А.П. Казак, Н.Н. Копылова, Е.В. Толмачёва, К.Э. Якобсон

ФЛЮИДНО-ЭКСПЛОЗИВНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ В ОСАДОЧНЫХ КОМПЛЕКСАХ

УДК 552.313.8

В предлагаемой книге приведены данные о генезисе и особенностях флюидолитов – пород, сформировавшихся в результате воздействия высокотемпературных флюидов на осадочные комплексы и образующих вместе с ними сложные сочетания – флюидные системы. В качестве иллюстраций прилагаются фотоснимки естественных обнажений, образцов и петрографических шлифов. Брошюра может служить справочным пособием при диагностике флюидолитов и предназначена геологам, изучающим осадочные породы.

Введение

В последние десятилетия большое внимание уделяется исследованию флюидно-эксплозивных образований (ФЭО), формирующихся в результате химического и физико-механического взаимодействия глубинных флюидов с поверхностными или близповерхностными горными породами. Восходящие флюидные потоки, источниками которых являются либо «подкоровые глубины» [13], либо коровые магматические очаги [19], рассматриваются не только в качестве основных факторов переноса и концентрации рудных компонентов, но учитывается также их роль в тектонических процессах [18]. Вместе с тем, преобладающая часть работ по данной тематике посвящена ФЭО, связанным с магматическими и метаморфическими породами. Обобщающей сводки по ФЭО в осадочных комплексах, не существует, что создаёт проблемы при их идентификации.

Не менее важной является проблема места ФЭО в общей системе горных пород. Мы полагаем, что они должны быть выделены в самостоятельную таксономическую единицу высокого ранга – особый класс горных пород [24]. Поводом для этого служит общность механизма их формирования, в основе которого лежит механическое, тепловое и химическое воздействие глубинного флюида на горную породу или осадок и отличие от осадочных, магматических, метаморфических образований, механизм формирования которых принципиально иной. Любая попытка истолковать особенности ФЭО с позиций классической петрологии или литологии наталкивается на определенные трудности.

Близких представлений придерживаются и некоторые другие исследователи. По мнению украинских специалистов Г. М. Яценко и др.: [27] «Флюидизатно – эксплозивная деятельность – это самостоятельный тип породо- и рудообразования, наравне с, магматическим, осадочным, метаморфическим и другими». Л. В. Махлаев [14] считает, что идея добавить к трём типам горных пород (магматитам, седиментитам и метаморфитам) четвёртый – тип флюидолитов – назрела и «носится в воздухе». В принципе к такому же выводу пришел и академик В. А. Коротеев, который на одном из уральских совещаний сказал, что если ХIХ век был веком становления и развития петрографии магматических пород, а ХХ век можно считать веком метаморфической петрографии, то ХХI век скорее всего будет веком флюидизатных систем – цитируется по работе [15]. Из этого высказывания следует, что В. А. Коротеев ставит все перечисленные им таксоны, включая ФЭО, на одну ступень в иерархии горных пород.

Вместе с тем, существуют и другие точки зрения. Большинство специалистов, полагает, что ФЭО – это класс магматических пород, поскольку их основу составляет флюид – производное мантии, или корового магматизма. Противоположной точки зрения придерживается Н.А. Фогельман [22]. По её мнению ФЭО - “это подвижные обломочные и микрообломочные массы, состоящие, главным образом, из пород и минералов преимущественно невулканического происхождения, точнее, генетически не связанных с магмой данного криптовулканического аппарата, а отторгнутых от стенок вулканических камер и каналов”.

Очевидно, проблема требует дальнейшего обсуждения.

Предлагаемая читателю работа составлена на основе материалов, собранных за многие годы исследования геологии Восточно-Европейской платформы и Урала. Цель работы – познакомить читателя с современными представлениями о происхождении ФЭО, приуроченных к осадочным комплексам, и дать рекомендации по их диагностике. Работа иллюстрируется фотографиями, большей частью оригинальными, которые в изданной версии приведены в черно-белом варианте. Здесь мы их приводим в цветном изображении.

Помимо авторов в работе в разное время принимали участие М.Т. Орлова, В.Ф. Сапега, Г.Б. Скворцов, Л.Н. Фурмакова. Мы благодарим сотрудников Коми Филиала РАН И.И. Голубеву и профессора Л.В. Махлаева, прочитавших нашу работу в первом её варианте и положительно о ней отозвавшихся, а также профессора СПб университета Е.Г. Панову и ведущих научных сотрудников ВСЕГЕИ Л.И. Лукьянову и Л.Н. Шарпёнок, чьими консультациями мы пользовались.

1. Механизм формирования флюидно-эксплозивных образований

ФЭО впервые описал немецкий геолог Г. Клоос среди юрских отложений Швабии [28]. Он считал, что на первом этапе вулканического процесса дезинтеграция слоёв верхней коры происходит не столько благодаря «грубому» (brutal) взрыву, сколько вследствие воздействия проникающего сквозь них «активного газа». Образовавшиеся в результате механического разрушения этих слоёв брекчии (Mischgesteine), состоящие из обломков осадочных и магматических пород, через которые проходит «активный газ», Г.Клоос назвал туффизитами. Туффизиты остаются в жерле (фото 01), или выбрасываются на поверхность (фото 02).

