
В отличие от среднеюрских и верхнетриасовых песчаников, в верхнепермских песчаных породах Р7 и Р8 кливаж отмечается и макроскопически [2]. Пол микроскопом в них наблюдается густая система тесно сближенных УКП (часто отстоят на расстояния не более 0,1 -0.2 мм друг от друга - рис.3,б), более ровных чем в среднеюрских и верхнетриасовых песчаниках (spaced, disjunctive, rough cleavage (11)). В результате растворения под давлением обломочные зерна между тесно сближенными УКП приобретают уплощенную форму. Параллельно УКП ориентированы чешуйки новообразованных слюдистых минералов (slaty cleavage [11], что редко отмечается в среднеюрских и верхнетриасовых песчаниках (см.табл.1)
Кварцевые и альбитовые регенерационные каймы [4] в среднеюрских и верхнетриасовых песчаниках иногда тяготеют к тем границам обломков кварца и плагиоклаза, которые ориентированы поперек направления УКП. К так же ориентированным границам иногда встречающихся обломков углеродистого вещества могут быть приурочены слюдистые, слюдисто-хлоритовые и слюдисто-кварцевые тени давления [7]. Некоторые обломки углеродистого вещества разбиты ориентированными поперек УКП микротрещинами отрыва, заполненными слюдистыми минералами, хлоритом и (или) кварцем. Особенно интенсивно подобные каймы, тени давления и микротрещины отрыва развиты в верхнепермских песчаных породах, в которых, кроме того, наблюдаются вытянутые вдоль направления УКП слюдисто-альбит-кварцевые «бороды» [7,11], редкие в среднеюрских и верхнетриасовых породах (см.табл.1).
Перекристаллизация кварца
В обломочном кварце песчаных пород часто отмечаются признаки пластической деформации - волнистое угасание (параллельное и не параллельное оси с), деформационные ламели, иногда полосы деформации, микросдвиги, деформационная блочность [6]. Особенно сильная пластическая деформация свойственна кварцу наиболее слабо измененных пород зоны катагенеза (Р1-РЗ). С переходом к зоне глубинного катагенеза и начального метагенеза, а затем к зеленосланцевой фации пластическая деформация обломочного кварца отмечается реже, ее проявления становятся малоинтенсивными и более однообразными (встречается преимущественно лишь слабое волнистое угасание, редко - деформационные ламели). Если в обломочном кварце среднеюрских и верхнетриасовых песчаников волнистое угасание «плавное», то в кварце верхнепермских пород наряду с плавным наблюдается «прерывистое» [6] волнистое угасание - б волне угасания выделяются отдельные обусловленные полигонизацией [1,6,10] слабо разориентированные
субзерна, параллельные оси с.
Кроме того, обломочный кварц подвержен перекристаллизации [1,10] («бластезу», по [4,8] ) с уменьшением размеров зерен: по краям, реже внутри монокристальных обломков образуются ноьые более мелкие, чаще всего единичные, зерна перекристаллизации кварца (ЗПК); иногда скопления таких зерен нацело замещают исходные обломки. В отличие от исходных обломков кварца, ЗПК обычно лишены признаков деформации и имеют ровное однородное угасание, так что их образование может рассматриваться как «рекристаллизация» - процесс перекристаллизации, происходящий в деформированном материале и заключающийся в образовании за счет деформированных кристаллов новых зерен с недеформирован-ной кристаллической решеткой [1,5,6].
Перекристаллизация обломочного кварца отмечается в породах РЗ-Р8, усиливаясь с увеличением степени постдиагенетических изменений (см.табл.1); она наблюдается не только совместно с полигонизацией кварца (Р7.Р8), но и при отсутствии последней (РЗ-Р5) [6]. Размеры ЗПК при переходе от верхнетриасовых к верхнепермским породам увеличиваются (см.та6л. 1) от 7-15 до 60-80 мкм (параллельно отмеченному выше возрастанию крупности чешуек новообразованных слоистых силикатов).
