МИНЕРАЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОТЛОЖЕНИЙ ОРДОВИКА И СИЛУРА

 

 

ТЕРРИГЕННЫЕ МИНЕРАЛЫ - циркон, турмалин, рутил, гранат, ставролит, апатит, сфен, эпидот, клиноцоизит

 

В настоящем разделе описаны лишь основные или характерные минералы главным образом тяжелой фракции — циркон, турмалин, рутил, гранат, ставролит, апатит, сфен и др.. Не описаны некоторые породообразующие минералы (карбонаты, слюды), характеристика которых дана при рассмотрении петрографии пород, а также минералы, роль которых в количественном отношении и в смысле их коррелятивного значения невелика.

 

Кварц является основным породообразующим минералом в песчаниках и алевролитах большинства пачек и свит ордовика и силура Иркутского амфитеатра. Содержание его в обломочной части породы чаще всего колеблется в пределах 70—85 % . Исключение составляют лишь глинисто- алевритовые породы средней и верхней частей братской свиты р. Илима и песчано-алевритовые породы кежемской свиты р. Бирюсы, где преобладающим обломочным минералом часто является полевой шпат.

 

Выделяется несколько морфологических типов зерен кварца: 1 — прозрачный без включений; 2 — прозрачный с минеральными изометрич- ными или удлиненными включениями; 3 — с относительно крупными (до 0,05 мм) жидкостными или газовыми включениями; 4 — с многочисленными точечными включениями; 5 — с редкими точечными включениями; 6 — с игольчатыми минеральными включениями. Количественный подсчет распределения различных типов зерен кварца в породах проведен по разрезу ордовика р. Ангары ( 25).

 

Прозрачный кварц встречается в относительно небольшом количестве; увеличенное содержание его характерно для пород усть-кутской и ийской свит. В большинстве случаев в кварце в том или ином количестве наблюдаются кристаллические, газовые и жидкостные, а также точечные трудно определимые включения. Кристаллические включения имеют четкую огранку в виде изометричных таблитчатых или удлиненных призм. Первые формы характерны для турмалина, вторые — для циркона, встречающегося наиболее часто. В одном зерне кварца из пород братской свиты отмечен коленчатый двойник рутила. Размер включений различен — от 0,005 до 0,06 мм. Повышенное количество зерен кварца с кристаллическими включениями приурочено к породам усть-кутскойи братской свит; наименьшее количество такого кварца встречается в ийской и бадаранов- ской свитах.

 

 

Игольчатые минеральные включения встречены лишь в одном зерне кварца из песчаников усть-кутской свиты. Жидкостные и газовые включения наблюдаются в большинстве проб; они имеют округлую или овальную- форму. Обычно количество таких включений невелико, но они распространены в пределах всего зерна. Реже попадаются одиночные округлые- включения. Изредка включения расположены в виде цепочек. В значительном количестве округлые включения встречаются в усть-кутской и мамырской свитах, а также в песчаной фракции алевролитов и аргиллито . братской свиты.

 

Наиболее распространены кварцевые зерна с точечными включениями. Состав их неясен; иногда при большом увеличении различаются мельчайшие пузырьки. Количество точечных включений варьирует в весьма широких пределах. Довольно условно кварцевые зерна по содержанию точечных включений подразделены на две группы. Наиболее обширна группа с относительно редкими точечными включениями; в нее входит абсолютное большинство кварцевых зерен всех без исключения свит. В отраженном свете многие зерна этой группы выглядят полупрозрачными или для них характерны светлые блики. Зерна с многочисленными включениями наиболее характерны для усть-кутской свиты. В ряде зерен все включения ориентированы в виде параллельных линий; в проходящем свете обычно непрозрачны.

 

Вторичные изменения кварцевых зерен выражаются в их растворении и регенерации. В той или иной степени процессы эти присущи всем свитам. Регенерация кварца широко развита в отложениях нижнего и среднего- ордовика и в меньшей степени — в вышележащих отложениях. Коррозия кварца наиболее интенсивна в карбонатных породах усть-кутской свиты; в отдельных случаях кварцевые зерна замещены карбонатом почти полностью. В песчаниках нижнего и среднего ордовика встречаются также конформные структуры растворения.