Более поздние исследования показали, что процесс формирования ФЭО сложнее, чем полагал Г. Клоос, и что ведущую роль в дезинтеграции проницаемых пород и выноса их на поверхность играют глубинные флюиды [4, 13, 18, 19, 29].

При выходе из мантийного или корового очага флюид представляет собой сложную смесь газонасыщенного раствора и, возможно, магматического расплава, которая может существовать только при высоких температуре и давлении. Поднимаясь в поверхностные слои литосферы, флюид проникает сквозь поры и трещины пронизываемой породы и в результате декомпрессии распадается на составные части. В первую очередь из него выделяется магматическая компонента, образуя соответствующую минеральную ассоциацию. Позднее флюид освобождается от газовой составляющей. При быстром падении давления и температуры она может обладать практически взрывной энергией, за счёт которой происходит разрушение пронизываемого субстрата. Образуются подводящие каналы (фото 01 и фото на обложке), в которых формируется направленный вверх поток, состоящий из жидкости, освободившегося из флюида газа и обломков разрушенной породы.

Иногда флюидно-кластическая масса продвигается вверх по более широким подводящим каналам, морфологически сходным с трубками взрыва, чему может служить примером вскрытое скважинами на глубину до 300 м трубообразное тело у дер. Мишина Гора в Псковской области [12].

Из подводящих каналов поток флюидно-кластической массы выносится на поверхность или в бассейн седиментации, где смешивается с осадком. В итоге образуются флюидно-эксплозивные системы – сложные ассоциации пород от брекчиевидных и конгломератовидных до алевропсаммитовых и несиликатных (доломиты, карбонатиты?).

Общепринятого наименования пород, образующих ФЭО, не существует. Кроме термина “туффизиты», они описаны в литературе как “флюидизаты”, “флюидиты”, грязебрекчии и т.д. В прежних работах, руководствуясь принципом приоритета, мы использовали название Г. Клооса, однако, понимая, что термин, образованный корнем «флюид» и имеющий генетический смысл, предпочтительнее, будем называть рассматриваемые породы флюидолитами (рекомендация Л.Н. Шарпёнок).

2. Геологическая позиция изученных флюидолитов

Флюидолиты в осадочных комплексах встречаются на разных возрастных уровнях в разных геологических обстановках; состав и строение их различны и зависят от состава флюидов и характера вмещающего субстрата. Приведенные далее сведения основаны на детальном изучении трех опорных объектов: 1) буровых скважин в Приладожье, описанных в работах [1, 2, 8, 24] («Яблоновский участок», 70 км севернее г. Санкт-Петербург); 2) естественных обнажений в устье ручья Апшак при впадении в р. Белая Южном Урале [10, 11, 21, 23]; 3) глубоких скважин в Золотицком кимберлитовом поле (ЗКП) Архангельской области [7]. Возраст изученных пород – рифей-венд. Привлечены также литературные данные и керн глубоких скважин других районов Восточно-Европейской платформы.

3. Диагностика флюидолитов

Диагностика флюидолитов, связанных с осадочными комплексами, разработана слабо, что приводит к ошибкам при их идентификации. Они описывались как тиллиты, тектонические брекчии, образования карстовых воронок, коптогенные (метеоритные) брекчии. Во многих случаях флюидолиты трудно диагностируются в связи с конвергентным сходством их с породами различного генезиса, тем не менее существуют признаки, позволяющие выделять их среди осадочных пород с высокой степенью вероятности. Они и будут предметом нашего рассмотрения.

3.1. Особенности структуры флюидолитов

Флюидолиты образуют непрерывный ряд от псефитов до алевропелитов и пелитов, причем переходы от грубообломочных к тонкообломочным разностям осуществляются не постепенным уменьшением размерности обломочного материала, как это характерно для осадочных пород, а увеличением относительного количества обломков в породе.

На фото 02 мы видели «туффизит» из юрских отложений района г. Лимбург. В современной системе осадочных образований эта порода должна быть отнесена к группе крупнообломочных брекчий, а хаотичная её структура позволяет применить к ней название «грязебрекчия» [14]. Такая структура обязана своим происхождением флюидному потоку, обладавшему высокой энергией, интенсивно разрушавшему пронизываемые слои юрских мергелей.

Формирование пород, изображённых фото 03 в литературе [4, 29] объясняется длительным прохождением газово-жидкого флюида по каналу. Находящиеся при этом в составе флюидного потока отторгнутые от стенки канала обломки, будучи во взвешенном состоянии, окатываются, и на поверхности формируется не брекчия, а порода, включающая окатанные гальки и валуны, т. е. конгломерат или валунник.

При спокойном прохождении флюида по подводящему каналу механическая примесь в потоке незначительна и процесс ограничивается внутренним перераспределением вещества в породе (фото 04 и 05), дезинтеграцией микролитов алеврито-псаммитовой фракции и образованием новых минеральных форм. Сочетание этих двух противоположных процессов - явление для флюидолитов характерное.

