Вторичные изменения пирокластических пород верхнего плиоцена и плейстоцена Азербайджана

БЮЛЛЕТЕНЬ КОМИССИИ ПО ИЗУЧЕНИЮ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА

1976

№ 46

Н. В. ПАШАЛЫ, М. Б. ХЕИРОВ, Т. М. САРАДЖАЛИНСКАЯ

ВТОРИЧНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ПИРОКЛАСТИЧЕСКИХ ПОРОД ВЕРХНЕГО ПЛИОЦЕНА И ПЛЕЙСТОЦЕНА АЗЕРБАЙДЖАНА

В отложениях верхнего плиоцена (акчагыльский и апшеронский ярусы) и плейстоцена (от бакинского до новокаспийского горизонтов включительно) Азербайджана довольно широким распространением пользуются пирокластические породы (Авдусин, 1935; Азизбеков, 1947; Паша-лы и др., 1970). Они формировались в различных тектонических и фа-циальных условиях и связаны с неоднородными по составу продуктами эксплозивной деятельности вулканов. Эти факторы, как и их различное стратиграфическое положение обусловили неравнозначную степень вторичных изменений тефрогенного материала. Глубокая переработка последнего приводит к образованию различных полезных ископаемых (бентониты, цеолиты и др.), поэтому изучение постседиментационных процессов, затрагивающих пирокластику, имеет определенный практический интерес. Нами рассматриваются интенсивность и характер преобразования вулканогенно-осадочных пород, отложившихся в морских, озерных и субаэральных (фация вблизи вулканического пояса) условиях.

Пирокластические породы морской фации в Азербайджане имеют наибольшее площадное распространение и относятся как к прибрежным, так и относительно глубоководным образованиям.

Пирокластические породы акчагыльского возраста прибрежной фации рассмотрены в западной части межгорной впадины в пределах Кировабад-Казахской наклонной равнины (Нафталанский район). Они характеризуются градационной текстурой, обусловленной сменой снизу вверх грубозернистых псаммитовых туфов их алевролитовыми и пели-товыми разностями. При этом меняется и окраска прослоев от буроватой в грубозернистых до желтовато-белесоватой и белесоватой в прослоях пелитоморфной структуры. Бурая окраска обусловлена интенсивной лимонитизацией псаммитовых туфов.

В псаммитовых туфах из цветных компонентов доминирует биотит (до 30%), а в пелитовых — обыкновенная роговая обманка (до 70%). Из других минералов тяжелой фракции в этих породах присутствуют авгит (до 5%), гиперстен (до 2%), магнетит —ильменит (до 14%), пирит (до 1%), циркон (до 2%)- Содержание лимонита в лимонитизиро-ванных псаммитовых туфах возрастает до 25%. В легкой фракции преобладает вулканическое стекло (до 85%), кроме того присутствуют кварц (до 15%) и полевые шпаты (до 3%).

Указанные разности прибрежных туфов от псаммитовых до пелитовых затронуты вторичными процессами. Псаммитовые туфы кроме интенсивной лимонитизации в разной мере гидрослюдитизированы и монт-мориллонитизированы. Причем монтмориллонит представлен глиноземистой разностью (бейделлитом). В незначительной степени развиты цеолиты. В алевритовых туфах увеличивается присутствие гидрослюды по сравнению с бейделлитом. Более интенсивной гидрослюдитизации подвержены пелитовые туфы, но здесь кроме бейделлита развивается и смешанослойный минерал бейделлит-гидрослюдистого состава, который в двух других разностях туфов зафиксирован не был.

Пирокластические породы относительно глубоководной фации исследованы на юго-восточном погружении Большого Кавказа в разрезах районов Утальги (Кобыстан) и Ясамальская долина (Апшеронский п-ов), а также и в восточной части межгорной впадины (Бабазанан), включая и ее продолжение в акватории Каспия (Бакинский архипелаг). Это-—то слабо уплотненные, то плотные (Бакинский архипелаг) породы светло-серые, серовато-бурые и серовато-желтые. Они представлены туфами и ортотуффитами (Дзоценидзе, 1969; Дзоценидзе, Хворова, 1970). По гранулометрическому составу как в первых, так и во вторых присутствуют разности от псаммитовых до пелитовых, причем количество последних увеличивается в направлении с запада на восток. По минералогическому составу как туфы, так и туффиты в нижней части акча-гыла характеризуются преобладанием в тяжелой фракции пироксенов (авгит, диопсид) и обыкновенной роговой обманки. В верхних прослоях доминирует биотит, содержание которого иногда достигает 97% (Апшеронский п-ов). В легкой фракции туфов содержится вулканическое стекло до 95%, которое в ортотуффитах несколько разбавляется собственно осадочным материалом. В некоторых из них отмечается ориентированная текстура (Бакинский архипелаг).

