Минералогия песчаников

Расшифровка истории песчаника опирается на тщательное изучение его минерального состава. Однако одного лишь перечня содержащихся в нем минералов недостаточно. Необходимо распределить компоненты песчаников на несколько групп, отвечающих обоснованным генетическим категориям: группу первичных обломков, группу цементирующих минералов и группу минералов, происхождение которых связано с постседиментационными преобразованиями. Такое подразделение предполагает интерпретацию и суждение, основанные на деталях, доступных наблюдению (преимущественно структурных), и на взаимоотношении зерен минеральных компонентов. Некоторые минералы, например кварц, могут быть представлены в нескольких категориях. Кварц может быть и обломочным компонентом, и цементирующим материалом.

Перечень первично обломочных минералов, встречающихся в песках, очень длинный. Если исходные породы подверглись неполному выветриванию и транспортировка была короткой, почти все известные минералы размера песка, содержащиеся в исходной породе, могут быть обнаружены в песках. Для более детального ознакомления с распространенными обломочными минералами рекомендуем классические работы Милнера, Крамбейна и Петтиджона, Тикела, Дюпле и Рассела.

Хотя перечень возможных минералов длинный, в практике встречается относительно небольшое их число, а в большинстве шлифов количество видов минералов еще более ограничено. В большинстве песчаников преобладающим минералом является кварц, часто его доля достигает 90% от всей обломочной фракции. Полевые шпаты, хотя и являются распространенными минералами, играют здесь, в отличие от изверженных пород, подчиненную роль. Кроме кварца и полевого шпата, только слюда, при условии ее содержания в исходной породе, может стать существенной составной частью обломочной фракции нормального песчаника. В некоторых песчаниках присутствуют обломки пород, иногда они встречаются в изобилии.

Кварц, опал и халцедон. Кварц, самый распространенный минерал песков, главный компонент многих песчаников. Обычный песчаник на две трети сложен кварцем. Являясь первично обломочным минералом, кварц может быть также аутигенным, образуя во многих случаях нарастания на обломочных зернах, в этом качестве он играет роль цементирующего материала.

Обломочный кварц песчаников имеет диаметр зерен менее 1 мм, а обычно — менее 0,6 мм. Зерна крупнее 1 мм обнаруживают тенденцию быть сложными, пол и кристаллическим и, в отличие от более распространенных монокристаллических зерен. Величина кварцевых зерен определяется главным образом размером кварцевых зерен в исходной породе. Первоначальным источником почти всего обломочного кварца являются содержащие кварц изверженные породы, преимущественно граниты. Дейк показал, что эти породы редко дают зерна крупнее 1 мм. Крупные зерна в этой исходной породе настолько растресканы и разбиты, что только 9% кварца в изученных Дейком породах было крупнее 1 мм. Размер 20% зерен превышал 0,6 мм.

Форма кварцевых зерен весьма разнообразна, но в основном она близка к сферической. Зерна часто слегка продолговатые и по длине обычно совпадают с направлением кристаллографической оси с. Уэйланд объясняет это векторной абразией, обусловленной незначительными различиями в твердости кварца по оси с и по оси а. Однако Ингерсон и Рамиш установили, что кварцевые зерна изверженных, метаморфических пород и даже гранита стремятся иметь удлиненную форму в направлении, параллельном оси с, что является выражением призматического габитуса кварца. Поэтому конечная форма осадочного кварца отображает первоначальную его форму. Блосс и Мосс экспериментально установили, что кварц обладает несовершенной призматической и ромбоэдрической спайностями, поэтому при раскалывании образуются зерна, вытянутые либо параллельно оси с, либо под определенным углом к ней. При установлении области сноса была использована удлиненность зерен: кварц метаморфических пород характеризуется большей удлиненностью, чем кварц магматического происхождения. Это подтверждается данными Бокмана, установившего, что средний коэффициент удлиненности (отношение длинной и короткой осей) равен 1,43 для гранитов и 1,75 — для кристаллических сланцев.

