Полная версия

Главная arrow География arrow Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо- и рудообразования

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Прочие аллотигенные островные и каркасные силикаты, оксиды и фосфаты

Эти минералы, в отличие от вышеописанных, в большинстве своем (кроме фосфатов) в осадках и осадочных породах не бывают породообразующими. Как правило, это аллотигенные зёрна мелко— и тонкопесчаной фракции (0,1-0,25 мм и 0,05-0,1 мм). Концентрированные скопления образуют лишь в россыпях. Обладают повышенными сравнительно с кварцем, полевыми шпатами и слюдами, объемными весами, отчего именуются как представители «тяжелой фракции», которая выделяется в ходе гранулометрического анализа рыхлой (или разрыхленной) породной навески и последующего разделения ее мелко— и тонкопесчаных фракций на тяжелые и легкие ПК в «тяжелой» жидкости (обычно в бромоформе). Типоморфные особенности разновидностей этих минералов и индикаторные признаки их генезиса приводятся ниже на основе сведений, заимствованных из книг по минералогии В.П. Батурина (1937), М.Г. Бергера (1986), М.Г. Даминовой (1963), Е.М. Захаровой (2006), Н.В. Логвиненко (1962), Г.Б. Мильнера и др. (Петрография ..., 1968), И.А. Преображенского и С.Г. Саркисяна (1954), В.А. Наумова, К. Хёрблата и К. Клейна (см. в главе 7), Ф.В. Чухрова и др. (Минералы .... 1965), Н.П. Юшкина (1982) и личных наблюдений автора. Рассмотрим кратко эти сведения.

Цирконы ZrSi04 — своею распространенностью в осадках и уникальной устойчивостью могут рассматриваться как гомологи кварца, с той только разницей, что цирконы не бывают породообразующими. Они, подобно кварцу, выдерживают многократное прохождение через осадочные циклы (от мобилизации к катагенезу или метаморфизму и до новой мобилизации) — ре- циклинг настолько многократный, что обломочные частички, несмотря на свои мельчайшие размеры (0,05-0,1 мм) приобретают явно окатанную форму, как показано на рис. 8.7. Напомню, что любые минеральные зерна такой размерности, будучи пе- ренсенными рекой на расстояние нескольких тысяч километров, практически не меняют своей исходной угловатости, и только многоразовая эоловая либо прибрежно-морская «шлифовка» обломков способна придать им сферичность.

Эти же зерна циркона, подобно кварцевым окатанным песчинкам, способны обрастать правильно ограненной регерационной каймой цирконового состава (рис. 8.7, см. 1-7), по-видимому, на стадии глубинного катагенеза, а может быть, и при более напряженных Р-Т режимах метагенеза — начального метаморфизма осадочной цирконовмещающей породы.

Распространенность разных видов аллотигенного циркона: хорошо окристаллизованных длинно— и короткопризматических, нередко с зонарным строением кристаллов; зерен со следами слабой окатанности (судя по закругленностям острых углов в кристалле); хорошо окатанных, эллипсоидальной формы; а также вторично регенерированных и др. — объясняется не только «живучестью» этого минерала и его стойкостью к химическим и физическим воздействиям на него, но также полигене- тичностью цирконов, т.е. встречаемостью их в составе разнообразных пород внутри питающих провинций СБ. Наибольшей распространенностью цирконы пользуются как постоянные второстепенные минералы кислых и щелочных магматических пород и пегматитов; но бывают они и в составе гидротермальных кварцевых жил, гнейсов, метаморфических сланцев и карбона- титов. Эти породы в большинстве своем сформировались в относительно более верхних слоях литосферы сравнительно с ос-

Циркон из осадочных толщ, по Г.Б. Мильнеру (1968)

Рис. 8.7. Циркон из осадочных толщ, по Г.Б. Мильнеру (1968):

В — типичные кристаллы и их обломки из наносов от дартмурских гранитов, величины зерен 0,1 -0,4 мм; С — циркон с регенерационными каемками до- растания, увел. 150: 1-3 — в жерновом камне, Йоркшир; 4-6 — из среднеюрских отложений там же; 7 — нижнекаменноугольных отложений Нортумберленда.