Пеплы относительно глубоководной фации интенсивнее затронуты вторичными процессами. В их тонкопелитовой составляющей преобладающими минералами попеременно являются монтмориллонит и бейдел-лит .и присутствует также заметная примесь гидрослюды и смешано-слойные образования с беспорядочным чередованием бейделлитовых и гидрослюдистых межслоевых промежутков. Определенную роль при этом играет заметная примесь К20 (до 3,0%) в тонкопелитовой фракции пеплов, что обычно способствует трансформации бейделлита, образующегося из вулканического стекла в начальную стадию его разложения, в гидрослюду по схеме:

вулканическое стекло->бейделлит-»-смешанослойные образования с чередованием бейделлитовых и гидрослюдистых межслоевых промежутков->-гидрослюда.

Для выяснения этого вопроса нами исследована тонкопелитовая фракция пепла с площади Утальги, обработанная трехнормальным раствором хлористого лития по методике Грин-Келли (Green-Kelly, 1957). Как видно на рис. 1, здесь помимо преобладающего глинистого минерала — бейделлита и небольшой примеси гидрослюды присутствуют, сме-шанослойные глинистые образования с неупорядоченным чередованием бейделлитовых и гидрослюдистых межслоевых промежутков. Для бейделлита характерна регистрация рефлекса 001 при 17,6—17,7 А после обработки образца 3NLiCl по указанной методике (Green-Kelly, 1957; Ратеев, 1968). Эта же обработка обычно приводит к сокращению d (001) монтмориллонита до 9,50—9,60 А. Но отсутствие при этом заметного усиления интенсивности рефлекса гидрослюды при 9,80—9,90 А указывает на отсутствие монтмориллонита в данном образце. Сокращение d (001) бейделлита до 9,00 А при обработке 1NKOH является еще одним подтверждением преобладания бейделлита в изученном образце (рис. 1, <9). Смешэнослойное образование бейделлит-гидрослюдистого ряда определено рефлексом (001) Б: (001) Г при 12,6 А(рис. 1, г), что соответствует наличию в данном образовании около 30% гидрослюды и 70% бейделлитовых межслоевых промежутков. Как гидрослюдитизация, так и монтмориллонитизация в породах этой фации протекает интенсивнее, чем в прибрежной. Кроме того они хлоритизированы, цеолитизиро-ваны и эпидотизированы. Монтмориллонит развивается в виде псевдо-порфиробластов зернисто-волокнистого сложения. Хлорит в виде нитевидных образований фиксируется по периферии кристаллокластов (био-

тит, полевые шпаты) или в их массе. Полевые шпаты изредка затронуты эпидотизацией. Цеолиты образуют скопления из 2-3 индивидуумов, выполняющих пустоты или мелкие участки. Цветные минералы (биотит) в результате вторичных изменений имеют волнистое угасание.

Пирокластические породы апшерон-ского возраста, формирующиеся в морских условиях, также приурочены к прибрежным и относительно глубоководным фациям.

Прибрежные пирокластические породы рассмотрены нами в центральной части межгорной впадины, где они образуют прослои в апшеронских отложениях, принимающих участие в строении Дуздагской антиклинальной складки. Это светло-серые тонкозернистые псаммитовые туфы биотито-роговооб-манковые, почти не затронуты вторичными процессами.