Большая часть обломочного кварца содержит включения. Они обычно мелкие, беспорядочно расположенные в зерне, хотя и проявляют тенденцию к упорядочению по плоскостям. Включениям как средству выяснения происхождения кварца уделялось большое внимание. Макки разделил обломочный кварц по характеру включений на 4 группы: с игольчатыми, правильными, неправильными включениями, без включений. Примером игольчатых включений являются иглы рутила. Правильные включения образуют минералы, имеющие кристаллографическую огранку. Неправильные включения составляют заполненное флюидом пространство с пузырьками газа или без таковых. Наблюдения Макки привели к выводу, что игольчатые и неправильные включения характерны для кварца изверженных пород; кварц кристаллических сланцев и гнейсов содержит правильные включения. Основываясь на более полных наблюдениях, Келлер и Литлфилд, по-видимому, разделяют эту точку зрения, хотя подчеркивают, что ни один тип включений не является диагностическим ни для изверженного, ни для метаморфического кварца.

Погасание кварца варьирует от резкого до волнистого. Кварц, подвергшийся воздействию деформирующих усилий, характеризуется «затененностью напряжения» или «волнистым погасанием», наблюдаемым при скрещенных николях. В связи с этим считалось, что кварц метаморфических пород характеризуется заметным волнистым погасанием, что не свойственно кварцу изверженных пород. Однако наблюдения показывают, что крупнозернистый кварц определенных гранитов обладает большей напряженностью, чем мелкозернистый отожженный кварц некоторых метаморфических пород. Сделан вывод, что волнистое погасание является ненадежным критерием при определении области сноса.

На основании тех или иных особенностей обломочного кварца предпринимались неоднократные попытки его классификации с тем, чтобы выделенные группы указывали на источник сноса. Сорби, наряду с Макки, был одним из первых исследователей кварца в осадочных породах. Позже появились работы Крынина, в которых выделены такие разновидности кварца, как изверженный (включая глубинномагматический, вулканогенный и гидротермальный кварц), метаморфический (включая давленый и инъекционный кварц) и осадочный (может быть аутигенной оболочкой обрастания или заполнять жилы и пустоты). Классификация Крынина трудна для применения частично из-за того, что признаки, используемые для разделения, перекрывают границы групп, а частично из-за недостаточной изученности кварца в исходных породах. Хотя среднестатистические величины для нескольких типов исходных пород могут иметь различия, однако часто бывает невозможно отнести конкретные зерна к тому или иному классу.

Несмотря на то, что во всех случаях отличить изверженный кварц от метаморфического невозможно, часто удается распознать вулканогенный кварц (т. е. кварц, образовавшийся из эффузивных изверженных пород, особенно из кварцевых порфиров). Такой кварц является преимущественно ненапряженным и характеризуется простым погасанием; зерна его могут иметь изрезанные или округлые очертания, обусловленные резорбцией магмой, а в отдельных случаях демонстрировать прямые грани гексагональных бипирамидальных кристаллов. Вулканогенный кварц часто образует ассоциации с обломками кислых пород, а иногда — с зернами полевых шпатов зонального строения. В исключительных случаях кварц вулканического происхождения слагает значительную часть как молодых, так и древних песков.

Более важную роль играет поликристаллический кварц, зерна которого представлены двумя или более кристаллами. Во многих песках поликристаллический кварц имеет такое же распространение, как и монокристаллический. Составные зерна кварца могут быть сложены микрокристаллическим кремнистым сланцем, тонкозернистым кварцитом или более грубозернистым кристаллическим кварцем либо магматического, либо метаморфического происхождения. Недавние исследования грубозернистого кристаллического кварца показали, что, чем крупнее зерно, тем больше шансов у него быть поликристаллическим. Отмечено также, что соотношение поли- и монокристаллического кварца наименьшее в более зрелых песках; возможно это происходит из-за меньшей стабильности поликристаллических форм. Поликристаллические зерна разнообразны по размеру и строению составляющих их элементов. Одни из них полигональные, т. е. с прямыми простыми границами, обычно сходящимися под углом 120°; в других случаях границы сложно-сутурные. Предполагается, что первые возникают при «статическом отжиге», а вторые — при «холодной обработке».