 

Полевые шпаты в отложениях ордовика представлены почти исключительно несдвойникованными калиевыми полевыми шпатами. Плагиоклазы и сдвойникованные микроклины наблюдаются, как правило, в единичных зернах, хотя и распространены в пределах всей толщи. Содержание полевых шпатов составляет обычно 15—20%, реже 25—30%.

 

Наиболее обеднены полевыми шпатами отложения усть-кутского и криволуцкого ярусов и породы чуньского яруса в Прибайкалье. Максимально высокое содержание полевых шпатов (более 50%) наблюдается в алевритовой фракции глинисто-алевритовых пород братской свиты р. Илима и в песчано-алевритовых породах кежемской свиты р. Бирюсы. Количество полевых шпатов, приносимых в бассейн седиментации, в значительной степени, безусловно, определяется интенсивностью химического выветривания в областях размыва. Данное положение справедливо, в частности, для объяснения пониженного содержания полевых шпатов во многих слоях усть-кутской, мамырской, криволуцкой и отчасти кежемской свит. Однако только глубокой химической переработкой приносимого материала нельзя объяснить многих особенностей в распределении по- .левых шпатов как в вертикальном разрезе, так и по площади в пределах -одновозрастных стратиграфических единиц. Еще Л. В. Пустоваловым (1947) отмечено повышенное содержание полевошпатовых зерен в более мелких фракциях; в одном шлифе или иммерсионном препарате средние размеры зерен полевых шпатов обычно меньше средних зерен кварца. Очевидно, в процессе механической дифференциации обломочного материала полевые шпаты будут обогащать более тонкозернистые осадки, в общем случае занимающие более удаленное положение от области сноса. Именно такое положение наблюдается в братской свите, где наиболее «глинистый» разрез (р. Илим) содержит наивысшее количество полевых шпатов.

 

Иная закономерность в распределении полевых шпатов в песчаных отложениях. Количество полевых шпатов будет определяться в различных разрезах уже не механической дифференциацией материала, а степенью устойчивости его к абразии. Вопросы устойчивости минералов по сопротивлению абразии в последнее время детально рассмотрены А. Г. Коссовской (1962), которая поддерживает мнение о незначительности обеднения обломочных продуктов малоустойчивыми минералами (к которым относятся в определенной степени и полевые шпаты) при их переносе. Нельзя, однако, зачеркнуть того обстоятельства, что доля полевых шпатов в песчаных -отложениях в направлении от области сноса во многих случаях уменьшается. Отчетливо выражена эта тенденция и в песчано-алевритовых отложениях большинства пачек ордовика и силура Иркутского амфитеатра. Именно потерей на путях миграции (в сочетании с привносом более кварцевого материала из других источников питания) объясняется существенное уменьшение полевых шпатов в отложениях нижней подсвиты кежем- •ской свиты в центральных районах амфитеатра (р. Илим) относительно краевых частей его внутреннего поля (р. Бирюса).

 

Большое влияние оказывает на содержание полевых шпатов состав иирод в областях питания. Так, для чуньского яруса Прибайкалья характерно в целом более низкое содержание полевых шпатов, чем для многих пачек отложений этого возраста в Присаянье. В отложениях криволуцкого яруса, с размывом залегающих на породах чуньского яруса, содержание полевых шпатов, в свою очередь, зависит от доли полевых шпатов в чуньских отложениях. Более низкое содержание полевых шпатов в разрезах криволуцкого яруса рекЛеныи Таюры, залегающих на размытых высококварцевых песчаниках (сравнительно с разрезами рек Ангары и Илима), с этих позиций легко объяснимо.

 

Вторичные изменения полевых шпатов выражаются в их регенерации, коррозии, гидрослюдизации. Многие зерна калишпатов при регенерации восстанавливают свои кристаллографические формы (см.  IX, 2).