новными и ультраосновными образованиями, т.е. в Р-Т и геохимических условиях несколько менее контрастных сравнительно с условиями зоны осадкообразования, а потому цирконы (как и др. ниже рассматриваемые минералы) в осадочном процессе оказались несравненно устойчивее оливинов, многих гранатов и др. минералов-доноров, которые рассматривались в главе 7. Цирконы — скорее свидетели и индикаторы условий и этапнос- ти седименто— и литогенеза, хотя определенные элементы донорства присущи и им (см. данные о регенерации).

В работах Н.П. Юшкина (1982) и др. (Петрография .... 1968) уделено внимание типоморфизму этих минералов, как показателю их изначального генезиса. Вот, как об этом пишет известный специалист геологического факультета МГУ по минералогии россыпей Е.М. Захарова: «Такие типоморфные признаки, как внешний облик зерен, габитус кристаллов, комплекс элементов-примесей, отношение Zr к Hf, позволяют установить формационный тип коренных источников минерала. Так, цирконы, развитые в гранитоидах, обычно длиннопризматические с коэффициентом удлинения более 2. Для ранних фаз становления этих комплексов типичны бесцветные или бледноокрашен- ные (розоватые, желтоватые) сложноограненные кристаллы, лишенные включений микроминералов и обладающие слабой радиоактивностью. Цирконы более поздних фаз становления комплексов обычно имеют простую огранку, выделения их несколько крупнее, окраска темная, нередко зональная (ядро кристалла более темное). Они могут содержать включения микроминералов (рутил, брукит, апатит, в случае пегматитов — фергю- сонит, монацит, ксенотим), теряют чистоту и прозрачность, становясь при обилии включений даже непрозрачными. Для этих цирконов характерны обогащение примесями U, Th, Hf, редких земель (Y), повышенная радиоактивность и проявление процессов метамиктного распада. Флюоритоносным щелочным грани- тоидным комплексам свойственны красно-бурые циртолиты. Содержание в цирконах урана определяет их окраску и оптические свойства. Например, при низких содержаниях урана цирконы бесцветны или окрашены в бледные, светлые тона и обладают более высоким двупреломлением. Повышение содержания урана отмечается в пурпурно-красном гиацинте, двупреломле- ние которого снижается. Малакон, обогащенный ураном, непрозрачен, имеет бурый цвет и находится в метамиктном состоянии. Вследствие высокой механической и химической устойчивости циркон накапливается в россыпях, претерпевая неоднократный перемыв и перенос на десятки и сотни километров. Россыпи циркона ближнего сноса довольно редки и связаны с корами выветривания нефелиновых сиенитов и карбонатитов (остаточные и склоновые россыпи). Основное промышленное значение имеют прибрежно-морские комплексные титан-цир- кониевые россыпи, питающиеся за счет размыва кор выветривания. В этих россыпях циркон является попутным компонентом и сопровождается бадделеитом, ильменитом, лейкоксеном, ортитом, рутилом и монацитом. В алмазоносных россыпях циркон также встречается в значительных количествах. В россыпях хорошо сохраняются кристаллы циркона в виде удлиненных тетрагональных призм с ограненными головками. Реже наблюдаются кристаллы более сложной морфологии, чаще всего короткопризматические, богатые различными гранями. Неограненные выделения циркона изометричны, слегка удлиненны или имеют неправильные очертания. В результате транспортировки от коренных источников и переотложения зерна циркона окатываются до палочковидных, эллипсоидальных и округлых. Поверхность их обычно гладкая, шлифованная, чистая, без вторичных продуктов — зерна сохраняют присущий им сильный алмазный блеск» (Захарова, 2006, с. 179).

Сфен (титанит) CaTiO[Si04] — так же, как и цирконы, довольно стоек к воздействиям гипергенных, седиментогенных и постседиментационных геохимических факторов. Он представлен обычно клиновидными, конвертообразными, реже призматическими кристаллами (рис. 8.8.), которые в петрографическом шлифе нередко представляют характерные разрезы в форме ромба. Окатанность придает им слабоудлиненные овальные контуры. У зерен очень высокое двупреломление, Ng-Np=0,091-0,140 (перламутровые цвета интерференции высших порядков); характерна сильная дисперсия оптических осей, с формулой г > v (эффект постепенного погасания в скрещенных николях, подобно электрической лампочке, подключенной к постепенно снимающему напряжение реостату).