Распространенность кварца в песках, естественно, объясняется его высокой стабильностью. В среднем содержание кварца в изверженных породах колеблется от 12 до 20,4% тогда как песчаник, ведущий происхождение от изверженных пород, в среднем содержит 67—70% кварца. Такое обогащение предполагает высокую степень механической и химической устойчивости кварца. Он не является совершенно нерастворимым, и при определенных условиях, как это имеет место в некоторых почвах, несет заметные следы коррозии и окатанности. Однако в песчанике кварц не только стабилен, но и возрастает в объеме, что доказывается вторичным разрастанием. Он заметно устойчивее кремня, который обычно подвержен внутрислойному растворению.

Кварц обладает большой механической прочностью. Добре, опираясь на эксперименты, установил, что кварц теряет лишь 0,0001 объема при транспортировке на 1 км. Изучение процесса абразии Тилем и Кюненом подтверждает факт медленного абразионного разрушения кварца.

Кварц играет также важную роль как цементирующий материал песчаников. Он является преобладающим цементом во многих песчаниках, особенно палеозойских и более древних. Кварц как цемент во многих случаях появляется в результате вторичного разрастания (регенерации) обломочных кварцевых зерен. Такое разрастание описано Сорби. Вскоре после него Ирвингом и Ван-Хайзом описаны многочисленные примеры регенерации кварца в образцах из разрезов Северной Америки. Это явление широко распространенное и, может быть, универсальное для всех песчаников, в которых цементом служит кристаллический кварц. В слабосцементированных песчаниках кварцевые зерна могут быть легко отделены и исследованы под бинокулярным микроскопом. При разрастании кварца восстанавливается его основная форма и симметрия кристалла (рис. 7-1). Даже в макроскопическом образце можно установить такое разрастание по блеску, видному при ярком солнечном освещении и обусловленному отражением света от многочисленных граней вновь образованных кристаллов. В шлифе можно видеть, как зона разрастания отделяется от обломочного ядра полоской примесей, очень четкой, если обломочное зерно перед разрастанием было покрыто рубашкой окислов железа. Однако во многих сливных кварцитах граница между обломочным ядром и зоной разрастания менее четкая, а в некоторых случаях ее установить невозможно. Если шлиф исследуется с применением катодной люминесценции, содержащийся в кварце редкий элемент вызывает флюоресценцию, которая дает возможность дифференцировать ядро и зону разрастания.

Спал и халцедон также широко распространены в песчаниках и в качестве компонентов обломочных зерен кремня и (более редко) как цемент. Опал никогда не содержится в очень древних песчаниках, так как он подвергается девитрификации и кристаллизуется в виде халцедона. Халцедоновый цемент обычно облекает обломочные зерна и характеризуется волокнистостью. При этом волокна располагаются перпендикулярно поверхности зерна.

Полевые шпаты, являясь самой распространенной группой минералов изверженных пород, в песчаниках играют подчиненную роль по отношению к кварцу. Однако в некоторых современных песках их содержится больше, чем кварца. Среднее содержание полевых шпатов, выведенное по 404 образцам современных песков Северной Америки, равно 15,3%, что аналогично значению, полученному по 435 образцам песчаников (от докембрийских до четвертичных) Русской платформы. Среднее (но не средневзвешенное) значение по 98 песчаникам Северной Америки составило 10,2%.

Идентификация полевых шпатов и установление различий между их разновидностями — дело трудное, особенно при модальном анализе, когда требуются данные по каждому зерну. Единственным удовлетворительным методом является окрашивание.