В верхнетриасовых песчаниках РЗ перекристаллизация кварца (относительно редкая) идет преимущественно путем миграции границ [9,10] обломков кварца (рис.4,а): граница между
52
/ 4
Рис.4. Зерна перекристаллизации кварца (1) в песчаниках (2-4 - обломки кварца), возникшие миграцией границ (а, точечный пунктир - положение границы между обломками 2 и 3 до миграции, РЗ) и «вращательной» перекристаллизацией (б, Р4); штрихами отмечена ориентировка оси с кварца. Длина масштабного отрезка 0,05 мм
а/кмя контактирующими между собой обломками кварца перемещается (иногда через каемку --—рослюдисго-хлоритового цемента) внутрь одного из обломков (3 на рис. 4.а). За счет этого в ж~левой части данного обломка образуется зерно перекристаллизации, кристаллографическая яс^ентировка которого близка к ориентировке смежного обломка (2 на рис 4,а), отличаясь от тсследней на угол не более 15-25° (проявление «рекристаллизационного бластеза», по [4,8] ). По тлериментальным данным /10/, перекристаллизация путем миграции границ обычно проис-а лит, когда зерна кварца подвержены неоднородной пластической деформации с образованием аеграв ильного (не параллельного оси с) волнистого угасания; то же наблюдается и в обломочном 1»*рце песчаников РЗ.
По мере усиления постдиагенетических изменений в ряду РЗ-Р8 перекристаллизация, троисходящая путем миграции границ обломков кварца, сменяется «вращательной» [9] пере-жгчегаллизацией. Б ходе последней возникают ЗПК, кристаллографическая ориентировка кото-ж близка к ориентировке обломка кварца, непосредственно вмещающего ЗПК [5]: оси с ЗПК члоняются от оси с вмещающего их обломка кварца на углы не более 30-50 °(рис.4,б). Иногда -1лие ЗПК приурочены к участкам образования субзерен в деформированном обломочном кварце. 7IX как размеры ЗПК близки к размерам субзерен и от последних к ЗПК наблюдаются тсстепенные переходы по углам разориентировки относительно матрицы, образование ЗПК вежно связывать с поворотами («вращением») субзерен [5,9,10].
Подобные ЗПК, оси с которых отклоняются от оси с матрицы на относительно небольшие ^глы, наблюдаются и при отсутствии в обломочном кварце видимых под микроскопом субзерен ;(^мрис.4.6). В этом случае образование ЗПК также, по-видимому, может быть связано с поворотами служивших зародышами перекристаллизации субзерен, но очень мелких, не видимых
микроскопом [5,9,10]. Приуроченность ЗПК преимущественно к краям обломочных зерен соответствует локализации здесь пластической деформации кварца, при которой могли возникать -^<ие мелкие субзерна [9,10].
Вращательная перекристаллизация обломочного кварца, имеющая в песчаниках РЗ подчищенное значение по сравнению с перекристаллизацией, происходящей путем миграции границ осломков, в песчаниках Р4 и Р5 начинает преобладать (в [4,8] отмечается сходная смена по мере тлления постдиагенетических изменений «рекристаллизационного бластеза» «рекристаллизаци-скно-грануляционным бластезом»). Вращательная перекристаллизация обломочного кварца шблюдастся и в мусковит-хлоритовой и биотитовой субфациях регионального метаморфизма (Р7, !?£)• Однако здесь преимущественно образуются ЗПК, сильнее (на угол до 70е) переориентированные относительно матрицы; на месте некоторых монокристальных кварцевых обломков возникают группы из нескольких резко разориентированных между собой ЗПК различной величины.
Контактовый метаморфизм
В РЗ, Р5, Р7 терригенно-осадочные породы в локальных зонах вблизи раннсмеловых лнтрузивных тел (табл. 2) подвержены контактовому метаморфизму, наложенному на постдиа--гнетические изменения [4]; песчано-глинистые породы при этом преобразуются в биотит- и юрдиеритсодержащие контактовые роговики [3]. Обломочная структура исходных терригенных г.ород 8 контактовых роговиках (изучено 85 шлифов) во многих случаях сохраняется. Однако -\астическая деформация, обычная в обломочном кварце терригенных пород, не подверженных хонтактовому метаморфизму, в зернах обломочного кварца в контактовых роговиках отсутствует «ли проявлена очень слабо - лишь изредка отмечается несколько «сглаженное» (без сложных систем изгибов) слабое волнистое угасание (в РЗ и Р5 - преимущественно без признаков -.олигонизации).