Пирокластические породы относительно глубоководной фации исследовались нами в разрезах апшеронских отложений Бакинского архипелага. Это плотные белесоватые пелитовые туфы (средний апшерон) и ортотуффиты (верхний апшерон). В первых из них преобладающий цветной компонент — авгит, а во вторых — авгит и энстатит (преобладает над авгитом). Эти породы в отличие от тех, что отлагались в прибрежных условиях, монтмориллони-тизированы. Кроме того, в них развиваются смешанослойные образования гидрослюдисто - монтмориллонитового ряда. Монтмориллонит обычно плохо окристаллизован. В плоскопараллельных шлифах этот минерал фиксируется

Рис. 1. Дифракгограммы тонкопелито-вой фракции пепла акчагыльского возраста разреза плошади Утальги

а — воздушно-сухого образца; б — насыщенного глицерином; в — нагретого при 550—580° С; г — обработанного трехнормальным раствором хлористого лития по методике Грин-Келли; д — обработанного однонормальным раствором едкого калия

в виде спорадически развивающихся сплошных масс или псевдопорфиробла-

стов с заливообразными очертаниями. Местами пирокластика пигментируется хлоритом (клинохлор и пеннин). Цеолит, замещающий вулканическое стекло, не нарушает морфологию последнего. При цеолитизации стекол с волокнистым строением последнее несколько сглаживается. Есть случаи совместного замещения пирокластики цеолитом и хлоритом. Первый развивается в массе эксплозивных минералов, а второй — по их периферии или как бы зажат между волокнами вулканического стекла и является более поздним образованием, чем цеолит.

Пирокластические породы четвертичного возраста прибрежной фации исследовались, как и апшеронские, в западной части Куринской депрессии в разрезе антиклинальной складки горы Дуздаг. По возрасту они — верхнебакинские и нижнехазарские. И те и другие — массивные, первые из них — белесоватые алевритовые, вторые — розовые неотсор-

тированные туфы. По преобладающему цветному компоненту алевритовые туфы энстатитовые, а неотсортированные — роговообманково-пиро-ксеновые (авгит и диопсид). В отличие от апшеронских прибрежных туфов этого разреза, четвертичные туфы имеют более мелкозернистую структуру, более основной состав, несколько бейделлитизированы и очень слабо (следы) гидрослюдитизированы. Окристаллизованность вторичных минералов очень плохая.

В относительно глубоководной фации (Бакинский архипелаг) нижнехазарские пирокластические породы содержат более 50% примеси собственно осадочного материала, и относятся к паратуффитам. Это — светло-серые тонкозернистые слоистые породы, по гранулометрическому составу — алевриты, в которых присутствуют до 23% каждая пелитовая и псаммитовая разности. Преобладающим цветным пирокластическим минералом в них является обыкновенная роговая обманка (до 40% тяжелой фракции) и авгит (до 15% тяжелой фракции). Собственно осадочный компонент представлен мусковитом, эпидотом, различными акцессорными минералами. В легкой фракции кроме тефрового материала присутствуют обломки кремнистых, глинистых и эффузивных пород, глауконит. В отличие от прибрежных туфов они интенсивнее изменены гидрослюдитизацией и монтмориллонитизацией. Количество гидрослюды в них достигает 40%, а монтмориллонита — 20%. Кроме того, в них развивается хлорит (до 5%) и смешанослойные минералы гидро-слюдисто-монтмориллонитового ряда (до 10%)- Отмеченный на дифрак-тограймах каолинит (до 15%), видимо, является собственно осадочным минералом. В шлифах гидрослюда фиксируется в виде лейст, оконту-ривающих минералы псаммито-алевритовой размерности, а хлорит — пигментирующим тонкопелитовую пепловую связующую массу. Кроме того, он развивается по роговой обманке и волоконцам вулканического стекла. Некоторые зерна хлорита глауконитизированы. Монтмориллонит фиксируется в анализаторе в виде сплошных масс светло-коричневой окраски и по волнистому угасанию. Цеолиты встречаются редко в виде мелких скоплений, выполняющих пустоты пузырчатого стекла.

Пирокластические породы, отложившиеся в озерной фации, наиболее развиты в Араксинской наложенной мульде (юго-восточное погружение Малого Кавказа). По возрасту они относятся к акчагылу и апшерону (Шихалибейли, 1967; Пашалы, Сулейманов, 1973). В последнем наибольшее количество прослоев этих пород в нижнем и верхнем горизонтах. Они представлены туфами в акчагыле от псаммитовой до пелитовой размерности. В нижнем апшероне нередки и гравийные разности этих пород. Неменьшим распространением, особенно в нижнем апшероне, пользуются ортотуффиты, также от гравийной (акчагыл, нижний и средний апшерон) до пелитовой (нижний и верхний апшерон) размерности. Паратуффиты в акчагыле отмечены в виде единичных прослоев туфо-песчаников, а в нижнем апшероне — неотсортированных и пелитовых разностей. Окраска этих пород — белесоватая, с оттенками сероватых, зеленоватых и буроватых тонов. Текстура их горизонтальнослоистая, микрослоистая, реже — косослоистая. Слоистость обусловлена гранулометрической дифференциацией и изменением состава. Отмечаются петельчатая и крапчатая текстуры. Разбавляющий компонент в орто- и паратуффитах в основном терригенный, реже хемогенный (кальцит, гипс, целестин). Из органических остатков присутствуют спикули губок, угнетенные фораминиферы, диатомеи.

