Систематика эпипород
В первом приближении вся совокупность эпипород может быть подразделена на две группы. К первой группе относятся широко распространенные эпипороды, представленные парагенезисами минералов, состоящих в основном из петрогенных химических элементов (Si, Al, Fe, Mg, Ca, К, Na). Разнообразие подобных минеральных парагенезисов сравнительно невелико и, соответственно, ограничено число видов таких эпипород. Они слагают основную часть метасоматического слоя литосферы и играют главную роль в региональной метасоматической зональности.
Вторая группа эпипород имеет ограниченное распространение. Эпипороды этой группы включают в качестве породообразующих минералы средне-низкокларковых элементов и тем самым являются природными аномалиями геохимического поля литосферы. Тела этих эпипород локальны и встречаются относительно редко. Существенная их особенность заключается в том, что входящие в состав этих эпипород минералы средне-низкокларковых элементов, как правило, развиваются совместно с минералами петрогенных элементов. При этом в большинстве случаев сохраняются некоторые видовые особенности эпипород широкого распространения. Таким образом, эпипороды второй группы во многих случаях могут рассматриваться как разновидности эпипород первой группы. Кроме того, в эту группу входят и самостоятельные в видовом отношении эпипороды и, в первую очередь, собственно рудные агрегаты. Вся разнообразная совокупность эпипород второй группы отличается незначительными масштабами распространения и может быть названа акцессорной. В дальнейшем мы остановимся на рассмотрении эпипород первой группы, особо не оговаривая это в каждом случае.
Для выделения различных видов эпипород как образований породного уровня организации вещества можно использовать имеющийся опыт систематики горных пород.
Еще Ф. Циркель, X. Розенбуш, Ф. Фуке и М. Мишель-Леви считали главными систематическими признаками, определяющими видовую принадлежность горных пород, минеральный состав и структуру минерального агрегата. Такой же подход отстаивали Е.С. Федоров и, наконец, А.Н. Заварицкий, который считал, что «классификация и определения горных пород не могут быть основаны на признаках, выражающих предполагаемые генетические связи... В их основание должны быть положены признаки вполне объективные, не предполагаемые, а наблюдаемые». По Е.С. Федорову, это такие признаки, «... которые могут быть констатированы на каждом данном куске горной породы». Отмеченные положения отражают общий для неживой природы структурно-вещественный принцип систематики, лежащий в основе концепции об уровнях организации вещества. Этот принцип сформулирован В.И. Драгуновым, И.В. Крутем, Ю.А. Косыгиным, В.И. Васильевым и наиболее полно рассмотрен в книге «Проблемы развития советской геологии».
Эпипороды, так же как и первичные породы, могут быть систематизированы по минеральному составу и структурным отношениям слагающих их минералов. Статистически устойчивые ассоциации эпигенетических минералов, т. е. наборы минералов, характеризующиеся постоянно повторяющимся со-нахождением в природных условиях с выдержанными количественными соотношениями, не представляют особых трудностей для выделения. Обычно они фиксируются как при рядовых петрографических исследованиях, так и при специальном изучении эпигенетических образований. Второй независимый систематичиеский признак — структурные отношения между эпигенетическими минералами, т. е. структуры эпипород, устанавливается значительно труднее. Эти структуры изучены совершенно недостаточно. Во всяком случае, располагая атласами структур осадочных, магматических и метаморфических пород, петрографы не имеют такого же атласа для метасоматических и других эпигенетических образований. Так как в настоящее время петрографические структуры носят чисто описательный характер и воспринимаются в основном образно, отсутствие такого атласа является существенным препятствием в развитии петрографии эпипород.
Остановимся на основных моментах, определяющих структуры эпипород. Эпипороды различаются по размерам слагающих их минералов. По преобладающим размерам кристаллических индивидов могут быть выделены: скрытокристаллические (меньше 0,01 мм), мелкокристаллические (0,01—0,1 мм), среднекристаллические (0,1—1 мм) и крупнокристаллические (больше 1 мм) эпипороды. При этом эпипороды, как и другие горные породы, бывают равномерно- и неравномернозернистые.