Полевые шпаты в песчаниках включают калиевые полевые шпаты, часто микроклин и плагиоклазы, обычно близкие по составу к альбиту. Зональные кристаллы полевых шпатов распространены ограниченно, их происхождение часто связывается с вулканическими источниками, где полевые шпаты представлены ограненными кристаллами или их обломками. Обломочные полевые шпаты могут быть прозрачными или с частичным или полным помутнением, связанным с появлением продуктов изменения.

Предпринимались попытки проследить связи разнообразных полевых шпатов с потенциальными исходными породами. Волнистая зональность указывает на вулканическое или гипабиссальное происхождение. Полевые шпаты кислых вулканических пород чаще всего представлены санидином, в глубинных магматических породах преобладает ортоклаз или микроклин. В пирокластических породах полевые шпаты содержатся в виде эвгедральных или разбитых эвгедральных кристаллов, иногда с оболочкой из стекла или раскристаллизованного стекла.

Очевидно, полевые шпаты отличаются меньшей стабильностью по сравнению с кварцем: поэтому остаточные продукты выветривания глубинных изверженных пород обеднены полевыми шпатами и обогащены кварцем. Обеднение является результатом распада полевых шпатов по профилю выветривания, оно может быть усилено их разрушением в процессе абразии при транспортировке.

Хотя полевые шпаты считаются более подверженными механическому разрушению, чем кварц, данные на этот счет противоречивы. Макки отмечал уменьшение содержания полевых шпатов с 42 до 21% в песках р. Файндхорн в Шотландии при их транспортировке на расстояние 48—64 км; он считал, что это обусловлено абразией. Пламли выявил аналогичное уменьшение вниз по течению во фракции грубозернистого песка на р. Батл в Южной Дакоте. Ho, с другой стороны, он же обнаружил, что содержание полевых шпатов в песках р. Чейен уменьшилось незначительно (29—24%) на расстоянии 240 км, а, как отметил Рассел, содержание полевых шпатов в песках р. Миссисипи изменилось от 25% близ Кэйро, штат Иллинойс, до 20% в Мексиканском заливе, т. е. отмечено весьма незначительное уменьшение при транспортировке на расстояние 1770 км. Эти ограниченные данные позволяют предполагать, что содержание полевых шпатов снижается достаточно быстро в турбулентных, переносящих гравий, высокоэнергетических потоках, а в крупных реках это снижение происходит медленно. Возможно, существенным фактором уменьшения содержания полевых шпатов в песке является интенсивное протекание пляжных процессов.

Химическая неустойчивость полевых шпатов проявляется легко. Данные Голдича по профилям почв свидетельствуют, что устойчивость различных видов полевых шпатов разная: разновидности, содержащие кальций, значительно менее устойчивы, чем щелочные, особенно микроклин. Устойчивость полевых шпатов в песчаниках имеет иной характер, чем в почвах. Во многих песчаниках обломочные полевые шпаты характеризуются вторичным разрастанием. Поскольку разрастание происходит почти исключительно за счет калиевых или натриевых полевых шпатов, по-видимому, эти разновидности являются устойчивыми в условиях низкого давления, низкой температуры и водной среды, т. е. в условиях, преобладающих в поровом пространстве песчаников.

Роль обломочных полевых шпатов служила предметом длительной дискуссии «аркозовой проблемы». Устойчивость полевых шпатов, по-видимому, является функцией как интенсивности процессов разрушения, так и длительности этих процессов. Там, где рельеф характеризуется большими перепадами, а эрозия протекает быстро, полевые шпаты не подвергаются полному распаду и присутствуют в песках; там же, где рельеф сглаженный, а эрозия замедленная, полевые шпаты разрушаются. Роль климата представляется второстепенной, но определенно, разрушение полевых шпатов замедляется в условиях исключительно сухого и очень холодного климата. Эта проблема и факты, связанные с нею, более детально рассматриваются в разделе, посвященном аркозам.