В породах этой фации широко развиты вторичные изменения — монтмориллонитизация, гидрослюдитизация, цеолитизация, кальцитиза-ция, слабая хлоритизация, вермикулитизация, глауконитизация. Развиваются смешанослойные глинистые минералы хлорит-гидрослюдистого

а, б, в — то же, что и на ряс. 1.

состава, а также палыгорскит. Следует отметить, что степень интенсивности вторичных процессов ослабевает от паратуффитов к ортотуффи-там и туфам и в каждом случае от тонких к грубым разностям пород. Так, например, в паратуффитах наибольшее количество вторичных минералов отмечено в туфопелитах и неотсортированных разностях, в которых преобладает глинистая фракция, а в ортотуффитах — это пелито-туффиты и также неотсортированные разности, с преобладанием тонких фракций. Интенсивнее всего в породах озерных фаций развивается монтмориллонит вплоть до образования монтмориллонитизированных орто- и паратуффитов (монтмориллонитизированные пелитотуффиты и туфопелиты).

Монтмориллонит под микроскопом фиксируется то в виде сплошной светло-коричневой массы, поляризующей в этих же тонах, то в виде как бы перистых образований, индивидуализирующихся только в поляризованном свете. Нередко монтмориллонит развивается в виде нитевидных образований вокруг пирокластики псаммитовой и алевритовой размерности. Кроме того, монтмориллонит выполняет стенки ячеек вулканического стекла, имеющего пемзовидную структуру, или развивается вдоль волокон, подчеркивая волокнистое строение замещаемого шлакового материала. Присутствие доминирующего количества монтмориллонита в рассматриваемых породах подтверждается регистрацией на дифракто-граммах исходных образцов базального рефлекса первого порядка при ~ 14,6 А, который смещается до 17,7 А при насыщении глицерином и сокращается до 9,80 А после обработки 3NLiCl и прокаливания образца при 550—бвО^С (рис. 2), что соответствует наличию в обменных положениях ионов Са2+. Развитие монтмориллонита по вулканическому стеклу видно и на электронных микрофотографиях (рис. 3, А).

Гидрослюда количественно уступает монтмориллониту, но как и последний она присутствует во всех отмеченных выше породах. В плоскопараллельных шлифах этот минерал фиксируется или в глинистой массе, замещающей тонкий туфовый материал, или по периферии алевритовой составляющей породы. И в том и другом случаях гидрослюда

развивается в виде лейстовидных образований. Рентгенографически она определяется регистрацией на дифрактограммах базального рефлекса первого порядка (и его высоких порядков) при 9,80—10,0 А, стабильных как при насыщении глицерином, так и при нагреве (см. рис. 2).

Хлорит, распространенный здесь, как и указанные выше минералы, количественно уступает двум предыдущим. Что касается его распределения по типам пород, то он развивается не только в орто- и паратуффи-тах, но нередко и в туфах. В последнем случае он отмечается по нитевидным трещинкам вулканического стекла и по периферии его зерен, обусловливая петельчатую текстуру, хорошо наблюдаемую в поляризованном свете. В плоскопараллельных шлифах он отмечается так же в виде сплошных масс по пепловому материалу и является продуктом де-витрификации вулканического стекла. На дифрактограммах этот минерал фиксируется характерным для него базальным рефлексом при d (001) = 13,9—14,1 А (и его высокими порядками), стабильным при насыщении глицерином и прокаливании при 550—580° С (см. рис. 2, А, В).