Количественные соотношения между эпигенетическими минералами также имеют важное значение при характеристике эпипород. В них выделяются породообразующие минералы и минералы-примеси.
Формы выделения эпигенетических минералов весьма существенны для качественного описания структурных отношений. Как и в исходных породах, в эпипородах минералы различаются по степени идиоморфизма, что позволяет выделять две группы структур: псевдоморфные и автоморфные.
В псевдоморфных структурах связь между новообразованными минералами определяется избирательностью процессов замещения. Различаются истинные гомоосевые псевдоморфозы (замещение «зерно в зерно») и агрегатные псевдоморфозы. Последние могут быть как мономинеральными, так и полиминеральными. Псевдоморфные структуры особенно характерны для некоторых эпипород, в частности для пропилитов.
Автоморфные структуры формируются при развитии одного и того же эпигенетического минерала по разным «первичным» минералам, по полиминеральной массе исходных пород и в ходе выполнения полостей. К ним относятся порфиробласты и разнообразные метасоматические прожилки, агрегатные скопления новообразованных минералов, в том числе закономерные срастания (сфсролиты, аксиолиты и т. п.) и концентрически-зональные обособления. Разнообразные сочетания минералов, выполняющих пустоты (трещины, миндалины и т. п.) и, в частности, структуры свободного роста, также относятся к автоморфным. Кроме автоморфных и псевдоморфных структур в эпипородах часто отмечаются смешанные автоморфно-псевдоморфные структуры, отражающие различные формы нахождения единого эпигенетического минерального парагенезиса.
Систематические признаки эпипород, определяющие их видовую принадлежность, являются также и их главными диагностическими признаками. Однако статистическая устойчивость эпигенетической минеральной ассоциации и ее структуры выявляется достоверно только по совокупности точек наблюдения. Поэтому нецелесообразно определять видовую принадлежность эпипород в каждом взятом шлифе. Для отдельных шлифов правильнее давать лишь развернутую информацию о минеральном парагенезисе, а его вид определять только после изучения петрографического материала на определенной площади.
Диагностика эпипород сводится к следующему:
1) определяется полный список минералов, эпигенетических по отношению к исходной породе. Отмечаются ярко выраженные признаки разновозрастности эпигенетических минералов и их ассоциативность;
2) оценивается размерность кристаллических индивидов (скрыто-, мелко-, средне- и крупнокристаллические), а также относительные соотношения между количествами зерен эпигенетических минералов (больше—меньше). Целесообразно оценивать размеры элементарной ячейки, но до сих пор этот параметр для систематики эпипород пока не используется;
3) описываются формы выделения эпигенетических минералов, которые удобно закодировать в виде таблицы.
Этих признаков достаточно для определения видовой принадлежности эпипороды, но для индивидуализации эпипородных тел в пространстве, изучения их соотношений с исходными породами и геохимических исследований требуются дополнительные данные. А именно, необходимо в каждой точке наблюдений выяснить вид исходной породы и степень ее замещения эпипородой. При этом удобно выделять неизмененные, либо слабо измененные («вторичных» минералов меньше 5%), измененные (5—15%) и интенсивно измененные (15—75%) породы, а также метасоматиты или другие новообразованные минеральные агрегаты, состоящие практически из одних эпигенетических минералов (75—100 %). Таким образом, эпипороды, в частном случае, могут быть представлены метасоматитами, название которых им и присваивается.