 

Изредка наблюдается регенерация сдвойникованного микроклина (см. - Х, 1). Интересно, что новообразованные каемки лишены двойниковой . решетки. Встречаются регенерационные обрастания и у зерен сдвойни- кованных плагиоклазов.

 

Циркон является наиболее распространенным минералом тяжелой фракции в отложениях ордовика и силура, присутствуя во всех без исключения просмотренных пробах.

 

Состав цирконов по их типоморфным особенностям (характеру огранки, окатанности, степени удлиненности зерен, цвету, наличию зональности) весьма разнообразен.

 

По степени окатанности наблюдаются все переходы от четко ограненных, лишенных следов окатанности ( XXIX, 1—5;  ХХХ, 1—3, 6—8 и др.) до хорошо окатанных, иногда до эллипсовидных и шарообразных (см.  XXIX, 19;  XXXI, 5—20 и др.); реже встречаются обломочные слабо окатанные зерна (см.  XXIX, 20). И оказанные зерна, и сохранившие кристаллическую форму в большинстве случаев удлиненные, реже изометричные; при этом у окатанных зерен изо- метричные и близкие к ним формы встречаются чаще, чем у четко ограниченных кристаллов.

 

Основные кристаллографические формы, наблюдающиеся у зерен цирконов: призмы (100) и (110), пирамиды (111) и (311), пинакоид (001), встречающиеся в различных сочетаниях. Так, наблюдается сочетание призмы (100) с дипирамидой (111), призмы (110) с дипирамидой (111); призмы (110), призмы (100) и пирамиды (311); призмы (110), дипирамиды (311), дипирамиды (111) и пинакоиды (001) и др. (см.  XXIX, 1—18;  ХХХ, 1—9, 11—13). Встречаются призматические зерна и без пирамидальных окончаний (см.  ХХХ, 10, 14—18).

 

Многие призмы ограничены с одной стороны пирамидой, а с другой — пирамидой и пинакоидом, причем пинакоидальные окончания иногда лишь слабо намечены. В целом пинакоидальные ограничения как по частоте встречаемости, так и по интенсивности развития подчинены пирамидальным, хотя встречаются пинакоидальные ограничения и при очень слабо развитых пирамидальных гранях (см.  ХХХ, 7—9). Часто наблюдаются зональные зерна ( XXXI, 1—5).

 

На зернах циркона изредка наблюдаются грани нарастания (см.  XXXI, 21—25). Для таких граней характерно отсутствие трещин, включений; оптически характеристика новообразованных граней, как правило, близка к характеристике основного зерна. В литературе имеются описания граней нарастания как аутигенного характера в осадочных породах (Bond, 1948, и др.), так и на зернах акцессорных цирконов в кристаллических породах. Морфологические особенности граней нарастания рассматриваемых отложений не дают возможности однозначно определить, к какому типу относятся эти грани, хотя хорошая сохранность, наряду с отмеченными выше признаками (отсутствие включений и т. д.), позволяет предположить аутигенное происхождение некоторых из них. В редких случаях наблюдаются грани нарастания двух генераций (см.  XXXI, 24).

 

Для цирконов часты характерные включения, имеющие удлиненные или близкие к округлым формы. Ориентировка удлиненных включений обычно в общем совпадает с ориентировкой зерен, хотя это и не является обязательным; представлены удлиненные включения цирконом, округлые— . газом или жидкостью.

 

Большинство цирконов бесцветные; часто наблюдаются розовые цирконы различных оттенков; очень редки желтые зерна, и несколько зерен имели ясный зеленый оттенок. Размеры зерен цирконов колеблются от нескольких сотых до нескольких десятых долей миллиметра.

 

Содержание цирконов в тяжелой фракции колеблется от десятых долей до 50 и более процентов.

 

Наибольшее количество циркона — в породах нижнего ордовика.

 

Турмалин встречается в большинстве просмотренных препаратов из. различных горизонтов осадочной толщи. Лишь весьма редкие пробы показывают его отсутствие. Размер зерен турмалина колеблется от сотых до. десятых долей миллиметра (0,01—0,2).

