Структура и текстура кремнезема импактитов Карской астроблемы

Одной из крупнейших импакт-ных структур, входящих в первую десятку известных земных астроблем -гигантов, является Карская структура, расположенная в России на северо-востоке Югорского полуострова в районе устья р. Кары (рис. 1). Астроблема сформировалась в области палеозойской складчатости при падении космического тела вблизи рубежа мел — палеоген. Традиционно выделяются два самостоятельных одновремен ных кратера — Карский и Усть-Карс-кий [1, 3, 9]. Современный видимый диаметр Карского кратера составляет 60—65 км. Считается, что основная часть Усть-Карского кратера диаметром около 25 км скрыта под водами Карского моря, однако фактически это не подтверждено. Более вероятно, что Карский кратер представляет собой центральную часть депрессии диаметром 120 км, отдельный Усть-Кар-ский кратер не существует, а отнесенные к нему катаклазированные поро ды являются остатками внешней части астроблемы [3, 6].

В качестве основных критериев степени ударного метаморфизма кристаллических пород используются данные о преобразованиях каркасных силикатов, особенно кварца, включающих различные деформации кристаллических решеток вплоть до полной аморфизации с формированием диаплектового стекла, лешательерита, появление высокобарических минеральных фаз коэсита и стишовита [11].

Рис. 1. Схематическая геологическая карта Карской астроблемы [3]: 1—5 — цокольный комплекс: 1 — песчаники, алевролиты, аргиллиты, глинистые сланцы нижней перми; 2 — каменноугольные углисто-глинистые и углисто-кремнистые сланцы; 3 — глинисто-кремнистые сланцы, известняки и кварцитовидные песчаники девона; 4 — глинисто-кремнистые, графито-кремнистые и известковистые сланцы, известняки силура и ордовика; 5 — позднедевонские долериты и габбро-долериты; 6—10 — коп-тогенный комплекс: 6 — псаммито-алевролитовые брекчии; 7 — тагамиты; 8 — лаппилиево-агломератовые зювиты; 9 — глыбовые зювиты; 10 — глыбовые брекчии, мегабрекчии и клиппеновые брекчии; 11 — катаклазированные породы цокольного комплекса; 12 — предполагаемые границы Усть-Карской астроблемы; 13 — разрывные нарушения (а — разломы, б — надвиги); 14 — точки отбора, фото и коды образцов

Fig. 1. Schematic geological map of Kara astrobleme [3]: 1—5 — base complex: 1 — Lower Permian sandstones, siltstones, mudstones, shales; 2 — Carboniferous carbonaceous clay and carbonaceous-siliceous shales; 3 — Devonian clay-siliceous shales, limestones and quartz sandstones; 4 — Silurian and Ordovician clay-siliceous, graphite-siliceous and calcareous shales, limestones; 5 — Late Devonian dolerites and gabbrodolerites; 6-10 — coptogenic complex: 6 — psammito-aleurolite breccias; 7 — tagamites; 8 — lappilite-agglomerate suevites; 9 — lumpy suevites; 10 — lumpy breccias, megabreccias and klippenic breccias; 11 — cataclastic rocks ofbase complex; 12 — suggested borders ofUst-Kara astrobleme;

13 — dislocations (a — faults, б — thrusts); 14 — points of selection, photos and codes of samples

Ударные породы в разных горизонтах Карской структуры испытали различные динамические давления и разное по интенсивности и длительности термальное воздействие, так как отличаются по количеству присутствующего в них ударного расплава и ударно-преобразованного кварца. В пределах Карской астроблемы хорошо представлены конусы разрушения пород, брекчии грис, имеются находки коэсита, раскристаллизованных диаплектовых и расплавных стекол, обнаружен апографитовый и апоугле-родный импактный алмаз [3, 5].

В настоящей работе рассматриваются результаты изучения методами рентгеновской дифракции, ИК- и рамановской спектроскопии структурных и текстурных особенностей стро ения обособлений кремнезема в породах Карской астроблемы, свидетельствующих об импактных и постим-пактных гидротермальных преобразованиях кварцевых тел.