Рассматривая номенклатуру эпипород, отметим, что они во многих случаях представляют собой давно известные геологические образования, получившие общепринятые наименования. Тем не менее в этом вопросе имеются определенные трудности. Они обусловлены неодинаковым толкованием одних и тех же явлений и различными подходами к их изучению. Например, говоря «пропилит», мы все ясно представляем, о какой группе объектов идет речь, но границы этой группы сильно изменяются в зависимости от генетических представлений конкретных исследователей. Между тем анализ имеющихся материалов приводит к выводу о том, что в истоках любого понятия о геологическом объекте в явном или неявном виде присутствует представление о его структурно-вещественной сущности. Это положение разбирается В.И. Драгуновым на примере сопоставлений понятий о геологических формациях. Если приведенные рассуждения справедливы, то введение новых обозначений для геологических образований, выделенных по структурно-вещественным признакам, вряд ли рационально.
Дополнительные, обычно генетические, характеристики, сопровождающие структурно-вещественные описания объекта, усложняют понятие о нем и, как правило, сужают границы того или иного применяемого термина. Авторы считают, что такое сужение понятий должно служить лишь более дробному делению видовых структурно-вещественных подразделений, лежащих в основе систематики природных образований, а не выделению новых.
Приведем описание основных видов эпипород, широко распространенных в палеозойских складчато-блоковых сооружениях. По вещественному признаку эти эпипороды удобно объединить в пять групп: кварц-светлослюдистую, эпидотовую, альбитовую, альбит-калишпатовую и калишпатовую.
Группа кварц-светлослюдистых эпипород отличается большим разнообразием. Типоморфными минералами в них являются светлые калиевые слюды (мусковит, серицит, гидросерицит). Нередко ведущими минералами эпипород этой группы оказываются только кварц и светлая слюда, образующие три относительно простые или «чистые» ассоциации:
1. Кварц-гидросерицитовая ассоциация сопровождается серицитом, каолинитом, реже хлоритом, иногда монтмориллонитом и другими глинистыми минералами. В качестве примесей встречаются пирит, гематит. Наряду с кварцем иногда присутствует халцедон, опал, кристобалит и т. п. Во всех случаях эпипороды сохраняют полиминеральный состав с приблизительно равными количественными соотношениями ведущих минералов, реже преобладают гидросерицит или каолинит, иногда минералы кремнезема. Характерны скрыто- или мелкокристаллические структуры. Формы выделения минералов разнообразны, но наиболее типичны сферолитовые и концентрически-зональные агрегаты, а также полиминеральные агрегатные псевдоморфозы, т. е. смешанные автоморфно-псевдоморфные структуры. Для глинистых минералов типичны мелкие кристаллы в виде червячков, дающие в страстании с кварцем агрегаты фарфоровидного облика.
Такие эпипороды могут быть названы аргиллизитами с подразделением на существенно гидрослюдистые и каолинитовые разности. Детальное описание этих образований приводится во многих публикациях.
2. Кварц-серицитовая ассоциация нередко содержит примесь диккита, пластинчатого каолинита, иногда корунда, андалузита, диаспора и алунита. Встречаются пирит, гематит, рутил. Конечные продукты замещения представлены преимущественно монокварцевыми породами с подчиненным серицитом. Нередко чешуек серицита на порядок больше, чем зерен кварца, но размеры их в этом случае значительно меньше. В целом типичны мелко-среднекристаллические автоморфно-псевдоморфные структуры с гранобластовым кварцем и лепидобластовым серицитом. Последний часто образует агрегатные псевдоморфозы по кристаллам полевых шпатов. При слабом замещении исходной породы диагностика данного парагенезиса неоднозначна. Помимо гранобластовых кварц-серицитовых агрегатов, пластинчатых кристаллов каолинита и особенно акцессорных выделений высокоглиноземистых минералов, его отличает отсутствие сферолитов и концентрически-зональных образований.
Эпипороды с такими структурно-вещественными признаками могут быть названы вторичными кварцитами. Среди малораспространенных разновидностей выделяются корундовые, андалузитовые, диаспоровые, алунитовые и т. п. вторичные кварциты.