Для турмалина характерны призматические зерна с различной степенью удлинения: от длиннопризматических с отношением длинной оси. к короткой более трех до короткостолбчатых и таблитчатых. Зерна турмалина в той или иной степени окатаны; неправильные формы зерен встречаются относительно редко.

 

Может быть выделено несколько основных разновидностей турмалина, характеризующихся различными показателями преломления, цветом и интенсивностью плеохроизма.

1; Плеохроирующие в бурых и зелено-бурых, изредка синих тонах различной интенсивности, преимущественно от зеленого и светло-бурого. по Np до темно-зелено-бурого по Ng. Показатели преломления: Np = = 1,638 + 0,002; Ng = 1,664 + 0,02. Определяются как шерл.

2.         Плеохроирующие от бесцветного по Np до зеленовато-бурого, реже — до голубого и светло-желтого по Ng. Показатели преломления:. Np = 1,628 + 0,002; Ng = 1,650 + 0,002. Определяются как дравит.

3.         Плеохроирующие от розового цвета по Np до черного или темно- зеленого по Ng. Показатели преломления: Np = 1,642 + 0,002; Ng = = 1,662 + 0,002. Определяются как шерл.

4.         Плеохроирующие от зеленовато-синей окраски по Np до темно-синей по Ng. Определяются как шерл.

 

Иногда турмалины имеют как бы пятнистый облик за счет неравномерного чередования бесцветных участков с участками, окрашенными в. красно-бурый цвет.

 

Для светлоокрашенных и слабоплеохроирующих разновидностей. иногда характерны углистые включения. Как указывает Крынин (Krynin, 1946), такие турмалины связаны с наличием в области питания метаморфических пород.

 

В процессе изучения подсчет турмалинов проводился по следующим группам в зависимости от их цвета: зелено-бурые и бурые; розовые,- бесцветные, синие.

 

Гранат в изученных отложениях является одним из основных коррелятивных минералов. По форме зерен выделяются гранаты обломочные и окатаввые; те и другие распространены широко. По цвету различаются бесцветные, розовые и красные разновидности гранатов. Как правило,, xopowo окатаны розовые и красные гранаты. Все гранаты высокопрелом- ляющие (N > 1,780).

 

Включения для большинства зерен гранатов не характерны; в ряде- случаев наблюдаются, однако, включения циркона, рутила, кварца, пузырьков газа, а также черные неопределимые включения. Нередко встречаются гранаты с пирамидальной поверхностью зерен ( XXXII,, 18, 19), хотя у большинства зерен поверхность гладкая (там же, 20).

 

Рядом авторов (Преображенский, 1941, и др.) образование такого граната приписывалось аутигенному росту кристаллов. В. С. Соболев, Н. С. Вартанова и А. И. Шайнюк (1951) возражают против аутигенного характера образования гранатов с пирамидальной поверхностью зерен, считая ступенчатые формы поверхности первичными, образованными материнских породах. А. Г. Коссовская (1962), в свою очередь, считает неверной точку зрения на природу ступенчатых форм граната как призна- j}(OB роста и указывает на возможность образования аналогичных форм путем воздействия на зерна граната плавиковой кислотой. Однако природа растворов, оказывающих столь сильное воздействие на осадок или породу, не вполне ясна. Содержание граната в тяжелой фракции неравномерно и колеблется в отдельных пробах от нуля до 88% . В то же время содержание его для ряда горизонтов весьма выдержано по площади, что делает этот минерал во многих случаях ведущим при установлении коррелятивных признаков той или иной пачки или свиты. Максимальное содержание граната наблюдается в отложениях верхнего ордовика и силура.