На полевых шпатах, как и на кварце, проявляются вторичные разрастания, которые, хотя и в малой степени, могут также служить цементом. В песчаниках можно легко отличить обломочные ядра и вторичную оболочку обрастания. Ядра обычно округлые и каолинизированные или измененные иным способом, так что наблюдается контраст между помутневшим ядром и прозрачной регенерационной оболочкой. В процессе своего роста периферический материал имеет тенденцию формировать грани кристалла и принимать правильную кристаллическую форму, обычно форму простого ромбического кристалла. Как правило, аутигенные полевые шпаты, в отличие от вторичного кварца, слагают лишь небольшую часть объема породы.

Ядра большинства зерен представлены полевыми шпатами триклинной сингонии (микроклином). Оболочки чаще всего сложены несдвойникованными кристаллами калиевых полевых шпатов. Известна также регенерация обломочных плагиоклазов. Зоны вторичного обрастания таких ядер сложены чистым натриевым полевым шпатом (альбитом). Хотя оболочка разрастания является кристаллографическим продолжением ядра, все-таки отмечается небольшая разница в углах погасания, что свидетельствует о некотором, хотя и слабом, различии в составе. Аутигенные полевые шпаты почти всегда представляют собой чистые щелочные полевые шпаты. По петрографическим и экспериментальным данным известно, что смешанные полевые шпаты, т. е. натриево-калиевые и калиево-натриевые, образуются только при высоких температурах. Осадочные, низкотемпературные полевые шпаты представляют собой наиболее чистые из известных полевых шпатов.

Вторичное разрастание происходит после отложения обломочных зерен полевых шпатов. Однако в некоторых случаях отмечаются признаки нескольких циклов вторичного разрастания (рис. 7-2). Первоначальная оболочка может быть стерта до последнего по времени проявления вторичного разрастания полевошпатового зерна.

Условия образования аутигенных полевых шпатов до конца не изучены. Большинство исследователей признают диагенетическое происхождение и отвергают метаморфическое или гидротермальное их образование, хотя есть подтвержденные случаи существования связи между вторичными полевыми шпатами и магматическими интрузиями. Было отмечено, что для образования вторичных полевых шпатов необходима морская вода, поэтому такие полевые шпаты несут доказательства морского происхождения.

Обломки пород. Грубозернистые породы, как изверженные, так и метаморфические, не представлены в обломочных зернах среднезернистых кластических осадков. Эти осадки ведут свое происхождение преимущественно от разрушающихся глубинномагматических порол. С другой стороны, обломки тонкозернистых пород могут присутствовать в песках; в некоторых из них (лититовых аренитах) они являются основным компонентом, превосходя даже кварц. Средний современный песок, полученный по 85 пробам, содержит 20% обломков пород. Пески р. Огайо в среднем (по 187 пробам) содержат 31% обломков пород. В 13 палеозойских песчаных формациях центральных Аппалачей содержание обломков пород колеблется от 0 до 33%, составляя в среднем 13%. Позднемезозойские песчаники долины Сакраменто содержат от 20 до 75% обломков пород.

Число разновидностей пород различно, но может быть достаточно большим. Около 19 типов пород было установлено в граувакках Кульма в горах Гарца (ГДР).

Содержание обломков пород зависит от размерности материала. Оно больше в грубозернистых песчаных фракциях, однако обломки можно обнаружить и в тонкозернистых песках. По мере уменьшения размера зерен идентификация становится более трудной и субъективной. Опрелеление мелких зерен пород весьма затруднительно. Диккинсон предлагает использовать для классификации обломков пород оперативные критерии, главным образом структурные. Он выделяет: 1) обломки вулканических пород, имеющие структуру изверженных афанитов, 2) обломки кластических пород с обломочной структурой, 3) тектонические обломки с сланцеватым или полусланцеватым строением, 4) микрогранулярные обломки, т. е. обломки, состоящие из приблизительно равновеликих зерен, и 5) обломки карбонатных пород. Эти категории могут быть подразделены более дробно: вулканические зерна разбиваются на фельзитовые, микролитовые, лейстовые и стекловатые; кластические могут быть алеврито-песчаными или глинистыми, или вулканокластическими; тектонические бывают либо метаосадочными, либо метавулканическими; микрогранулярные подразделяются, хотя и с трудом, на гипабиссальные, роговиковые и осадочные виды. Для детального ознакомления с критериями классификации рекомендуем работу Диккинсона.