Вермикулит отмечен только в плоскопараллельных шлифах неотсортированных туфов и туфосуглинков и имеет две формы нахождения. Первая из них — результат замещения биотита, который расслаивается и приобретает червеобразную форму или форму растянутой «гармошки». При этом одни пакеты биотита сохраняют свою интерференцию и окраску, а другие становятся бесцветными. На дифрактограммах рефлексы этого минерала не зафиксированы. Правда, Норин (Norin, 1953) показал, что в осадках Тирренского моря минералы, образованные по биотиту, на этой стадии изменения обнаруживают рефлексы иллита и хлорита. Вторая форма нахождения описываемого минерала по дан-

ным плоскопараллельных шлифов — «гармошкоподобные» образования в сплошной массе монтмориллонитовых участков некоторых туфопели-тов. Возможно, это смешанослойный минерал монтмориллонит-вермику-литового состава.

Магнезиальные минералы сепиолит-палыгорскитового типа в заметных количествах присутствуют в известковом туфопелите акчагыльского возраста, что легко определяется по электронным микрофотографиям (см. рис. 3, Б), хотя с трудом они улавливаются на дифрактограммах (см. рис. 2, Б). В значительно меньшем количестве минералы этой группы отмечены только электронной микроскопией в пелито-туффитах верхнего апшерона (Акера-45).

Широко распространены в пирокластических породах озерной фации смешанослойные образования гидрослюдисто-хлоритового ряда. В возрастном отношении они присутствуют, начиная от акчагыла до верхнего апшерона включительно. В этих образованиях слюдистые и хлоритовые межслоевые промежутки чередуются в основном неупорядоченно. Они определены регистрацией на дифрактограммах при насыщении и нагревании при температуре 550—580° С рефлекса внутри интервала 10,2— 13,6 А. Конкретное положение этого рефлекса зависит от количественного соотношения между межслоевыми промежутками указанных типов. В образце из Баласолтанлы-137 он фиксирован при 11,2 А, что соответствует содержанию в этих образованиях 33% слюдистых и 67% хлоритовых межслоевых промежутков (см. рис. 2, В).

Интенсивное вторичное изменение в рассматриваемых породах обусловлено рядом причин. Прежде всего оно связано с аридностью климата, в котором происходило накопление отложений верхнего плиоцена и постплиоцена. Об этом свидетельствует не только присутствие в отдельных породах большого количества магнезиальных минералов, но также значительная карбонатность пород и нередко присутствие гипса.

Развитию монтмориллонита, а также магнезиальных минералов в озерных условиях способствовала обогащенность последних магнием. Большое количество магния могло поступать в водоем за счет денудации на водосборах основных (габбро, габбро-нориты, габбро-амфиболиты среднего эоцена) и ультраосновных (серпентиниты, перидотиты, ду-ниты и пироксиниты сантона и кампана) пород, широко развитых в пределах центральной части Малого Кавказа и его южного склона. Продукты их дезинтеграции поставлялись палеореками (палео-Акера, палео-Козлучай, палео-Кенделанчай и др.) в водоем, в котором формировались описываемые отложения.

Выше мы отмечали, что в паратуффитах аутигенное глинообразова-ние интенсивнее, чем в ортотуффитах и в туфах. Здесь, видимо, скорость накопления туфов и ортотуффитов была причиной их слабой диагенети-ческой переработки. В то же время паратуффиты, содержащие в преобладающем количестве осадочный материал, имели более замедленную седиментацию, способствующую более глубокой диагенетической переработке пирокластики. Наряду с этим, мы предполагаем, что поступающий собственно осадочный глинистый компонент в зоне аккумуляции выполнял роль стимулятора, ускоряющего процесс вторичного преобразования тефрового материала.

Пирокластические породы фации лав и туфов околовулканического пояса исследованы на юго-восточном склоне Малого Кавказа в Кель-баджарской наложенной мульде в разрезе района Садунлар. В этом разрезе в основании залегает туфобрекчия темно-серая с фиолетовым оттенком верхнеапшеронского возраста (Шихалибейли, 1967; Пашалы, Сулейманов, 1973). Мощность туфобрекчии до 15 м. Выше следует поток андезита мощностью 12 м, относящийся к нижнему плейстоцену. На

/

а

б

в

г

Л

а

Рис. 4. Форма нахождения альбита и цеолитов в пирокластических породах фации лав и туфов околовулканического пояса

У — альбит: а — сростки, б — неравномерное угасание, в — выросты из вулканического стекла, г — с включением рудного минерала; //— цеолиты: а, 6, в — выросты из вулканического стекла, г—с включением рудного минерала