Пример внутреннего перераспределения вещества в породе приведён на фото 05. Расплывчатые бесформенные включения, отделившиеся от светло-серого кремнекислого потока (стадия «1») последовательно приобретают чёткие контуры (стадия «2») и постепенно за счёт концентрации кремнекислоты (стадия «3») преобразуются в конкреции (стадия «4»), светло-серого кварцита и имеющие вид псевдогалек и псевдовалунов. В итоге они выпадают из стенки обнажения, и оставляют после себя углубления (стадия «5»). Дополнительным доводом в пользу происхождения «валуна» in situ служит наличие в его нижней части выступа, который не мог бы сохраниться при любом способе наземной транспортировки.

Явление, характерное для флюидно-эксплозивных пород – дезинтеграция зёрен и крупных ксенолитов. В шлифах удается наблюдать, как расщепляются и растаскиваются в движущейся флюидной массе зёрна псаммитовой размерности вплоть до превращения их в скелетные формы (фото 06). Одновременно с разрушением зёрен возникают новообразованные минеральные формы: на фото 06 – регенерированные кварц и плагиоклаз.

Распавшиеся на отдельные фрагменты крупные ксенолиты называют «взорванными» [4], или расщепленными «непосредственно на месте» [3]. И. И. Голубева [4] считает, что этот признак – «один из главнейших, отличающий туффизиты от псефитов и псаммитов». В.И. Ваганов [3] полагает, что «дробление присутствующих в брекчиях обломков пород кристаллов и стёкол непосредственно на месте с проникновением в них цемента» является решающим признаком отнесения обломочных пород к флюидизационным образованиям.

Очень образно описал «взорванные» включения из кургашлинской свиты уральского венда Л. Лунгерсгаузен [11]: «Замечательно присутствие раздавленных зерен кварца. Некоторые зерна разбиты густой сетью трещин, но сохранили еще цельность; другие – частично распались на обломки, совокупность которых обнаруживает связь с первоначальной формой зерна… Ничего подобного в других породах мне не приходилось наблюдать». Распавшееся зерно кварца из кургашлинской свиты, подобное тем, которые видел Л. Лунгерсгаузен, изображено на фото 07.

Л. Лунгерсгаузен, считавший кургашлинскую свиту ледниковым образованием, связывал это явление с «громадным механическим давлением, производимым ледником на свое ложе и поддонную морену», хотя никаких признаков жесткого ложа, или поддонной морены под кургашлинской свитой, по наблюдению авторов (фото 04), нет. Дезинтеграция зёрен и ксенолитов связана с термоградиентностью системы. Привнесённые высокотемпературным флюидным потоком в осадок ксенолиты при резком падении температуры в контакте с насыщенным водой холодным осадком растрескиваются. Начало процесса см. на фото 09, где видно внедрёние цемента флюидолита по трещинам в крупный ксенолит доломитового мергеля.. Окончательно «взорванный» ксенолит туфопесчаника показан на фото 10, где его механический распад сопровождается химическими преобразованиями осколков: окрашивающие ксенолит в чёрный цвет гематит и феррохлорит переходят в ржаво-бурый лимонит-гидрогетит, а в местах полного освобождения от соединений железа остаётся чистый стекловидный кварц.

С другой стороны среди флюидолитов наблюдаются округлённые зёрна. М. Н. Афанасов [2] пишет: «При просмотре шлихов флюидизированных пород обнаружены микрошарики кварца размером до 0,7мм. Значительно реже в шлифах наблюдаются идеально круглые сечения зёрен микроклина. Объяснить это осадочным процессом весьма затруднительно, ибо в осадочной породе – чем меньше зерно, тем оно угловатее». Микрошарики в мелкопсаммитовой фракции флюидолита встречаются в виде отдельных зёрен (фото 11), но иногда и в виде скоплений (фото 12).

Округлению подвержены и крупные ксенолиты. И.И. Голубева [4] отмечает, что одним из признаков флюидолитов, присущих им даже в большей степени, чем осадочным отложениям, является совершенная окатанность (точнее – округленность) части крупных включений. Как следует из работ Д.Л. Рейнольдс [29] и И.И. Голубевой [4], флюидолиты и седиментогенные обломочные породы имеют принципиально сходный механизм формирования, обусловленный переносом обломочного материала с последующим осаждением из транспортирующей среды. Различие лишь в том, что в одном случае эта среда водная, а в другом – существенно газовая, флюидная. В водной среде обломки, перекатываясь по дну водоема, в итоге приобретают форму уплощенного трехосного эллипсоида. Ксенолиты же, длительное время находившиеся во взвешенном состоянии во флюидно-газовом потоке, где энергия передается равномерно во всех направлениях, имеют форму одноосного эллипсоида или даже шара (фото13).

3.2.Текстурные особенности флюидолитов

Текстура флюидолитов доступна изучению в естественных обнажениях пород, по керну скважин, а также по образцам и шлифам в камеральных условиях. Часто встречающимся признаком флюидолитов является флюидальная текстура, которая среди осадочных комплексов геологами, как правило, не распознаётся и о ней ничего не говорится в литературе. Достаточно сказать, что в Геологическом словаре (1973 г., том 2) термин «флюидальный» отнесён только к застывающей лаве и мигматитам.