Две проблемы идентификации заслуживают специального обсуждения. Значительные трудности может представлять очень важное различие между обломками фельзитов и кремней. Фельзиты обычно различаются по присутствию микрофенокристов, осколкам стекла (как в спекшихся туфах), слабому внутреннему рельефу (связанному с различием показателей преломления кварца и полевых шпатов) и окраске полевых шпатов в шлифах в красный или желтый цвет. Кремни могут содержать реликты спикул, радиолярий или диатомей или иметь оолитовую структуру. Проблема различия между фельзитами и кремнями обсуждалась Вольфом.

Другой трудностью идентификации является проблема установления различий между обломками разрушенных и перенесенных микритовых карбонатов и интракластами и другими карбонатными материалами, образовавшимися внутри данного бассейна. Последние характерны для калькаренитов. Обломочные карбонаты обычно представлены грубозернистыми доломитами, им также больше свойственно образовывать ассоциации с другими терригенными обломками пород.

Обломки пород характеризуются разной стойкостью к разрушению. Кремнистые или фельзитовые обломки устойчивы к воздействию процесса абразии, в то же время обломки кристаллических сланцев легко подвергаются разрушению. Следовательно, подразумевается, что пески, в изобилии содержащие такие обломки, были перенесены на небольшое расстояние.

Слюды. Слюды обломочного происхождения встречаются в песчаниках, особенно лититовых песчаниках, граувакках и аркозах Благодаря своей тонкопластинчатой форме обломки слюд, несмотря на высокую плотность и крупные размеры, часто ассоциируются с мелкозернистыми песчаниками и алевритами. Обычно они не встречаются вместе с хорошо промытыми песками.

Широко распространены и биотит, и мусковит; биотит во многих случаях преобразован в хлорит или, в редких случаях, в глауконит.

Слюды встречаются как в виде четких пластинок, так и тонко расщепленных чешуи и мелких частиц. Находясь в контакте с более жесткими зернами, крупные пластинки в результате уплотнения песка изгибаются или деформируются. Чешуйки обычно ориентированы параллельно плоскости напластования и, следовательно, друг другу. Они более многочисленны в тонкозернистых прослоях, а в некоторых породах концентрируются на отдельных плоскостях напластования, которым придают блеск и, возможно, увеличивают первоначальную сланцеватость напластования.

По мнению Крынина, пластинки слюды могут быть хорошо окатанными, что указывает на специфическое воздействие медленных течений, характеризовавшихся слабым возвратно-поступательным движением воды. Шестиугольные пластинки биотита отличной сохранности, встреченные в некоторых осадках, как предполагается, выпали с вулканическим пеплом.

Обломочные слюды ведут происхождение от слюдосодержащих гранитов и гнейсов и особенно часто от слюдистых кристаллических сланцев. Много их в филларенитах. Слюдам иногда придавалось диагностическое значение при определении континентальных или литоральных условий осадконакопления, но возможно, такая связь объясняется тем, что аллювий и дельтовые осадки крупных рек представлены главным образом лититовыми песчаниками со смешанными, осадочными и метаморфическими источниками сноса. Слюды известны в турбидитных осадках; их значительно больше в отдаленных частях подводных конусов выноса, чем в проксимальных.