последнем залегает туфобрекчия (мощность 30 м) серовато-фиолетовая, чередующаяся с кирпично-красной разновидностью. Заполнителем ту-фобрекчии являются туфы. Стратиграфически выше следуют туфы белые с розоватым оттенком, мощностью до 0,1 м, которые перекрываются белыми неотсортированными туфами мощностью 12 м. Они перекрыты паратуффитами (мощность б м), а эти в свою очередь ортотуффитами (альбитизированные суглинистые туффиты розовой и коричневой окраски) мощностью 8 м. Преобладающий минерал тяжелой фракции всех отмеченных пород — авгит, которому подчинена обыкновенная роговая обманка. В этом разрезе все породы, залегающие выше андезитового потока, затронуты вторичными процессами. Туфобрекчия, залегающая непосредственно на андезитовом потоке, интенсивно альбитизирована. Белые туфы с розоватым оттенком сильно цеолитизированы и слабее альбитизированы. Последним процессом интенсивно затронуты белые туфы, залегающие на тех, которые имеют розоватый оттенок. В них наряду с альбитом развивается и цеолит, количество которого в легкой фракции составляет 40%. Залегающие выше паратуффиты слабо альбитизированы, в то время как ортотуффиты в верхней части разреза альбитизированы интенсивно (содержание альбита в легкой фракции 70—80%) и несколько цеолитизированы. Присутствие цеолитов уменьшается от 10 до 5% в туффитах, залегающих в кровле разреза.

Альбит (рис. 4, 1а — г) в указанных породах часто присутствует в виде хорошо образованных призм и таблиц с пирамидальными концевыми гранями. Водянопрозрачен, редко полисинтетически сдвойнико-ван, иногда с нерезко выраженной зональностью. Угасание в последнем случае волнистое, расходящееся от центра к периферии. Есть случаи как бы пятнистого угасания минерала, что, видимо, связано с деформацией его внутреннего строения. Нередки сростки из 2-3 индивидуумов альбита. Наблюдаются случаи, когда альбит, развиваясь по стеклу, оконтуривается по периферии зернистой массой последнего (рис. 4, /в), сохранившегося от замещения. Отмечаются в альбите включения рудного минерала. На дифрактограммах альбит фиксируется по рефлексам с межплоскостными расстояниями 4,05—4,08; 3,73—3,76; 3.20—3,21 А и др.

Цеолиты — от мелкоалевритовой до псаммитовой размерности, чаще — неправильной, реже — хорошо образованной кубической формы

(рис. 4, 11а — г), изотропные или слабо поляризуют. Нередки случаи, когда, замещая стекло, грани цеолита образуют выросты из массы по-•следнего. При этом цеолит иногда сохраняет оскольчатую, зернистую и шлаковую (пемзовидную) структуру замещающей пирокластики. Встречаются друзы из мелких кристаллов цеолита.

На дифрактограммах цеолиты фиксируются по рефлексам 3,45; 2,97; 1,78; 1,40 и др., что свидетельствует о принадлежности их главным образом к анальциму.

Вторичные изменения описываемых пород следует объяснить процессами эксгаляции, которые действуют после излияния андезитового потока и сопровождают эксплозивную деятельность вулканов Армянского нагорья. Различный состав пород, подвергшихся вторичным изменениям, обусловил различный характер последних и их интенсивность. В тяжелой фракции интенсивно цеолитизированного туфа белой окраски с розоватым оттенком преобладает биотит, являющийся производным более кислой магмы. По данным химических анализов содержание в нем 5Ю2 составляет 69,32% (табл. 1). Во всех других породах преобладающим цветным компонентом тяжелой фракции являются пиро-ксены, в частности авгит, иногда в ассоциации с энстатитом. В них содержание ЭЮг не превышает 58,5%, т. е. они являются производными более основной магмы. Слабую альбитизацию паратуффитов мы склонны объяснить значительной примесью в них собственно осадочного материала.