3. Кварц-мусковитовая ассоциация в подчиненных количествах нередко содержит серицит, калишпат, иногда альбит. Типоморфные примеси — флюорит, топаз, иногда турмалин и другие минералы грейзенов. Конечные продукты замещения представлены двуминеральными эпипородами, реже преобладает кварц или мусковит. На локальных участках иногда породообразующими минералами являются топаз, флюорит и другие типоморфные акцессории. Структуры средне-крупнокристаллические автоморфно-псевдоморфные или типично автоморфные параллельно-шестоватые, друзовые и др.). Такие эпипороды обладают структурно-вещественными признаками грейзенов. Срединих выделяются мусковитовые, кварцевые, калишпатовые, флюоритовые, топазовые и т. п. разности.
Кроме перечисленных ассоциаций, кварц и светлые калиевые слюды с рядом других минералов образуют серию более сложных полиминеральных парагенезисов, также характеризующихся большой статистической устойчивостью. Некоторые из них получили собственные названия.
4. Ассоциация гидросерицита и кварца с хлоритом, серицитом, карбонатом, альбитом, иногда калишпатом может иметь различные структурные соотношения. Обычно кварц с гидрослюдой образуют основную ткань эпипороды, пронизанную автоморфными, часто струйчатыми или прожилковыми выделениями серицита, хлорита и карбоната. Нередко в ней присутствуют идиоморфные кристаллики или прожилки альбита, иногда калишпата, часто встречается пирит и гематит. Такая эпипорода может быть названа гидросерицитовым березитом. По размерности кристаллических индивидов она, как и аргиллизиты, относится к скрыто-мелкокристаллическим.
5. Весьма сходны с вышеописанными по формам выделения и набору эпигенетических минералов серицитовые березиты, в которых отсутствуют гидрослюды и чаще встречается калишпат. Эти эпипороды, как правило, мелко-среднекристаллические.
6. Эпипороды, представленные мусковит-кварцевой ассоциацией с короткопрожилковыми скоплениями позднего калишпата либо альбита более крупнозернистые, чем гидросерицитовые и серицитовые березиты. В отличие от калишпатовых грейзенов, содержащих ранний (домусковитовый) калишпат, эти эпипороды, по аналогии с вышеописанными, могут быть названы мусковитовыми березитами, но учитывая их облик н постоянную ассоциативность с грейзенами, более приемлемое название — березитовый грейзен.
Группа эпидотовых эпипород не менее разнообразна, чем кварц-гидрослюдистых. Типоморфными для минеральных ассоциаций этой группы являются цоизит, клиноцоизит, эпидот, пренит и пумпеллиит. Сопутствующие минералы—хлорит, амфибол, пироксен. Эпидот наиболее распространенный минерал рассматриваемой группы эпигенетических минеральных ассоциаций, но, в некоторых случаях, его количество резко падает и он уступает место перечисленным сопутствующим минералам.
1. Пумпеллиит-пренитовая, с эпидотом и хлоритом, минеральная ассоциация в качестве примеси обычно содержит карбонат серицит, иногда альбит и калишпат. Псевдоморфное выделение и мелкокристаллические размеры характерны как для основных минералов, так и для примесей. Постоянно встречаются и прожилковые образования пренита и эпидота с карбонатом, иногда с кварцем, альбитом или калишпатом. Эти же минералы, зонально упорядоченные, выполняют миндалины. Количественные соотношения минералов разнообразные, но даже конечные продукты замещения, как правило, полиминеральны. В подчиненных количествах обычно присутствует пумпеллиит, но его наличие имеет индикаторное значение. Такие эпипороды могут быть названы пумпеллиит-пренитовымн или пренитовыми пропилитами.
2. При отсутствии пумпеллиита и пренита и сохранении остальных структурно-вещественных признаков, перечисленных выше, новообразованный минеральный парагенезис отвечает наиболее широко распространенным эпипородам данной группы — хлоритовым пропилитам.