Таблица 2
Размеры зерен в контактоао-метаморфиэоаамных песчаниках (А) и алеаропелктоаых (Б) породах
Индекс раСюм» Магматическое тело, с кпгормм саами яишинпый «К 1Ш1Г рфюм Глубина формирования ма1 ма иппхми тела, км Зерна перекристаллюаа/ми кварца. мм (Л) Порфиробласты корлчерита. мм (Б) Чешубхи биотнгв основной массы (в поперечнике), мкм(Б)
Р5 Шток гранит-порфирои по р. Неизвестный Менее 1 40-50 0.15 1-3
РЗ Беккемский аламеллито-вый массив 1-2 40-70 0.2-0.3 4-7
Р7 Солурский аламеллитоаый массив Колее 5 50 100 1.5-2.0 7-10
Обломочный кварц в контактовых роговиках часто подвержен перекристаллизации с ем размера зерен. По величине ЗПК контактово-метаморфизованные песчаники (см.табл. 1,2) к песчаным породам Р7 и Р8, преобразованным в условиях мусковит-и биотитовой субфаций регионального метаморфизма. Как и в регионально-)ванных породах, ЗПК переориентированы относительно матрицы на значительные 70 на месте некоторых монокристальных кварцевых обломков межет возникать по резко разориентированных между собой ЗПК различной величины. Намечается увеличения ЗПК в контактово-метаморфизованных песчаниках в ряду Р5-РЗ-Р7 (в том тсг?*дке в контактово-метаморфизованных алевропелитовых породах возрастает величина биотита и порфиробластов кордиерита - см. табл.2).
ВЫВОДЫ
' Формирование кливажа в песчаных породах изученных районов связано с процессами под давлением.
При переходе от повышенного катагенеза к зеленосланцевой фации регионального зма происходит полигонизация деформированного обломочного кварца, миграцион-кристаллизация сменяется врацртельной, увеличивается размер зерен перекристаллиза-рца. Сходство характера преобразований обломочного кварца при постдиагенетических и при контактовом метаморфизме указывает на ведущую роль температурного в ходе этих преобразований.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
I Григорьев Д.П., Жабин А.Г. Онтогения минералов. - М.: Наука, 1975. 339 с. 1 Гусев Г.С. Складчатые структуры и разломы Берхоя но-Колымской системы мезозоид. - М.:Наука, С.
5 Ревердатго В.В. Фации контактового метаморфизма. - М.:Нелра, 1970г-271 е. 4. Симанович И.М., Андрианов Н.Г. Начальный метаморфизм пород верхоянского терригенного (Южное Верхоянье)//Литол. и полезн. ископ. - 1994. - N3.-C. 103-115.
5 Суставов O.A. Рекристаллизация жильного кварца в зоне Мурзинского сдвига (Средний //Изв. АН СССР. Сер. геол. - 1987. - N2.-C91-99.
6 Суставов OA. Деформации жильного кварца при формировании золотого оруденения в нцевых толщах (Куларский район, Восточная Якугия)//Гсология и геофизика.-1995.-Ы4-С.81-
Талшрсий В.Г. Механизм Формирования кливажа в обломочных горных породах//Вестник МГУ-- Геология. - 1989. - N1.-G19-21.
i Япасхурт О.В. Катагенез и метагенез отложений палеозоя и мезозоя в геологической истории ;го и Западного Верхоянья//Вестник МГУ. Сер.4, Геология. - 1980.-N4.-C. 15-24.
9. Drury, M.R., Urai, J.L. Deformation-related ^crystallization processcs//Tectonophysics. - 1990.-П5. N 3/4. P.235-259.
10. Hirth, G., Tullis, J. Dislocation creep regimes in quartz aggregates//Jour.Struct. Geol. - 1992. - Vol. N2. P. 145-159.
11. Kisch, H.J. Development of slaty cleavage and decree of very-low-grade metamorphism: areview// Metan>orph. Geol.-1991.-Vol.9, N6. P.665-670.