Таблица 1

Химический состав пирокластических пород фации лав и туфов околовулканического

пояса

Компоненты химического состава Цеол визированный туф Туффит неотсортированный Компоненты химического состава Цеолитиэирован-ный туф Туффит неотсортированный

обр. 349 обр. 347 обр. 349 обр. 347

БЮ,, 69,32 53,54 БО, <0,01 0,03

А1203 16,62 16,03 СаО 0,71 3,00

2,62 5,46 MgO — 1,90

РеО 0,07 0,72 кго 5,20 3,40

тюг 0,25 0,52 Ыа20 5,40 4,00

Рг06 0,24 0,16 п/пр 0,12 5,80

МпО 0,03 0,08 2 100,53 99,64

Н20 0,11 2,25

Резюмируя изложенное выше на примере пирокластических пород верхнеплиоцен-плейстоценовых отложений Азербайджана, можно придти к следующим выводам.

1. Наиболее интенсивной переработке по масштабности и характеру вторичных изменений подвержен тефрогенный материал фации лав и туфов околовулканического пояса (табл. 2), где значительное влияние •оказывают гидротермальные процессы, сопутствующие поствулканиче-•ской деятельности вулканов.

2. В морской прибрежной фации на степень изменения пирокластики кроме условий седиментации и возраста оказывает влияние гранулометрический состав пирокластики, ее химизм и примесь собственно осадочного материала. Примером могут служить туфы апшеронских и четвертичных отложений этой фации. Первые из них, несмотря на более древний возраст, остались почти не затронутыми вторичными процес-

Таблица 2

Вторичные изменения пирокластических пород различных фаций верхнего плиоцена и плейстоцена Азербайджана

Возраст

Фация

Породы

Мощность,

Окраска

Преобладающа« минералы тяжелой фракции

Вторичные процессы

Прибрежная

Относительно глубоководная

=1

о

Озерная

<

Прибрежная

Относительно глубоководная

То же

X X

о.

О) «

Псаммитовые туфы

Пелитовые туфы

Туфы

1 От псамми-

Ортотуффиты} товых до I пелитовых

Туфы от псаммитовых до пелитовых

Туфопесчаники Псаммитовые туфы

Пелитовые ортотуффиты

Пелитовые туфы

до 0,3

0,2

0,2 0,3

до 5

1

0,2 0,1

0,15

Бурая

Желтовато-белесоватая и белесоватая

Светло-серая, серовато-бурая, серовато-желтая

Белесоватая сероватых, зеленоватых и буроватых оттенков

Светло-серая Белесоватая

То же

Биотит

Роговая обманка

В верхних прослоях биотит, в нижнем—авгит, дио-псид, роговая обманка

Роговая обманка

Роговая обманка, меньше биотит

Авгит и энстатит

Авгит

Лимонитизация, гидрослюдитизация, монтмориллонитизация (бейделлит), незначительная цеолитизация Интенсивнее гидрослюдитизация, кроме бейделлита развиваются см-сл минералы бейделлит-гндрослюдистого состава Интенсивнее, чем в прибрежных гидрослюдитизация, монтмориллонитизация, больше см-сл бейделлит-гидрослюди-стых образований, хлоритизация, эпи-дотизация. Биотит гаснет волнисто. Указанные процессы протекают более интенсивно

Монтмориллонитизация, гидрослюдитизация, цеолитизация, кальцитизация, слабая вермикулитизация, глауконити-зация, см-сл хлорит-гидрослюдистого ряда, палыгорскитизация. (В пелитовых туфах эти процессы интенсивнее). Указанные процессы проявляются интенсивнее

Не изменены

Монтмориллонитизация см-сл гидрослю-дисто-монтмориллонитового ряда, хлоритизация, цеолитизация То же

>х

X

X

И

о.

си

03

в

о

а.

V

а

а

< ж

X

X

*

я

X

X

о

т

X

о.

о

и

>Х

К

X

о

X

X

*

я

ш

Озерная

Лав и туфов околовулканического пояса

Пелитовые ортотуффиты

Псаммитовые ортотуффиты

Псаммитовые туфы Пелитовые паратуффиты

Туфобрекчия Туфы

Несортированный туф Паратуффиты ' Ортотуффиты

1,5

до 1 7

2,5

30 0.1

12

6 8

Беледоватая с буроватым оттенком

Белесоватая с зеленоватым оттенком Синевато-серая Белесоватая с буроватым оттенком

Серовато-фиолетовая и кирпично-красноватая, белая с розоватым оттенком Белая

Серовато-белесоватая

Розовая и коричневая

Роговая обманка

Авгит, подчинена роговая обманка

Монтмориллонитйзация пели-?оту ффитов. В меньшей мере гидрослюдитизация, цеолитизация, кальцитизация, слабая хлоритизация, вермикулитизация, глау-конитизация, см-сл хлорит-гидрослю-дист^го ряда, палыгорскитизация То же, но с меньшей интенсивностью