Флюидальная текстура отражает следы течения флюида и характеризуется расположением микролитов, иногда крупных частиц, вдоль направления потоков. Масштаб потоков различен. Крупный поток, представляющий собой подводящий канал флюидно-кластической массы изображён на обложке книги. Терминальная часть кислого по отношению к вмещающей породе потока (см. Таблицу 1 в разделе 3.3) изображена на фото 05. Крупные потоки дихотомируют, распадаются на более мелкие русла (фото 14 -16) до микроскопических (фото 17 -18).

Нередко движение потока приобретает турбулентный характер и образуются текстурные элементы причудливой формы. На фото 16 они напоминают складки гравитационного оползания; но, в отличие от последних, породы, проработанные флюидами, по минеральному составу и степени термохимической преобразованности, не совпадают с субстратом. Белёсый цвет потоков на лиловом фоне (фото 05 и 16) обязан своим происхождением переходу тонко распылённого гематита в высокотемпературную модификацию – стально-серые чешуйки

3.3. Cостав флюидолитов и новообразованные минеральные формы.

Сочетание глубинных верхнекоровых и поверхностных компонентов приводит к большому разнообразию состава флюидолитов и входящих в них породообразующих и акцессорных минералов. Флюидные потоки сопутствуют различным магмам в диапазоне от ультраосновных (щёлочно-ультраосновных) до кислых и несиликатных (доломититы, карбонатиты). В Таблице приведены рентгеноспектральные анализы цементирующей массы флюидолитов щёлочно-ультраосновного состава из Красновишерского района СеверногоУрала (№№ 1-3) [16], а также кислых флюидолитов (№4) и вмещающих пород субстрата (№5) района с. Байназарово на Южном Урале (р. Апшак).

Наибольшее практическое значение для диагностики имеют ксеногенные высокобарические минералы, связанные с флюидами мантийного происхождения, и аутигенные минералы, обязанные своим происхождением реакции между породой и флюидом. Характерный для флюидолитов набор высокобарических минералов, в том числе – спутников алмазов, приведён в статьях [1, 8, 16]. Ниже будут рассмотрены некоторые аутигенные минералы, диагностическое значение которых сомнения не вызывает.

Полевые шпаты. В ряде случаев среди флюидолитов и сопровождающих их доломитов наблюдаются новообразование кристаллов полевых шпатов (фото 19), или обратный процесс – их разрушение во флюидной массе (фото 20).

Графит. Графит часто встречается в флюидолитах, поэтому он имеет важное значение для их диагностики. Этот высокотемпературный мягкий минерал не может попасть в осадок путем механического переноса; его присутствие в неметаморфизованной породе служит прямым свидетельством ее флюидной проработки. В образцах пород пылевидный графит выделяется тёмно-серым или чёрным цветом (фото 15 и 21).

В шлифах графит встречается в ассоциации с новообразованным ленточным биотитом, с которым он образует сростки, ориентированные в направлении флюидного потока (фото 22). Наличие кристаллического графита в рифейском флюидолите скважины Красавино-2 подтверждено В.Ф. Сапегой методом синхронного термического и термогравиметрического анализа на приборе STA449C Jupiter.

Биотит. Новообразованный биотит в флюидолитах встречается почти всюду. В качестве индикатора флюидных процессов особое значение он имеет среди неметаморфизованных комплексов платформенных чехлов, где его присутствие является показателем высокотемпературных процессов. При эпигенезе биотит не образуется [9]. Важно отличить новообразованный биотит от кластогенного. Один из способов идентификации этого минерала – исследование соотношения лейстов биотита с образующими породу зернами и обломками. Лейсты новообразованного биотита, иногда достигающие 1 см. в длину, располагаются вдоль флюидных потоков, приспосабливаются к промежуткам между кластогенными минералами, огибают их, образуют с ними сростки (фото 23). Наблюдались лейсты, насквозь пронизывающие зерна кварца (фото 22).

Графит и биотит, изображенные на фото 21-23, приурочены к маломощным флюидным потокам среди неметаморфизованных аркозовых песчаников. Сочетание высокотемпературных минералов с осадочной породой, затронутой лишь начальным зпигенезом, для флюидных систем явление характерное. Термодинамическая неравновесность – одно из важных отличий их от магматических и регионально метаморфизованных пород.

Вулканические стекла. Каплевидные и эллипсоидальные аутигенные зерна флюидонасыщенного вулканического стекла с блестящей, не несущей следов переноса, поверхностью и пузырчатыми включениями (фото 24) обнаружены в верхней части яблоновской свиты Приладожья.

Апатит. Длиннопризматический апатит с гладкой недеформированной поверхностью граней обнаружен в верхней части яблоновской свиты. Количество его достигает 60% тяжелой фракции.

Золото. В ряде случаев флюидолиты содержат знаковое золото. Из 200-граммовой навески флюидолита яблоновской свиты М.Т. Орлова извлекла 22 тонкие чешуйки золота размером 0.2 – 0.4мм в сочетании с пиритом и другими сульфидами металлов. Позднее находки были подтверждены в других частях разреза свиты. Судя по форме чешуек, золото не россыпное и может быть отнесено к заключительной стадии гидротермального процесса.

3.4. Следы термических градиентов.

Термоградиенты образуются за счёт перепадов температур на контакте флюид/субстрат или ксенолит/субстрат. О расщеплении ксенолитов за счёт разницы их температуры и температуры осадка было сказано выше. Более простой случай проявления термоградиента в флюидолитах – реакционные оторочки в субстрате вокруг инородных включений и каёмки на их поверхностях (фото 25 и 26).