Породы-прародители сфена разные, в большинстве своем магматические: кислые, средние и щелочные. В нефелиновых сиенитах сфена особенно много, хотя он встречается также и в габброидах, и в метапородах. При их гипергенном разрушении сфен попадает в состав аллювиальных и мелководно-морских осадков. При превращении их в горные породы сфен, будучи стойким, сохраняет в основном свои типоморфные признаки, но кое-где фиксируются продукты его вторичного разрушения. Это окружающие некоторые зерна сфена каемки криптозернистого лейкоксена — бурого, непрозрачного агрегата мельчайших (< 1 мкм) зернышек рутила, титанита, титаномагнетита, эпидота и гидрооксидов Fe.

Известны также аутигенные новообразования сфена. Они иногда встречаются в окаймлении аллотигенных зерен титаномагнетита, а также описаны в парагенезе с эпидотом, хлоритом и ломонотитом в цементе нижнемеловых песчаников типа средних аркоз из зоны глубинного катагенеза Приверхоянского прогиба — см. об эпидотах и кальциевых плагиоклазах в главе 7.

Итак, по всем своим признакам этот минерал ведет себя в осадочном процессе аналогично циркону, и часто находится с ним в едином парагенезе.

Минералы группы рутила ТЮ2 так же, как циркон и сфен, устойчивы. Сам рутил представлен призматическими, столбчатыми, игольчатыми и коленчатыми кристаллами. В аллотигенных зернах нередко встречаются его коленчатые двойники с частично обломанной одной из сросшихся призм (рис. 8.9.). Такие образования, будучи слегка окатанными, приобретают форму «хоккейной клюшки». Их цвет бывает густой винно-красный и красно-коричневый, до черного (у разновидности, именуемой цитрином). Но у игольчатых кристаллов черный цвет бывает ка-

Сфен (титанит), по Г.Б. Мильнеру (1968)

Рис. 8.8. Сфен (титанит), по Г.Б. Мильнеру (1968):

А — Фуллеровы земли, Натфилд (увел. 200); В — береговые пески Голуэй (увел. 57).

жущимся из-за широких темных краевых полос — оптических эффектов, обусловленных очень высокими показателями преломления этого минерала сравнительно с канадским бальзамом петрографического шлифа: у рутила N0 = 2,899, Ne = 2,612 и, соответственно, двупреломление тоже чрезвычайно высокое — No-Ne = 0,287. Поданным Е.М. Захаровой: «Рутил связан с разнообразными плутоногенными и метаморфогенными формациями, в породах которых он присутствует в качестве акцессорного минерала. Обладает высокой химической и абразивной устойчивостью, вследствие чего выдерживает многократное пе- реотложение и транспортировку на десятки — сотни километров, накапливаясь в комплексных титан-циркониевых россыпях совместно с ильменитом и цирконом. Благоприятствует формированию подобных россыпей широкое развитие кор химического выветривания. Наибольшее значение имеют прибрежноморские россыпи, где основными минералами являются ильменит, лейкоксен, рутил, циркон, монацит. Подобные россыпи известны в Австралии, Индии, Бразилии, США (п-ов Флорида), а также в нашей стране — древние мезозойские и палеоген-нео-

Рутил, по Г.Б. Мильнеру (1968)

Рис. 8.9. Рутил, по Г.Б. Мильнеру (1968):

А. 1,6,7 — низы горизонта Зеленых песков, Северо-Западный Уилтшир, увел. 70; 2, 4 — пески горизонта Тенбридж-Уэлс, Кент, увел. 60; 5 — коленчатые двойники из песков горизонта Тенбридж-Уэлс, Кент, увел. 100; 8 — коленчатые двойники из современных песков, Цейлон, увел. 70. В. Третичные осадки, Новый Южный Уэлс, увел. 57.

геновые россыпи. Рутил часто наблюдается в заметных количествах в алмазоносных россыпях» (Захарова, 2006, с. 177-178).

Выше речь шла о терригенном рутиле, но этот минерал известен в осадочных породах своими аутигенными новообразованиями. Первые сообщения об аутигенности рутила и турмалина (см. ниже), опубликованные в середине XX в. Л.В. Пустоваловым, вызвали молчаливое удивление геологов. Но теперь это общеизвестный факт. Особенно часто тонкоигольчатые выделения новообразованного рутила либо тонкозернистые вкрапленники его полиморфных модификаций — анатаза и брукита — наблюдаются как включения в терригенном биотите. Это побочные аутигенные продукты, возникшие в процессе трансформирования биотита в иллит-хлоритовые пакеты (см. в главах 5 и 7). Здесь надо подчеркнуть, что все эти новообразования относятся к категории низкотемпературных, осуществляющихся в границах Т = 80-100°С.