3. В хлоритовых пропилитах иногда появляется автоморфный альбит, который важно отличать от продуктов деанортитизации плагиоклаза. Мелко-среднекристаллическая альбит-хлорит-эпидотовая ассоциация в некоторых районах устойчиво распространена на обширных площадях, обособленных от зон проявления хлоритовых пропилитов. Такие эпипороды можно назвать альбит-хлоритовымн пропилитами.
4. Актинолит-эпидотовая ассоциация почти постоянно сопровождается хлоритом, нередко альбитом. В качестве примеси встречаются серицит и мусковит, относительно редко — карбонат. Наряду с эпидотом типичны клиноцоизит и цоизит. Структуры преимущественно среднекристаллические псевдоморфные. Как и для других пропилитов, характерны полиминеральные псевдоморфозы. Идиобластические выделения часто образует актинолит. Обычны прожилки эпидота, иногда с кварцем. Важно подчеркнуть, что частота встречаемости актинолита существенно зависит от состава исходных пород и степени его замещения хлоритом. Однако присутствие хотя бы реликтов актинолита является главным диагностическим признаком этих эпипород, которые поэтому называются актинолитовыми пропилитами.
5. Характерно совместное нахождение эпидота с новообразованным калиевым полевым шпатом, обычно более ранним по времени выделения. Кроме того, в ассоциацию входят: хлорит с реликтами актинолита, часто серицит и мусковит, иногда альбит. Калишпат образует порфиробласты и зональные прожилки с эпидотом. Распространены типичные для пропилитов полиминеральные псевдоморфозы и редкие идиобласты актинолита. В целом структура может быть охарактеризована как автоморфно-псевдоморфная средне-крупнокристаллическая, а эпипороды — названы калишпатовыми пропилитами. Для этих эпипород намечается избирательная приуроченность к гранитоидам.
6. Ассоциация эпидота со щелочным амфиболом, реже эгирином, сопровождается новообразованиями калишпата и альбита. Для нее характерны автоморфно-псевдоморфные структуры — зональные прожилки, пойкилитовые, сферолитовые, либо неравномернозернистые кварц-полевошпатовые агрегаты с идиобластами и мелкозернистыми скоплениями щелочных амфиболов и пироксенов, а также полиминеральные агрегатные псевдоморфозы. Эпидот образует незакономерные срастания с хлоритом, иногда прожилковые выделения. Эта, по-видимому, достаточно редкая ассоциация встречается в гранитах, гнейсах, кислых и средних эффузивах и может быть названа щелочно-амфиболовыми пропилитами.
7. Пироксен-эпидотовая ассоциация сопровождается цоизитом, клиноцоизитом, амфиболом, часто гранатом, альбитом и другими минералами скарнов. Гранаты в ней, как правило, слабо анизотропны. Характерны средне-крупнокристаллические автоморфно-псевдоморфные и автоморфные структуры. Это обычно полиминеральные образования, хотя количественные соотношения между эпигенетическими минералами изменяются в широких пределах, в связи с чем различаются существенно эпидотовые, амфиболовые, пироксеновые, гранатовые и т. п. разности. Однако наиболее типоморфным является присутствие пироксена (главным образом диопсида), позволяющего диагностировать рассматриваемые эпипороды как скарны (даже при слабом развитии новообразований).
Группа альбитовых эпипород выделяется по ведущей роли автоморфных выделений натриевого полевого шпата в эпигенетических ассоциациях с типоморфными темноцветными минералами. В качестве последних выступают хлорит, актинолит к щелочной амфибол, реже щелочной пироксен.