Иногда удаётся проследить стадии образования железистых каёмок по краям зёрен стекла. Образец, из которого сделан шлиф (фото 27), представляет собой туф основного состава. Он отобран С. П. Шокальским из докембрийской (синийской) серии Наньто в Китае, которую местные геологи считают ледниковым образованием. Можно предположить, что процессы вулканизма и оледенения в эпоху Наньто сочетались (?).

Особенно интересен образец, изображённый на фото 29. В рифейский песчаник ЗКП внедрён поток голубого щёлочно-ультраосновного флюида. Состав внедрённой массы близок к кимберлитовому: SiO₂–47,7; Al₂O₃–20,2; Fe₂O₃–4,6; FeO–0; CaO–4,2; Na₂O–1.1; MgO–5.4; K₂ O–5.6; Р₂ O₅–0.21; TiO₂ –0.47; MnO–0.15. Вокруг внедрённого потока образовалась широкая осветлённая оторочка, обусловленная переходом низкотемпературного пылевидного гематита в высокотемпературную модификацию. В образцах имеющейся у авторов коллекции видно, как материал подобных потоков смешивается с матералом матрикса и образует флюидолит, в котором М.Ю. Кузнецова (Ладыгина) [26] установила набор минералов-спутников алмаза.

4. Доломиты

Эндогенные доломиты часто образуют вместе с флюидолитами единую парагенетическую ассоциацию. Насыщенные кальцием и магнием флюиды пропитывают осадок или проницаемую породу и образуют выделения различной формы. Доломиты в сочетании с флюидолитами, или с предполагаемыми флюидолитами, установлены практически во всех изученных нами объектах: в Приладожье (Яблоновский участок), на Южном Урале (р.Апшак), в центральных районах Восточно-Европейской платформы (Данилов, Красавино), в Архангельской области (ЗКП) и в Белоруссии.

Порода, встречающаяся по-видимому только во флюидных системах, – это доломитовый пудинг, т.е. доломит, включающий разрозненные гальки подстилающих пород. Он наблюдался нами на Яблоновском участке и на Южном Урале, где основная масса породы – песчанистый доломит, содержащий примесь гидроокислов железа и включения различной формы размером до 10 см, представленные жильным кварцем, песчаниками, измененными магматическими породами и рудными минералами (фото 30).

Часто доломиты образуют слоистую породу, которая может подвергаться брекчированию (фото 31 и 32), или внедряются в субстрат в виде жил, «даек» (фото 33), а в насыщенном водой осадке могут вскипать, образуя пузырчатую структуру (фото 34).

Нередко в доломите наблюдаются кристаллы различной формы (фото 35), а также сгустки и оолиты, описываемые в литературе как органические остатки – микрофитолиты.

Эндогенные доломиты насыщены элементами-примесями. Например, в доломитах Яблоновского участка установлено высокое содержание кремнекислоты (до 17 %), марганца (до целых %) и окиси калия (0,7 %). Из редких элементов отмечены необычно высокие для осадочных карбонатов содержания свинца - до 44.0 г/т, урана - до 12 г/т, тория - до 8,1 г/т, иттрия - до 17 г/т и ниобия - до 3 г/т (спектроскопия, лаборатории ВСЕГЕИ и Невского ГП). Минералы марганца и барит среди эндогенных доломитов и флюидолитов нередко образуют самостоятельные минеральные выделения.

Доказательства глубинного происхождения доломитов, связанных с флюидными системами получены и путем лабораторных исследований. Л.Н. Фурмакова методом термического анализа на дериватографе фирмы МОМ (Венгрия) путём сравнения с эталонной коллекцией ВСЕГЕИ по двум образцам установила, что доломиты Яблоновского участка образовались из гидротермальных растворов.

5. Термобарогеохимические исследования

Для определения температур формирования флюидолитов используется метод гомогенизации флюидных и расплавных включений в новообразованных минералах. Е. В. Толмачёвой изучались зерна стекла с пузырчатыми включениями (фото 24) из флюидолитов яблоновской свиты. При нагревании их в термокамере фирмы Leitz полная гомогенизация одного из них произошла при t 880 - 890° C, а другого - при t 1110-1115°, что связано с различным составом флюидной фазы в стекле. Результат указывает на то, что стекло прошло через стадию расплава, начало кристаллизации которого отвечает температуре не менее 880ºC. Более низкая температура - 820ºС была получена при исследовании кавернозных доломитов, чередующихся с флюидоитами на Яблоновском участке. Ещё более низкие значения температур получены по призматическим расплавным включениям в апатитах яблоновской свиты. При нагревании кристаллов апатита в интервале температур 650-680ºС произошла разгерметизация включений. Температура захвата включений кристаллизующимся апатитом, следовательно, была около 600ºС.

В.Ф. Сапегой по образцам керна из скважины Красавино-2 (рифей) проведены исследования температуры образования кристаллического графита методом синхронного термического и термогравиметрического анализа на приборе STA449C Jupiter. Полученные результаты свидетельствуют об образовании графита при температуре до 700-750°С.