Полиморфные разновидности рутила — анатаз, образующий кристаллы бипирамидальные, клиновидные, реже таблитчатые желто-бурого до буровато-коричневого цвета и брукит, образующий таблитчатые, уплощенные и пластинчатые кристаллы со штриховкой на гранях, тоже буро-коричневого цвета. Они встречаются реже рутила в обломках. Генетически эти минералы связаны с более узким спектром пород, чем рутил, а именно: с метаморфическими (хлоритовыми и слюдяными) сланцами, щелочными пегматитами и кварцевыми жилами альпийского типа. Следовательно, присутствие обломочных зерен анатаза или брукита может служить информацией о наличии вышеупомянутых жил и метапород в питающей провинции СБ. Об аутигенности таких же минералов см. выше.

Минералы высокоглиноземистые — группы AI2Si05: дистен (кианит), андалузит, силлиманит, ставролит и топаз (рис. 8.10. и 8.11.) — вовлекаются в осадочный процесс из контактовых роговиков вокруг крупных гранитных плутонов и из кварцево-слюдяных кристаллических сланцев средних ступеней регионального метаморфизма, которые были сформированы по осадочным, изначально глинистым отложениям. Ассоциации вышеперечисленных минералов с гранатом-альмандином являются надежными свидетелями наличия метаосадочных пород в питающей провинции исследуемого бассейна. Своей устойчивостью и «живучестью» в осадочном процессе эти высокоглиноземистые полиморфные разновидности сравнимы со сфеном и рутилом. Их описания см. в (Даминова, 1963, с. 111-116; Хёрл- бат, Клейн, 1982, с. 489-496; Захарова, 2006, с. 172-175).

Корунд А1203 образует кристаллы столбчатые, боченковид- ные и пирамидальные с развитой на их гранях грубой штриховкой, без спайности, с раковистыми изломами. Чистый корунд бесцветен, с примесями Сг2+ — красный рубин, а с примесями Fe2+ и Fe3+ — синий сапфир. Обломки зерен угловатые, оскольчатые, с резкой шагреневой поверхностью благодаря высоким No = 1,767-1,771 и Ne = 1,759-1,763. Но двупреломление низкое, как у полевых шпатов: No-Ne =0,007-0,008.

Е.М. Захарова так характеризует особенности этого минерала: «Генетические связан с ультраосновными щелочно-габ- броидными и щелочными породами, сопровождающими их ме-

Кианит, по Г.Б. Мильнеру (1968)

Рис. 8.10. Кианит, по Г.Б. Мильнеру (1968):

1,7 — низы горизонта Зеленых песков, Уилтшир, увел. 60; 2,3 — аллювиальные отложения, Западная Африка, увел. 60; 4,6 — пески слоев Бэгшот, Хемпстид-Хит, Лондон, увел. 60;5 — плиоценовые пески, Корнуолл, увел. 60.

Топаз по Г.Б. Мильнеру (1968)

Рис. 8.11. Топаз по Г.Б. Мильнеру (1968):

1,2 — аллювиальные отложения, Нигерия, увел. 45; 3 — низы горизонта Зеленых песков, Северо-Западный Уилтшир, увел. 45; 4 — плиоценовые пески, Корнуолл,увел. 45.

тасоматитами, зонами метасоматически измененных вулканитов, вторичными кварцитами и глубокометаморфизованными осадочными породами. Благодаря высокой абразивной и химической устойчивости в зоне гипергенеза может переноситься на значительные расстояния от коренных источников и накапливаться в россыпях, образованию которых способствует наличие химических кор выветривания. Как правило, это россыпи ближнего сноса — элювиально-склоновые, ложковые, делювиальнокарстовые, аллювиальные. В россыпях золота, редких металлов и комплексных титан-цирконовых корунд и его разновидности встречаются лишь как попутные минералы; самостоятельное промышленное значение имеют россыпи благородного корунда, рубина, сапфира, а также валунные россыпи корунда и наждака (например, в Салаирском кряже). В россыпях ассоциирует с цирконом, гранатом, монацитом, пирохлоритом, ортитом, шпинелью, турмалином, андалузитом, силлиманитом. Корунд — обычный минерал россыпей; он представлен неправильными зернами угловатой оскольчатой формы, реже кристаллами или их обломками, тонкозернистыми агрегатами. Хорошо транспортируется поверхностными водотоками на значительные расстояния, сохраняя угловатый облик зёрен, почти не окатываясь и не изменяя внешнего облика» (Захарова, 2006, с. 176).