 

Рутил, наряду с цирконом и турмалином, встречен почти во всех пробах. При статистическом подсчете минералов выделялось два основных типа рутилов — желтые и красно-бурые, хотя в действительности их цветовая гамма значительно шире. Оттенки желтых разновидностей варьируют от соломенно- и латунно-желтых до желто-бурых, переходных к красным. Также многообразны оттенки красноцветных рутилов. Реже наблюдаются зерна серого цвета. Встречаются рутилы наиболее часто в виде удлиненных окатанных зерен, хотя нередки другие формы — окатанные таблитчатые или обломочные зерна, коленчатые двойники. Двойники образованы под довольно разнообразными углами: 30, 50, 60, 70, 90, 110, 120, 155, 160° (см.  XXXII, 3—5); наблюдаются и крестообразные двойники. Относительно редко встречаются хорошо ограненные зерна; на гранях некоторых из них есть штриховка.

 

Зерна рутила достигают по длинной оси величины 0,2 мм. Иногда .итмечается лейкоксенизация рутила.

 

Регенерация рутила нами наблюдалась лишь изредка (см.  XXXII, 6). В одном случае обнаружена своеобразная друза рутила из трех сросшихся призматических кристаллов (там же, 8).

 

Апатит встречается довольно часто. В большинстве случаев зерна имеют призматически-окатанную форму. Реже встречаются окатанные округлые изометричные зерна и четко соограненные кристаллы. Зерна обычно •бесцветные, иногда с желтоватым оттенком до светло-желтых. Попадаются весьма удлиненные призмы с соотношением сторон 1:7. Размер зерен апатита колеблется в широких пределах и достигает по длине оси 0,35 мм. Иногда в апатите наблюдаются включения удлиненной формы (апатит) и округлой (пузырьки газа?). Распределение апатита в породах неравномерно. Наибольшее количество его (до 50—60% от всей тяжелой фракции) содержится в некоторых слоях ийской и бадарановской свит Присаянья. Некоторые формы зерен апатита приведены на  XXXII, 9—12.

 

Ставролит наблюдается в виде удлиненных зерен неправильной формы, часто с остроугольными зубчатыми ограничениями. Для ставролитов характерен плеохроизм в желтых тонах. В заметных количествах ставро- .лит встречается редко, являясь коррелятивным минералом для некоторых горизонтов.

 

Эпидот присутствует в породах ордовика и силура в относительно небольших количествах. Зерна эпидота бесцветные или окрашены в слабый зеленовато-серый цвет, форма их угловатая и угловато-окатанная. Характерны яркие аномальные цвета интерференции. Содержание эпидота •обычно не превышает нескольких процентов.

 

Клиноцоизит встречается обычно в тех же слоях, что и эпидот, хотя .наблюдается заметно реже последнего. Зерна клиноцоизита бесцветные, иногда желтые. Характерны обычно низкие цвета интерференции. Размер зерен никогда не достигает сколько-нибудь крупной (более 0,1 мм) величины.

 

Сфен является обычным, но встречающимся в очень маломколичестве, минералом. Зерна сфена бесцветные, реже бурые, иногда агрегатного -строения. Почти всегда они хорошо окатаны. Характеризуются высоким двупреломлением, сильной дисперсией оптических осей. Содержание сфе- на не превышает обычно десятых долей процента, лишь в редких случаях достигая повышенных значений.

 

Корунд встречается, как правило, в виде обломков неправильной формы размером до 0,1 мм. Зерна обычно бесцветные, редко голубые.

 

Магнетит и ильменит присутствуют во многих пробах. Зерна их изо- метричные, угловато-окатанные. В отраженном свете характеризуются темно-серым цветом, металлическим блеском.

 

 

К содержанию: ОРДОВИКСКИЕ И СИЛУРИЙСКИЕ ОТЛОЖЕНИЯ ИРКУТСКОГО АМФИТЕАТРА

 

Смотрите также:

 

СИЛУРИИСКИЙ ПЕРИОД. Силурийские отложения   ОРДОВИКСКИИ ПЕРИОД. Ордовик

 

Ангаро-Ленский прогиб. Ордовикские отложения  Ранний и поздний Ордовик

 

Ордовикский и силурийский периоды  ранний палеозой - ордовик - силур

 

ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭРА. палеозой – ордовик   Силурийские отложения. Ландоверийское море. венлок