Литология. Кн. 3 - Фролов В.Т.
ISBN 5-211-03404-Х
Скачать (прямая ссылка):
Современный вулканоэлювий представлен зонами, или полями, отбеливания — белыми или разноцветно пятнистыми крупными участками или концентрическими поясами, в которых на поверхности или вблизи нее накапливаются ли-
мониты, сульфидные руды, опалиты, сульфатолиты и другие соли, жилы и грифоны самородной серы, а ниже они обычно сменяются мощными белыми каолинами. Но зональность и строение вулканоэлювия чаще всего исключительно сложные (это обычно выражается термином «пятнистость»), что наглядно представлено на стенках каньона Долины гейзеров на Камчатке и отражает сложные пути перемещения растворов в разных направлениях в зависимости от режима гидротерм и метеорных вод.
Отличия в минеральном составе наиболее значительны: в типичном экзогенном элювии нет закисных минералов, особенно сульфидов, а также разнообразных сульфатов, мышьяковых, сурьмяных и других редких соединений и самородной серы и очень редко встречаются опалиты, а в вулканоэлювий все это обычно. Отсюда и иной комплекс полезных ископаемых. Однако, по крайней мере, одна из основных групп компонентов — глинистая (каолины, смектиты, палыгорскиты и др.) — общая. В целом, несмотря на существенные различия, оба типа едины в главном: в способе (жидкий метасоматоз) и условиях (приповерхностных) формирования; в общем характере возникающих продуктов — аморфных, колломорфиых, микро- и скрытокристаллических, сильно гидратированных, в значительной мере окисленных, в преобладании не эндогенных, а экзогенных элементов, соединений и минералов (глинистых, кремневых, гидроокисных, сульфатных).
Широко распространен и подводный вулканоэлювий. Он стал изучаться 20—30 лет назад (Д. Метьюз, А. Р. Гептнер, Н, Н. Перцев, В. Л. Русинов, А. Миясиро, Т. И. Фролова, В. Б. Курносов и др.). На южном склоне Бермудского поднятия обнаружены интенсивная калишпатизация (до 60— 80% породы) базальтов, развитие селадонита, апофиллита, свидетельствующих о гидротермальном, хотя и низкотемпературном (400C) метасоматозе, палагонита, смектитов (с привносом магния из морской воды), цеолитов, хлоритов, палыгорскитов, сепиолитов, кальцитов, сульфидов (пирит, халькопирит и др.) и т. д. Интенсивнее изменяются трещиноватые зоны, брекчии и периферия шаров базальтов. Д. X. Метьюз (1973) в восточной части Атлантики установил довольно высокотемпературное (более 2000C) преобразование базальтового стекла в сидеромелан, основной массы в хлорофеит (аморфную фазу будущего хлоритового смек-тита), а при температурах около и ниже 2000C плагиоклаз: замещается ортоклазом, образуются цеолиты, среди которых отсутствуют низкотемпературные филлипсит и клиноптило-лит, характерные для глубоководных осадков, происходит аргиллизация (образование фибропалагонита и фиброхло-рофеита). Срединно-атлантические базальты испытывают натровый метасоматоз (Миясиро, 1973). О. С. Ломова (1975,
1979) показала образование палыгорскитовых и сепиолито-вых глин в связи со щелочным вулканизмом Восточной Атлантики.
Древние вулканоэлювиальные образования хорошо изучены в связи с колчеданными и другими рудными месторождениями'Урала, Казахстана и других регионов, приуроченных к полям вторичных кварцитов — ископаемых аналогов современных фумарольно-сольфатарных зон отбеливания (Прокин и др., 1973; Наковник, 1947, 1964 и др.; Набоко, 1959, 1963 и др.; Омельяненко, 1975, 1978 и др.).
Гидротермные отложения объединяют осадки вулканических и не связанных с вулканизмом эндогенных источников на поверхности литосферы или вблизи нее, например в пустотах лавовых потоков. Они чаще всего генетически связаны с вулканоэлювием, поставляющим большую часть растворенных компонентов для химического осаждения на суше (гейзериты и т. п.) и под водой. Оно начинается еще в пределах сольфатарно-фумарольных полей в мелкой форме — сульфидные лужи, серые грифоны — конусы высотой до 5—10 м, которые входят в парагенез вулканоэлювия, — продолжается в ручьях и речках, дренирующих поля отбеливания, в виде лимонитовых каскадов — железных руд иногда промышленного масштаба, а также отложений опала — опалитов и продолжается в озерах (в том числе и кратерных), лагунах, западинах на шельфе, а иногда и в пелагиали. Гидротермальный внос происходит и на дне водоемов и уже достаточно хорошо изучен в рифтовых зонах океанов, в Красном море и других районах с металлоносными осадками (А. Р. Миллер, Г. Н. Батурин, И. М. Варенцов, Г. Ю. Буту^ зова, А. П. Лисицын и др.).
Помимо некоторых яшм и других силицитов гидротермно-осадочный генезис в водоемах вероятен у части железных и марганцевых руд. Они обладают обычными текстурно-структурными признаками — тонкой слоистостью, аморфностью, оползневыми деформациями слоистости и т. д., — что создает проблему разграничения их с экзогенными химическими отложениями того же состава. Геохимические отличия имеются, но пока они не универсальны* К гидротермным следует относить накопления ясного гидротермального источника, какими являются мало оторванные во времени и в пространстве отдельные кремневые, железные и марганцевые отложения ранга ГТ. При неуверенности их следует считать экзогенными. По существу это единый генетический тип отложений (см. кн. 2, гл. 10). О гидротермальности свидетельствуют «обратная» геохимическая зональность (восстановленные формы элементов у источника и окисленные на удалении от него), ассоциация с сульфидами меди, свинца, цинка и другими гидротермальными соединениями и минералами, как это имеет место в красноморских рудных осадках.