Добавим к сказанному, что корунд известен также как продукт метаморфизма древних латеритных кор выветривания и бокситов (описаны в работах Б.А. Богатырева). Его наличие в ак- цессориях может восприниматься как соответствующий поисковый признак.

Аутигенного корунда в осадочных породах никто еще не наблюдал.

Турмалины NafFe.MgJgAlgfBgA^SigO^Ohy — имеют очень непостоянные формульные составы вследствие изоморфных примесей К, Li, Са, Mn, Cr, Ti, Fe, Cl. Магнезиальные их разности имеют общее название дравита, железистые — шерла (шерли- та), литиевые — эльбаита. Кристаллы их призматические, с развитыми гранями на концах призм. Продольные разрезы имеют форму прямоугольников, а поперечные — сферических треугольников. Спайность отсутствует, хотя за неё можно ошибочно принять отдельность, перепендикулярную к удлиннению. Цвет бывает очень разным — от бесцветного к бледно-желтому или светлобурому (дравит), бурому, зеленому и синему (шерл). Бурые и зеленые разности в шлифах похожи на биотит, ориентированный вдоль его спайности, но отличны от биотита противоположным ему порядком сильно выраженного плеохроизма. Биотит обретает самую густую окраску, когда его длинная сторона ориентирована параллельно направлению колебаний света в поляризаторе микроскопа, а турмалин темнеет тогда, когда в этом же положении находится короткая сторона продольного разреза его зерна.

Турмалин по своему первичному генезису бывает пневма- толитовым и гидротермальным. Он очень распространен в различных грейзенах, контактовых роговиках, кристаллических сланцах и гнейсах (т.е. породах высоких ступеней регионального метаморфизма), но постоянно присутствует как акцессорный также в гранитах, пегматитах и изредка в эффузивных породах. При их разрушении в зоне осадкообразования сохраняется как аллотигенный компонент осадков и осадочных пород, мало меняя свою форму и типоморфные признаки, изредка (после неоднократного рециклинга) обретая признаки окатанности. Систематизировать типоморфизм этого чрезвычайно «многоликово- го» минерала применительно к более конкретным оценкам вмещавших его пород в питающих провинциях СБ — задача будущих исследователей геоминералогии.

Так же необходимо дополнительно исследовать условия возникновения аутигенных турмалинов, отмечавшихся в работах Л.В. Пустовалова и его учеников.

Апатиты разнообразны по формульному составу. Это: фто- рапатиты Ca5[P04]3F, хлорапатиты Са5[Р04]3С1 и гидроксилапати- ты Са5[Р04]3(0Н) и их модификации, содержащие разное количество добавочных анионов F, CI, (ОН)-. Но внешне (под микроскопом) они выглядят одинаково: имеют таблитчатый облик, шестигранное поперечное сечение (похожее на сечение карандаша); без спайности (за нее может ошибочно приниматься продольная штриховка), с прямым угасанием и низкими цветами интерференции No-Ne = 0,003. Одноосны. В шлифах бесцветны.

Это очень стойкие минералы. Продукты их разрушения вообще неизвестны. Часто видны следы механической окатанности. В шлифах бывают схожи с топазом и андалузитом. Первый отличен от апатита спайностью, большим двупреломлением и двуоснос- тью. Андалузит тоже характеризуется своей спайностью и двуос- ностью, а еще ромбическими формами поперечного сечения кристалла, в отличие от шестигранных сечений у апатита.

Апатиты широко распространены в самых разнообразных типах пород — изверженных, осадочных и метаморфических, а также в пегматитах и жилах гидротермального происхождения. Нередко сконцентрированы в виде крупных залежей и жил среди щелочных магматических пород. Фосфатная составная часть костей и зубов животных тоже соответствует апатиту.