6. Флюидолиты и проблема объёма вендской системы

В Общей стратиграфической шкале (ОСШ) вендская система расчленёна на два отдела, характерным подразделением нижнего из которых на Русской плите и на Урале является лапландский ледниковый горизонт (Постановления МСК, вып. 26, стр.30). Академик Б.С. Соколов [17, стр. 74], обосновывая объём «большого венда», «…усматривал тесную историко-геологическую связь между отложениями тающего ледника и наступающей морской трансгрессией…» позднего венда.

Вместе с тем, существует мнение [22, 25], что вендская система должна быть ограничена её верхним отделом. В страторегионе именно в верхневендской трансгрессивной серии появляются водоросли Vendotaenia и отпечатки Metazoa, что и определяет её уникальность как первой системы ОСШ и единственной системы докембрия. Редкогалечные конгломераты (РГК), отнесённые к нижнему отделу венда, не могут быть связаны в единый горизонт, поскольку приурочены к разрозненным локализованным депрессиям, а не к единому палеобассейну седиментации, как того требует принятый в России Стратиграфический кодекс (2006г). Изотопные исследования, которые могли бы указывать, что РГК разных депрессий одновозрастны и представляют собой остатки некогда единого бассейна, не проводились.

Изучение опорных разрезов нижнего венда в Приладожье и на Южном Урале показало, что РГК так называемого лапландского горизонта не являются ледниковыми, а связаны с флюидно-эксплозивными процессами. В Приладожье они появляются уже в приладожской свите рифея и представляют собой заключительное звено рифейской последовательности. Мы не располагаем достаточным материалом для обоснованного вывода о генезисе РГК Белоруссии, но и ледниковое происхождение их убедительно не доказано. В литературе нигде не приведён классический набор признаков тиллитов: штрихованные и утюгообразные валуны, дропстоуны, ленточная слоистость. На Южном Урале структурная позиция флюидолитов неясна, хотя, судя по опорному обнажению (фото 04), границы несогласия между криволукской свитой рифея и проработанной флюидами кургашлинской свитой нет. Анализ развития структуры Русской плиты в позднем докембрии указывает на длительный перерыв между вендской трансгрессивной серией и толщами РГК. Последние вместе с образованиями нижнего докембрия и рифея образуют единую пенепленизированную поверхность.

Результаты проведённых нами исследований в страторегионе вендской системы показывают, что проблема её объёма далека от решения.

Заключение

Нами была предпринята первая попытка систематизировать данные по диагностике флюидолитов, связанных с осадочными комплексами. Следует, однако, иметь в виду, что изучение флюидолитов – направление в геологии новое, о чём говорит и приведённоё выше высказывание академика В.А. Коротеева. Поэтому наша работа не может претендовать на то, чтобы быть исчерпывающим пособием по диагностике этих образований, часто конвергентно схожих со многими горными породами другого происхождения. Некоторые из рассмотренных нами признаков, например, следы флюидных потоков, «взорванные» ксенолиты и новообразованные высокотемпературные минералы, достаточно надёжны для идентификации флюидолитов. Еще более надёжно сочетание признаков, например – вихреподобная текстура и графит в одном образце (фото 15), или чешуйки графита в неметаморфизованной породе, сросшиеся с биотитом (фото 22). В то же время другие признаки неоднозначны. Различные деформации зёрен и регенерационные процессы в них, как показал в своей не устаревшей до сих пор работе А.В. Копелиович [9], характерны и для осадочных пород, прошедших стадию эпигенеза. Всё сказанное приводит к выводу о необходимости использовать при изучении флюидолитов комплекс методов от полевых наблюдений до современных лабораторных исследований.

Список литературы

1. Афанасов М.Н., Николаев В.А., Орлова М.Т., Якобсон К.Э. Первая находка минералов-спутников алмаза в отложениях Ладожского грабена // Отечественная геология. 2001. № 3. С. 13 – 15.

2. Афанасов М.Н., Николаев В.А. Перспективы алмазоносности Карельского перешейка // Региональная геология и металлогения. 2003. № 18. С. 116-121.

3. Взрывные кольцевые структуры щитов и платформ. - М.: Недра, 1985.

4. Голубева И.И. Магматогенные флюидизатно-эксплозивные образования Севера Урала // Уральское отд. РАН. Екатеринбург, 2003.

5. Казак А.П. Зайцев В.С. К проблеме полигенного происхождения базальных конгломератов раннего протерозоя севера Онежского прогиба // Второе всерос. петрографич. совещание. Геол. служба и мин-сыр. база России на пороге ХХI века. Том IV. Cыктывкар. 2000. С. 262- 265.

6. Казак А.П., Якобсон К.Э. Инъекционные туффизиты в докембрийском чехле Восточно-Европейской платформы// Доклады АН, 1999, том 367, № 4. С. 522-525.

7. Казак А.П., Якобсон К.Э. Инъекционные туффизиты Золотицкого кимберлитового поля // Очерки по геологии и полезным ископаемым Золотицкого кимберлитового поля. Архангельск. Поморский Госуниверситет. 2000. С. 103-114.

8. Казак А.П. Якобсон К.Э. Минералогия перспективно алмазоносных пород Карельского перешейка // Вестник СПбГУ. Сер. 7, вып. 1. С. 77-80.