1. Хлорит-альбитовая ассоциация часто сопровождается карбонатом. В некоторых случаях присутствует кварц и небольшая примесь серицита. Серицит иногда образует сложные срастания с хлоритом. Нередко в качестве примеси отмечается апатит, в некоторых разновидностях приобретающий породообразующее значение. Встречаются акцессорные флюорит, гематит, иногда коломорфный циркон (аршиновит). Структуры мелкокристаллические, местами за счет более крупных выделений альбита переходящие в среднекристаллические. Типичен автоморфный характер выделения минералов. Альбит представлен идиобластами, сферолитовыми, лапчатыми и прожилковыми агрегатами. Хлорит, кроме ксенобласт, дает струйчатые, прожилковые выделения. Обычно его меньше, чем альбита. В отличие от пропилитов рисунок структуры исходной породы существенно видоизменяется. Такие эпипороды могут быть названы хлоритовыми альбититами. Хлорит-альбитовые эпипороды с псевдоморфозными структурами следует называть альбитофирами.
2. Актинолит-альбитовая ассоциация встречается реже, но в целом сходна с вышеописанной. Актинолит присутствует в переменных, обычно незначительных количествах и, как правило, совместно с хлоритом. Статистическая устойчивость актинолитовых альбититов недостаточно ясна.
3. Ассоциация автоморфного альбита со щелочными темноцветными минералами весьма характерна. Рибекит, кроссит и другие щелочные амфиболы часто сопровождаются эгирином, присутствующим обычно в подчиненных количествах. Для альбита типичны идиобластические, часто порфиробластические формы выделения. Щелочные амфиболы также развиваются автоморфно. В качестве примесей присутствуют малакон и апатит. По ведущему темноцветному минералу выделяются рибекитовые, кросситовые и т. п. альбититы, имеющие, как правило, средне-крупнокристаллические структуры.
Группа альбит-калишпатовых эпипород занимает промежуточное положение между собственно альбитовыми и калишпатовыми парагенезисами новообразованных минералов. Несмотря на ярко выраженную тенденцию разделения калия и натрия в условиях постмагматического минералообразования, отмечается статистически устойчивое сонахождение альбита и калишпата в эпипородах. Назовем две подобные ассоциации, имеющие достаточно широкое распространение.
1. Ассоциация калишпата и альбита с кварцем, хлоритом, карбонатом, часто серицитом нередко отмечается совместно с более локально распространенными хлоритовыми альбититами. Структуры минерального парагенезиса мелко-среднекристаллические, автоморфные. Альбит и калишпат присутствуют в соизмеримых количествах. Нередко они образуют совместные агрегатные скопления, в том числе закономерные срастания. Хлорит и серицит, более поздние по времени выделения, также часто присутствуют в тесных срастаниях. Собственных названий эти эпипороды еще не получили. В дальнейшем будем именовать их хлоритовыми альбит-калишпатовыми эпипородами.
2. Ассоциация калишпата и альбита с биотитом, кварцем, иногда мусковитом образует крупно-, часто гигантокристаллические агрегаты. В качестве примесей встречаются щелочные амфиболы и пироксены, флюорит, редко топаз и другие. Структуры автоморфные, характерны ритмичная полосчатость и порфиробластические выделения полевых шпатов. Данный парагенезис подробно описан А.А. Беусом под названием апогранитового. В.А. Рудник и В.М. Терентьев подобные образования в иных ситуациях проявления относят к кварц-полевошпатовым метасоматитам зон глубинных разломов. Более общее название предложили Д.В. Рундквист и И.Г. Павлова, отнеся подобные образования к формации фельдшпатолитов. Соответствующие эпипороды можно назвать фельдшпатолитами.
Группа калишпатовых эпипород характеризуется существенным преобладанием в эпигенетическом парагенезисе калиевого полевого шпата, образующего преимущественно автоморфные выделения. В отличие от магматических, эпигенетические калиевые полевые шпаты имеют незначительную примесь натрия (обычно менее 1 %), содержание которого уменьшается в направлении от высокотемпературных к низкотемпературным разностям. В эпигенетических калиевых полевых шпатах степень упорядоченности кристаллической решетки различная. В ряде случаев удается выделить как преимущественно ортоклазовые или адуляровые, так и микроклиновые парагенезисы, но часто такое разделение весьма условно. Более характерны наборы сопутствующих минералов, с которыми эпигенетический калиевый полевой шпат образует статистически устойчивые ассоциации.