Политипия апатитов, в интерпретации А.М. Даминовой (1963), такова: кристаллы высокотемпературных разностей, присущих кислым и средним магматическим породам, имеют призматический облик. Низкотемпературный апатит имеет таблитчатый облик, а его зерна из основных магматических пород обычно ксеноморфные. Все эти аллотигенные компоненты, попадая в осадки и будучи подвергнуты рециклингу, приобретают признаки окатанности.

От этих образований существенно отличаются агрегаты се- диментогенно-диагенетических апатитов, которые слагают конкреции и пласты фосфоритов. Это криптозернистые и аморфные агрегаты (коллофан), кое-где с микрогранобластовым строением. Подробные сведения об их генезисе см. в новейшей монографии В.Н. Холодова (2005) и более ранних учебниках по литологии В.Т. Фролова (1993), Н.В. Логвиненко (1984) и др.

Итоговое обобщение этого раздела об аллотигенных ак- цессориях-долгожителях таково. Исследователям осадочных пород предстоит еще вникнуть в магматогенный, метаморфо- генный и гидротермально-пневматолитический полиморфизм минералов с тем, чтобы систематизировать их структурно-кристаллографические и морфогенетические признаки по примеру типизации кварца, описанной в предыдущем разделе. Предстоит также доисследовать условия, способы и стадиальность ау- тигенеза этих же минералов. И, все же, как бы ни были подробно охарактеризованы типоморфные признаки отдельного минерального вида, их генетическая конвергентность остается вполне возможной. Генетические заключения становятся на порядок более надежными, когда мы прибегаем к анализу парагенети- ческих минеральных ассоциаций. Этому посвящается III часть книги. Но здесь мы рассматриваем только «малые парагенезы» аллотигенных акцессориев тонко- и мелкопесчаных фракций. Их конкретные парагенетические ассоциации вместе с ассоциациями акцессорных минералов-доноров (см. в главе 7) служат основой для выделения терригенно-минералогических палеопровинций. Поясним содержание этого понятия.

Терригенно-минералогические провинции (ТМП)это

области осадконакопления (современные и древние), охарактеризованные единым комплексом терригенных минералов, привнесенных из единой питающей провинции, т.е. из эродируемой суши, где мобилизуется и откуда поступает обломочный материал в конечный бассейн осадконакопления. Термин введен В.П. Батуриным (1937), изучавшим палеогеографию кайнозойской нефтепродуктивной толщи в Прикаспии и на Кавказе. Он делил эти провинции на две категории: простых и сложных, т.е. получившие терригенные компоненты из нескольких областей эрозии.

С тех пор метод картирования ТМП на территориях развития стратиграфически датированных, одновозрастных толщ или горизонтов песков и песчаников с целью уточнения палеогеографии региона (т.е. обоснования местонахождений палеосуши, направлений транспортировки веществ из нее, а также прогнозов локализации ценных россыпей и проч.) получил у нас широкое распространение. ТМП выделялись в пределах платформенных плит, краевых прогибов и, реже, складчатых систем. Пример — работы 50-х гг. XX в. А.Г. Коссовской, В.Д. Шутова и

В.И. Муравьева по выделению пермских и раннемезозойских питающих провинций на площади развития почти всего верхоянского терригенного складчатого комплекса мезозоид Северо-Востока Азии. А также работы сотрудников НИИ Геологии Арктики в г. Ленинграде по картированию терригенно-минера- логических провинций в осадочных комплексах перми и мезозоя севера Центральной Сибири (Ронкина, Вишневская, 1977).

Внутриформационное выделение и сопоставление разновозрастных ТМП применялось также как вспомогательный способ коррелирования территориально разобщенных выходов терригенных последовательностей внутри единого палеобассейна.

Выделенные ТМП именуются несколькими словами, согласно преобладающим минеральным видам и (иногда) по их типоморфным особенностям. С учетом данных особенностей и парагенезов аллотигенных ПК восстанавливают составы и типы пород питающих палеопровинций, и вероятность участия некоторых минералов в более древних осадочных циклах; получают также косвенную информацию об удаленности источников их привноса. Как мы видели в разделе 8.2, относительно недавно И.М. Симанович (1978) внедрил метод решения таких же задач путем статистического анализа типоморфизма породообразующего кварца песчаных пород.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>