9. Копелиович А.В. Эпигенез древних толщ юго-запада Русской платформы // Труды Геологического института АН СССР, вып. 121. М. 1965.

10. Копылова Н.Н., Казак А.П., Якобсон К.Э. О природе вендских редкогалечных конгломератов Южного Урала. Тезисы 7-го Уральского литологического совещания, Екатеринбург, 2006.

11. Лунгерсгаузен Л. О фациальной природе и условиях образования древних свит Башкирского Урала // Сов. геология, сб. 18. 1947. С. 35-74.

12. Малаховский Д.Б., Буслович А.Л. Новые данные о происхождении Гдовских дислокаций. Материалы по геологии и полезным ископаемым северо-запада РСФСР. Л.: Недра.С. 125-138.

13. Маракушев А.А. Физико-химические условия генерации рудоносных флюидов и проблема источников рудного вещества // Источники рудного вещества эндогенных месторождений. – М.: Наука, 1976. С. 145-164.

14. Махлаев Л.В. На пути познания эндогенной геологии севера Урала. Вестник ИГ Коми научного центра. УрО РАН. 2005, №3. С. 42-45.

15. Махлаев Л. В., Голубева И. И. Флюидизаты и их положение в систематике горных пород. Материалы XIII геологического съезда Респ. Коми, том 2, Сыктывкар, 1999. С. 165-167.

16. Рыбальченко А.Я., Колобянин В.Я., Лукьянова Л.И. и др. О новом типе коренных источников алмазов на Урале // Докл. АН 1997, том 353, №1. С. 90-93.

17. Соколов Б.С. Очерки становления венда. М.: КМК Лтд., 1997

18. Флюиды и геодинамика. Всерос. симпозиум «Глубинные флюиды и геодинамика». М.: Наука. 2006.

19. Фогельман Н.А. Рудоносные эксплозивные брекчии криптовулканических аппаратов. Доклады АН СССР, 1969, том 188, № 6. С. 1357-1359.

20. Чайковский И.И. Петрология и минералогия эксплозивно-грязевого вулканизма Волго-Уральской алмазоносной субпровинции. Автореферат докт. дис. Сыктывкар, 2004.

21. Чумаков Н.М. Опорный разрез вендских ледниковых отложений Южного Урала // Труды Геол. ин-та РАН, вып. 500. 1998. С. 138-153..

22. Якобсон К.Э. Вендская тектоническая перестройка на Русской платформе // Сов. Геология.1985. № 7. С. 95- 101.

23. Якобсон К.Э., Казак А.П., Кузнецов Г.П. Проблема вендских туффизитов на Урале // Новые направления и методы поисков месторождений полезных ископаемых. - Мин-во промышленности и природных ресурсов Челябинской обл. Челябинск. 2004. С. 22-24.

24. Якобсон К.Э., Казак А.П., Толмачева Е.В. Туффизиты под Санкт-Петербургом // Природа. 2003. №5. С. 61-63.

25. Якобсон К.Э., Крылов Н.С. Нижняя граница венда в его стратотипической местности // Сов. Геология. 1977. № 7. С. 59-70.

26. Якобсон К.Э., Кузнецова М.Ю., Станковский А.Ф. и др. Рифей Зимнего берега Белого моря // Сов. Геология. 1989. № 11. С. 44-48.

27. Яценко Г.М., Сливко Е.М. Яценко В.Г. Флюидизатно-эксплозивное породо- и рудообразование (на примере Украинского щита) // Проблемы прогноза, поисков и изучения месторождений полезных ископаемых. Воронежский госуниверситет Воронеж. 2003. С. 191-195.

28. Cloos H. Bau und Taetigkeit von ТuffschlottenGeologische Rundschau. Band XXXII. Heft 6-8. 1941. S. 708-800.

29. Reinolds D.L. Fluidisation as a geological process and its bearing on the problem of intrusive granites// Am. J. of Sc.-1954.-V. 10. P. 577-614.

Сведения об авторах:

Анатолий Профирович Казак

Нина Николаевна Копылова

Елена Васильевна Толмачёва

Ким Эдуардович Якобсон

Fluid explosive formations in sedimentary complexes

Fluid – explosive formations in sedimentary complexes / 2008. 36 s., liter.: 29 title. Fig.35.

In the proposed brochure, data on genesis and features of fluidolites, rocks formed as a result of influence of high-temperature fluids on sedimentary complexes and forming with them complex combinations – fluid systems, are given. As illustrations, photoplates of natural outcrops, samples and petrographic thin sections are attached to the brochure. The brochure can serve as a handbook during fluidolite diagnostics and is intended to geologists studying sedimentary rocks.

Authors: A.P. Kazak, N.N. Kopylova, E.V. Tolmacheva, K.E. Yakobson

Editor: K.E. Yakobson

Computer imposing: K.E. Yakobson, G.G. Sotnikova

Fluid explosive formations, fluidolites, were for the first time described under the name “tuffisites” by Н. Cloos [28]. He presumed that at the first stage of the volcanic process, the upper crustal layers are destroyed by the «active gas» penetrating through them. The forming breccias remain in the vent (Photo 01) or are ejected onto the surface (Photo 02). Later studies demonstrated that deep fluids play the main role in destruction of permeable rocks [4, 13, 19, 29].