Тяжелые минералы. Среди минералов исходной породы, подвергшейся разрушению, выделяются так называемые «тяжелые минералы». Эти встречающиеся в небольших количествах в песчаниках акцессорные минералы отличаются повышенной плотностью (большей, чем плотность бромоформа — 2,85). Составляя в редких случаях больше 1 % породы, а обычно не более 0,1%, тяжелые минералы ведут происхождение от акцессорных минералов исходной породы; реже они представляют собой сохранившиеся остатки достаточно распространенных, но неустойчивых мафических компонентов исходных пород. Примером устойчивых акцессорных минералов является циркон. Представителем более распространенных, но неустойчивых мафических компонентов материнских пород может служить роговая обманка. Число видов и концентрация тяжелых минералов в породе колеблются в широких пределах: от 2—3 до 20 и более и от нескольких сотых процента до тех исключительно высоких концентраций, которые встречены в ряде россыпей. В большинстве песчаников они составляют менее 1%.

Если тяжелые минералы являются новообразованиями при разрушении кристаллических пород, то им свойственна слабая выветрелость. Минеральная ассоциация характеризуется присутствием фрагментов кристаллов, ограниченных плоскостями спайности, и более или менее правильных кристаллов (рис. 7-3). Если же тяжелые минералы образуются из более древних осадков, менее устойчивые виды обычно отсутствуют, а сохранившиеся устойчивые разновидности демонстрируют заметную окатанность (рис. 7-4).

Тяжелые минералы встречаются настолько редко, что в шлифе можно наблюдать обычно не больше 1—2 зерен. Для исследования их необходимо сконцентрировать и отделить от ассоциированных с ними легких минералов. Методы такого разделения рассматриваются в обычных руководствах по осадочной петрографии.

Изучение выделенных тяжелых минералов представляется полезным в некоторых случаях для стратиграфической корреляции, поскольку теоретически каждое стратиграфическое подразделение в какой-то степени отличается от любого другого по характеру и количеству акцессорных минералов. В общем, справедливость этого положения подтверждалась многократно и оно служит основой «петрографической корреляции». Успех такой корреляции зависит не только от установления характерной ассоциации минералов, но и от специфичности разновидностей, а также от меняющегося во времени соотношения минеральных компонентов. Такие различия обусловливаются последовательной денудацией разнообразных толщ пород. Каждая новая вскрываемая эрозией толща добавляет к отлагающемуся осадку новые типы или разновидности минералов или меняет уже сложившееся соотношение видов. Корреляция усложняется переработкой древних осадков, так как новые осадки содержат многие тяжелые минералы, общие с отложениями, при разрушении которых они образовались.

Проблема изучения комплекса тяжелых минералов еще более осложняется избирательным растворением, которому подвергалась ассоциация минералов после осадконакопления. Поэтому современная минеральная ассоциация является функцией как состава исходных пород, так и устойчивости минералов (и, следовательно, способности сохраняться и в условиях почвенных слоев, и на стадии существования самого осадка). Вопросы устойчивости и внутрисловного растворения служат предметом длительных дискуссий.

Оказалось, что набор тяжелых минералов показателен при определении типа исходной породы, из которой образовался данный песок. Некоторые минералы являются диагностическими для определенных исходных пород. Другие, подобно кварцу, более универсальны и содержатся почти во всех возможных источниках материала. В этом случае для определения исходной породы используются такие изменчивые характеристики, как включения или цвет. Работа Крынина по турмалину, в которой он выделяет 13 разновидностей или подтипов, а также исследования Вайтениджа по циркону — пример использования таких изменчивых параметров.

Площадное распределение характерной ассоциации тяжелых минералов определяется как осадочная петрографическая провинция. Картирование таких провинций существенно помогает нам изучать палеотечения и палеогеографическую обстановку. Для детального рассмотрения этой темы рекомендуем обратиться к исследованию Поттера и Петтиджона и работе Фюхтбауэра, посвященной песчаникам Германской молассы, как примерам использования тяжелых минералов в данном аспекте.

Кальцит, доломит и сидерит. Карбонаты широко распространены в песчаниках в качестве цемента, они могут быть представлены обломками пород или кальцитом, а также слагать окаменелости и обломки скелетов организмов.