1. Гематит-кварц-калишпатовая ассоциация часто в качестве примеси содержит серицит. Весьма характерны отношения между перечисленными минералами. Кварц и калиевый полевой шпат образуют, как правило, закономерные срастания типа пойкилитовых, псевдосферолитовых, гранофировых и т. п. Характерны зональные прожилковые выделения, центральные части которых выполнены кварцем, а периферические — калиевым полевым шпатом. Гематит концентрируется в зальбандах, либо образует лучистые выделения в кварц-калишпатовых сферолитах. В целом структуры автоморфные, преимущественно мелкокристаллические. Подобные образования часто замещают вулканогенные породы и по облику напоминают вулканиты. Они детально описаны О.П. Ушаковым иод названием калишпатофиров. При менее выраженной унаследованности облика эти же эпипороды могут быть названы гематит-кварцевыми калишпатитами.
2. Ассоциация калиевого полевого шпата, кварца и карбоната (часто анкерита) также характеризуется значительной устойчивостью. В качестве примесей отмечаются серицит, реже биотит, хлорит и др. Структуры среднекристаллическне автоморфные. Калиевый полевой шпат нередко образует лучистые агрегаты с кварцем, карбонат — идиобластический. Д.С. Kopжинским для подобных образований было предложено название гумбеит.
Разнообразие существенно калишпатовых ассоциаций не исчерпывается перечисленными примерами. Проявления калишпатизации описаны Ю.В. Казицыным, А.А. Беусом и соавторами, Е.В. Плющевым и другими исследователями. Однако природная распространенность этих образований не совсем ясна.
Авторы не ставили перед собой задачу дать исчерпывающее систематическое описание всех статистически устойчивых ассоциаций эпигенетических минералов широкого распространения, поэтому можно ограничиться приведенными примерами, которые показывают полную применимость структурно-вещественного принципа систематики для эпипород. Лишенный априорных генетических постулатов, этот принцип позволяет развить однозначную и строго формализованную номенклатуру новообразованных минеральных парагенезисов, так же как это сделано для других классов горных пород. Такой подход имеет ряд преимуществ и не исключает последующее изучение эпигенетических образований физико-химическими и другими методами. В этой связи уместно напомнить слова А.Н. Заварицкого; «Признание существования задач двоякого рода при изучении горных пород (петрография и петрология) является существенным шагом в развитии нашей науки».
Виды эпипород, выделенные по минеральному составу и структурам, объединены нами в пять описанных выше групп. В основу этого объединения положены определенные элементы сходства вещественного состава и некоторых структурных особенностей различных видов эпипород.
1. Кварц-светлослюдистые эпипороды характеризуются простым минеральным составом, смешанными псевдоморфно-автоморфными структурными отношениями минералов. Ведущие минералообразующие катионы — Si и Al. Суммарный эффект изменения химического состава исходных пород наиболее выражен в общем уменьшении содержания щелочей в основном Na при слабом выносе или привносе К.
Вся совокупность эпипород подразделяется на две подгруппы. Первая характеризуется более простым составом, а вторая — более сложным, с частичной фиксацией щелочных и щелочноземельных металлов.
2. Эпидотовые эпипороды более разнообразны по составу, Эпидот и близкие к нему минералы (цоизит, клиноцоизит, пренит, пумпеллиит) не всегда являются ведущими в парагенезисе. Иногда их количество резко уменьшается за счет преобладающего развития хлоритов, амфиболов или пироксенов. Однако присутствие эпидота или ему подобных минералов в качестве породообразующих (для эпипороды) является важным отличительным признаком. Весьма характерны псевдоморфные структуры, позволяющие различать структурный рисунок исходной породы даже при почти полном ее замещении. Ведущие катионы минералообразования представлены Fe, Mg и Ca. В ходе замещения исходных пород сумма щелочей изменяется в небольших пределах. Иногда происходит слабая концентрация натрия, в других случаях отмечается небольшое накопление калия, но без ярко выраженной тенденции щелочного метасоматоза. Преимущественная концентрация устанавливается для слабых оснований. Здесь также обособляются две подгруппы, из которых вторая отличается частичным наложением щелочного метасоматоза и обычно более неравновесным минеральным составом.