Монтмориллонитизация туфопелитов, в меньшей мере протекают гидрослюдитизация, цеолитизация, кальцитизация, слабая хлоритизация, вермикулитизация, глауконитизация, присутствуют палыгорскит и см-сл хлорит-гидрослюдистого ряда

Интенсивная альбитизация Сильная цеолитизация, слабая альбитизация

Интенсивная альбитизаиия, меньше цеолитизация

Слабая альбитизация

Интенсивная альбитизация, слабая цеолитизация

сами, так как являются дериватами более кислой магмы. Вторые, т. е. четвертичные, как более основные, несколько изменены.

3. Между степенью изменения туфов и туффитов относительно глубоководной морской фации и их гранулометрическим классом существует обратная, а между степенью изменения и возрастом, а также количественным содержанием собственно осадочного пелитового материала — прямая зависимость. Собственно осадочный материал, как было сказано выше, в зоне аккумуляции оказывает стимулирующее действие на вторичные изменения пирокластики. Кроме того, степень переработки пирокластики зависит от геохимических особенностей бассейна седиментации и климатических условий. Аридный климат, благоприятствуя испарению, повышает солевой режим бассейна, способствуя таким образом более активной переработке пирокластики. К аналогичным выводам можно придти и в отношении вторичных изменений пирокластики озерной фации, правда глубина этих изменений по сравнению с морскими фациями (относительно глубоководными) несколько ограничена.

4. Наиболее благоприятные фации для интенсивной переработки пи-рокластических пород, вплоть до возможного формирования полезных ископаемых — фации лав и туфов околовулканического пояса и относительно глубоководные морские фации.

5. В начальных стадиях изменения пирокластического материала из глинистых минералов возникает бейделлит, который в дальнейшем трансформируется в зависимости от физико-химических условий среды в гидрослюду или в монтмориллонит. При этом богатая калием морская среда способствует преобразованию бейделлита в гидрослюду через смешанослойные глинистые образования бейделлит-гидрослюдистого ряда, а магний благоприятствует трансформации бейделлита в монтмориллонит через смешанослойные образования бейделлит-монтморилло-нитового ряда.

6. Немаловажную роль в процессе преобразования вулканического материала в морской среде играет проницаемость пирокластических пород, с возрастанием которой идет более глубокая и быстрая переработка тефрогенного компонента.

ЛИТЕРАТУРА

Авдусин П. П. Пирокластические осадки в третичном комплексе пород северо-восточного Азербайджана.— Нефт. хоз-во, 1935, № 10.

Азизбеков Ш. А. Вулканические пеплы Азербайджана —Тр. Ин-та геологии АН Азерб.ССР, т. 13. Баку, il 947.

Дзоценидзе Г. С. Роль вулканизма в образовании осадочных пород и руд. М., «Недра», '1969.

Дзоценидзе Г. С., Хворова И. В. Основные принципы разработки рациональной систематики и номенклатуры вулканогенных обломочных пород. Тбилиси, 1970.

Пашалы Н. В., Сулейманов Д. М„ Сандлер Г. Д. Пирокластические породы морской и 1 континентальной фации антропогена Азербайджана.— В сб.: Классификация и номенклатура вулканогенно-осадочных пород, Тбилиси, 1970.

Пашалы Н. В., Сулейманов Д. М. Литологические особенности и возраст акеринской, сисианской и герюсинской свит юго-восточного склона Малого Кавказа.— ДАН СССР, 1973, т. 213, № 5.

Ратеев М. А. Аутигенное глинообразование при вулканогенно-осадочном литогенезе — В кн.: Осадкообразование и полезные ископаемые вулканических областей прошлого, т. I. М., «Наука», 1968.

Шихалибейли Э. Ш. Геологическое строение и история тектонического развития восточной части Малого Кавказа, т. III (История тектонического развития). Баку, Изд-во АН Азерб. ССР, 1967.

Green-Kelly К. Identification of montmorillonoids.— Journ. Soil. Sei., 1957, 4, 233—237.

Norin E. Occurence of authigenic illitic mica in sediments of the Central Tyrrhenian sea.— Bull. Geol. Inst. Uppsala, 1953, 34.