Fluid coming out from the mantle or crustal focus is a mixture of gas-saturated solution and magmatic melt, which can exist only under a high temperature and pressure. In surface layers of the lithosphere, fluid penetrates through rock pores and fractures and breaks up into constituents. Under pressure and temperature drop, it becomes free from the gas constituent, which, having a high energy, destroys the penetrated substrate. Incurrent mouths appear (Photo 01 and Photo on the cover), in which an ascending flow forms composed of liquid, gas and rock fragments. Fluid clastic mass is removed onto the surface or to the sedimentary basin, where it is mixed with sediment. As a result, rocks ranging from breccia-like (Photo 02) and conglomerate-like (Photo 03) to silty-psammitic ones (Photos 04 and 05) form.

Diagnostics of fluidolites associated with sedimentary complexes is not adequately developed, which results in errors in their identification. Nevertheless, there are features enabling to distinguish them with a high degree of probability.

If the fluid flows calmly along the incurrent mouth, the mechanical admixture in the flow is negligible, and the process is restricted by disintegration of microlites, formation of new minerals (Photo 04) and substance redistribution in rock.

An example of substance redistribution is given in Photo 05. Shapeless inclusions separated from the grey silicic flow («1»), acquire a distinct outline due to concentration of silicic acid («2» and «3») and are transformed into quartzite pseudo pebbles («4»). They leave holes falling out from the exposure walls («5»).

Destruction of grains (Photos 06, 07, 08) and large xenoliths (Photos 09 и 10) is a phenomenon characteristic of fluid-explosive rocks. This feature is «one of the most important ones distinguishing tuffisites from psephites and psammites» [4]. Destruction is associated with thermogradient of the system. Xenoliths carried by the high-temperature fluid are fissured in contact with cold sediment. See the beginning of the process in Photo 09, where one can see the intrusion of fluidolite cement into the xenolith along fractures. The finally destroyed xenolith is shown in Photo 10. Its disintegration is accompanied by chemical alterations of fragments.

On the other hand, there are isolated rounded microscopic grains (Photo 11) and their accumulations (Photo 12) among fluidolites. This can hardly be accounted for by the sedimentary process, since the smaller the grain in the sedimentary rock, the more angular it is [2]. It is easier to account for the roundness of some large inclusions [4]. In the fluid flow, where energy is transmitted uniformly, they acquire the shape of a uniaxial ellipsoid or a sphere (Photo 13).

A reliable feature of fluidolites is fluidal texture, which is characterized by occurrence of microlites and large particles along the direction of flows. A large flow is shown on the book cover. Terminal part of acid (with respect to the enclosing rock) flow is shown in Photo 05. Large flows break up into smaller channels (Photos 14 -16), up to microscopic ones (Photos 17 and 18). Often, the flow becomes turbulent, and textural elements of intricate shapes (Photo 14). A whitish colour of flows against the purple background (Photos 05 and 14) is due to the passage of dispersed hematite into a high-temperature modification.

Authigenic minerals of diagnostic significance are considered in the paper.

Feldspar. Among fluidolites, neogeneration of feldspar crystals is recorded (Photo 19) or a reverse process – their destruction in the fluid mass (Photo 20).

Graphite. This soft mineral cannot get into the sediment by mechanical transfer; its occurrence in the sedimentary rock serves as a direct evidence of its fluid reworking. In the rock, dust-like graphite has a dark grey or black colour (Photos 15 и 21). In thin sections, its intergrowths with the newly formed banded biotite (Photo 22).

Biotite. Neogenic biotite occurs in fluidolites almost everywhere (Photo 23). Biotite never forms among non-metamorphosed complexes during epigenesis [9]. Its presence is an indicator of high-temperature processes.

Volcanic glass. Authigenic glass grains (Photo 24) served as the objects of thermobarogeochemical study. Using the method of fluid inclusions homogenization in thermal chamber of Leitz Company, E.V. Tolmacheva determined that grain formation temperature corresponds to 880 -1,115°.

Due to thermogradients, reaction rims and fringes form on surfaces of xenoliths and in the cement around them (Photos 25 - 28). Of utmost interest is a sandstone sample, into which a flow of alkaline-ultrabasic fluid is intruded. A fringe formed around it due to transition of low-temperature hematite into a high-temperature one (Photo 29).

Endogenous dolomites form a single paragenetic association with fluidolites. The rock characteristic of fluid systems is dolomite enclosing isolated pebbles of underlying rocks (Photo 30). Dolomites often form a layered rock subject to brecciation (Photos 31 and 32) or are intruded as veins into the substrate (Photo 33), and form a vesicular structure in a water-saturated sediment (Photo 34). Dolomites often enclose crystals of different shape (Photo 35).

Using thermal analysis on derivatograph of MOM Company (Hungary), L. Furmakova, by means of comparison with standard collection, determined that dolomites (Photo 33) formed from hydrothermal fluids.

Ссылка на статью:

Флюидно – эксплозивные образования в осадочных комплексах. 2008. (авторы: А.П. Казак, Н.Н. Копылова, Е.В. Толмачёва, К.Э. Якобсон, редактор: К.Э.Якобсон)