3. Альбитовые эпипороды характеризуются ведущей ролью альбита в парагенезисе и ярко выраженными либо автоморфными, либо псевдоморфными структурами. По составу альбитовые эпипороды иногда бывают сходны с пропилитами, с которыми связаны постепенными переходами. Общим ведущим катионом минералообразования является Na. В процессе замещения исходных пород содержаниеК уменьшается, а содержание Na возрастает. При этом часто характерно накопление Р, иногда — F.
4. Альбит-калишпатовые эпипороды занимают промежуточное положение между эпипородами альбитовой и калишпатовой групп и имеют такое же широкое распространение. Ведущую роль в парагенезисе играют два щелочных полевых шпата, находящихся в соизмеримых количествах. При этом альбит часто оказывается несколько более поздним по времени завершения кристаллической индивидуализации. Характерны автоморфные структуры. Ведущими катионами минералообразования являются Na и К. В ходе прогрессирующего изменения исходных пород происходит накопление суммы щелочей, но их отношение может сохраняться. Уменьшается количество слабых оснований, в первую очередь, кальция.
5. В калишпатовых эпипородах основным минералом является калиевый полевой шпат Структуры эпипород автоморфные. Главный катион эпигенетического минералообразования — К, концентрация которого возрастает пропорционально степени замещения исходной породы. Натрий выносится так же, как и другие более слабые основания.
Таким образом, групповые вещественные признаки эпипород вполне устойчивы и могут быть использованы в качестве одного из параметров классификации эпипород. Этот параметр выражает кислотно-щелочную характеристику (pH) воздействовавшего раствора, что позволяет расположить перечисленные группы эпипород в ряд по возрастанию основности ведущих катионов.
Другой, в целом независимый от первого, классификационный признак базируется на некоторых структурных особенностях эпипород, которые могут быть интерпретированы как указатели термодинамических условий их образования. В первую очередь к таким признакам относится размерность кристаллических индивидов. Этот показатель не абсолютен, но в ряде случаев вполне устойчив. В дополнение к нему можно использовать индикаторные свойства эпигенетических минералов.
На этом основании можно выделить три ряда эпипород.
I. Эпипороды скрыто-мелкокристаллических структур, содержащие в качестве породообразующих минералы, характерные для относительно низкотемпературных или приповерхностных условий (гидросерицит, каолинит, хлорит, аршиновит, пумпеллиит, пренит и др.).
II. Эпипороды мелко-среднекристаллических структур, содержащие породообразующие минералы, свойственные среднетемпературным и среднеглубинным условиям (серицит, корунд, анадалузит, актинолит и др.).
III. Эпипороды средне-крупнокристаллических структур, имеющие в своем составе относительно более высокотемпературные минералы, формирующиеся в более глубинных условиях (мусковит, топаз, щелочные и другие амфиболы, пироксен, гранат, малакон, цоизит и др.).
На основе отмеченных независимых параметров может быть построена классификация эпипород (табл. 1). Основанная на наблюдаемых структурно-вещественных признаках в первом приближении она позволяет судить и об основных физико-химических параметрах (Р, Т, pH) формирования эпипород. В табл. 1 отражена периодическая повторяемость вещественно сходных эпипород в различных диапазонах термодинамических условий. При более полном учете статистически устойчивых ассоциаций эпигенетических минералов число рядов и групп в таблице может быть увеличено, но принципиальная сторона классификационного построения от этого не изменится. Предлагаемый вариант классификации не ограничивает возможность выявления новых видов эпипород, что, без сомнения, будет иметь место.