Кальцит как цемент является столь же распространенным, что и кварц в мезозойских и кайнозойских песчаниках. В слабо сцементированных песчаниках кальцит наблюдается под микроскопом в виде оторочки песчаных зерен. Однако в большинстве песков с карбонатным цементом кальцит образует кристаллическую мозаику, заполняющую пространство между зернами. Каждая пора содержит один, самое большее два или три кристалла. В некоторых песчаниках кристаллы кальцита очень крупные — в диаметре 1 см или более. В этом случае говорят, что песчаники обладают пятнистым блеском. Неполная цементация таких песчаников приводит к формированию крупных кальцитовых эвгедральных кристаллов, обычно скаленоэдров, с включениями обломочного песка.

В некоторых песчаниках зерна кварца пространственно разобщены и как бы плавают в массе карбонатного вещества. Такие песчаники рассматриваются как первичная смесь обломочного кварца и обломочных карбонатов, причем последние перекристаллизованы и ныне не содержат никаких следов кластического происхождения.

В качестве цемента некоторых песчаников известен также доломит. Иногда он служит обломочным компонентом и представлен как в виде частиц, так и крупных обломков ромбоэдрических кристаллов.

В некоторых песчаниках присутствует сидеритовый цемент, но из-за неустойчивости и легкой окисляемости его можно наблюдать только в кернах или других свежих образцах и почти никогда — в естественных обнажениях.

Глинистые минералы и другие силикаты. Наиболее распространенные глинистые минералы, такие как каолинит и монтмориллонит, хлориты, разнообразные цеолиты, глауконит, содержатся во многих песчаниках. Некоторые из них характеризуются первичным обломочным происхождением, большинство же — диагенетические.

Каолинит встречается в порах некоторых песчаников в виде хорошо кристаллизованного «блокового» цемента. Очевидно, что этот минерал был осажден из раствора.

Существенными компонентами матрикса песчаников класса вакк являются серицит и хлорит — вещества, рассматриваемые одними исследователями как кристаллизованные глинистые осадки, отложившиеся одновременно с ассоциирующими песками, а другими — как аутогенные материалы, образовавшиеся при разрушении неустойчивых частиц породы.

Разнообразные цеолиты часто присутствуют в вулканокластических песках или песках, которые содержат вулканические примеси (например, вулканическое стекло). Наиболее часто встречаются в песчаниках такие цеолиты, как анальцим, ломонтит, гейландит, клиноптилолит, морденит, которые являются диагенетическими и образуются в значительной степени из вулканических материалов, включая стекло.

Глауконит в малых количествах присутствует во многих песчаниках, но лишь в некоторых из них (гринсендах) он составляет существенную часть. Он встречается главным образом в каркасе песчаников в виде гранул песчаной размерности. Обычно гранулы имеют почти сферическую форму, являются многолопастными по контуру, под микроскопом образуют микрокристаллическую массу от желтовато-зеленой до травянисто зеленой по цвету. Минералогия глауконита изучалась Грюнером, Беретом и Фостером Берет, в частности, показал, что вещество, именуемое «глауконитом», весьма разнообразно по составу и кристаллической структуре. Он выделил четыре его подвида, некоторые из них характеризуются незначительным содержанием калия. Содержание железа в глауконите зависит от его концентрации в среде осадконакопления, как и содержание калия, при этом низкое содержание калия указывает на незрелость или деградацию.

Коллофан. Некоторые песчаники содержат фосфаты. Фосфатное соединение коллофан — сложный аморфный карбонат фтор аппатит — встречается в виде рассеянных фосфатосодержащих обломков костей, а также в виде стяжений или гранул, реже — оолитообразных частиц. В некоторых фосфоритоносных песчаниках коллофан встречается в больших количествах и в виде зерен каркаса, и как цемент, который либо образует друзовидную оболочку на зернах кварца, либо служит микрокристаллическим выполнением пор.