Материалы и методы исследования

Исследованные нами кремнеземистые образцы из Карской импакт- ной структуры отобраны совместно с Н. П. Юшкиным в период полевых экспедиционных работ 1993 г. Коллекция кремнеземистых обособлений охватывала ряд импактных преобразований кварца — от сохранивших свое первоначальное строение кварцевых жил до сильно преобразованных кварцевых осколков, а также отложения кремнезема в постимпактном гидротермальном процессе (рис. 1). Для исследований были приготовлены петрографические шлифы и порошковые препараты. Изучение шлифов осуществлялось на петрографических микроскопах НЕОФОТ, POLAM L213-M (ЛОМО) и OLYMPUS BX51, отдельные фазы в них определены с помощью микрозондового рамановского спектрометра HR 800 HORIBA (дли на волны возбуждающего излучения 632.8 нм). Валовая структурная диагностика порошковых препаратов произведена методами рентгеновской дифракции (Shimadzu XRD—6000, CuKa) и спектроскопии ИК-поглощения (фурье-спектрометр ИнфраЛюм ФТ-02, таблетки KBr 1000:1.5 мг). В качестве эталонных использованы образец кристалла кварца (месторождение «Желанное»), волокнистый халцедон (Средний Тиман), КТ-опал (Казахстан), зерно коэсита, синтезированный a-кристобалит, кварцевое стекло наплава, а также порошковые рентгеновские дифрактограммы и спектры ИКС из открытых баз данных (IEM, RRUF и др.).

Совместное применение для диагностики кремнезема и его смесей в горных породах методов рентгеновской и ИК-диагностики в принципе позволяют делать однозначные выводы о наличии в пробе тех или иных разновидностей кремнезема [12, 15, 16, 19, 21 и др.]. Порошковые рентгенограммы и спектры ИК-поглощения образований микрокристаллического кремнезема в виде халцедона практически идентичны с кристаллозернистым кварцем, но отличаются степенью уширения их компонентов, связанной с малыми размерами и высокой дефектностью слагающих халцедон кристаллитов кварца [4, 8, 18]. Для количественной характеристики степени совершенства кристаллической решетки минерала используются индексы рентгеновской (Кр) и ИК-кристал-личности (КИК). Первый рассчиты-

Рис. 2. Дифрактограммы ( а ) и спектры ИК-поглощения ( б ) некоторых образцов кремнезема из импактитов Карской астроблемы: Qtz — кварц, Cst — коэсит, Crs — кристобалит, Trd — тридимит, Gl — кварцевое стекло; Fls — полевой шпат; Clc — кальцит; Zlt — цеолит. В нижней части графика спектров ИК-поглощения (б) приведены сжатые в 3 раза эталонные спектры тридимита, кварца, кристобалита, коэсита

Fig. 2. Diffraction patterns (a) and IR absorption spectra (б) of some silica samples from impactites of Kara astrobleme: Qtz — quartz, Cst — coesite, Crs — cristobalite, Trd — tridymite, Gl — quartz glass; Fls — feldspar; Clc — calcite; Zlt — zeolite. The lower part of the graph of infrared absorption spectra (б) shows 3 times compressed reference spectra oftridymite, quartz, cristobalite, coesite

Таблица 1

Структурные параметры минеральных фаз кремнезема

Structural parameters of silica mineral phases

Table 1

Номер № пробы	Разновидность кремнезема	Параметры элементарной ячейки				Кристалличность
		а, А	Ь,А	с, А	Р, град	кР	Кик
Л1/2-93		4.907!	4.907,	5.398,	120	6.2	9.2
Л20-93		4.911!	4.911,	5.400,	120	3.6	8.5
Л15-93		4.913!	4.913,	5.402,	120	5.0	6.3
ЛЗ-93П		4.918,	4.918,	5.400,	120	2.2	2.7
ЛЗ-93Б	Кристалле-	4.919т	4.919т	5.40,	120	3.0	3.2
ЛЗ/1-93П	зернистый	4.912.,	4.912,	5.4016	120	1.2	2.2
ЛЗ/1-93Б	кварц,	Не опр.	Не опр.	Не опр.	Не опр.	Не опр.	3.5
ЛЗ/2-93П	халцедон	4.910)	4.910,	5.400,	120	2.5	7.5
ЛЗ/2-93Б		4.917,	4.917,	5.405т	120	6.4	10
Л4-93		4.9111	4.911,	5.401,	120	2.8, >9	7.6
ЛбП-93		4.920;	4.920,	5.40,	120	1.0	2.3
Л6Б-93		4.918,	4.918,	5.406,	120	4.0	2.4
[9]*	Кварц	4.9124 4.9140	4.9124 4.9140	5.4039 5.4050	120	—	—
Эталон	Кристалл кварца	4.9032	4.903,	5.399,	120	10	10
Л6Б-93		7.16g	12.37,	7.2,	121,
ЛЗ-93П		7.15s	12.36,	7.2,	122,
ЛЗ-93Б	Коэсит	7.138	12.37,	7.1,	121,
ЛЗ/1-93Б		7.3i	12.33,	7.4,	122,	—	—
Ю45-93		7.15,	12.35,	7.16,	120!	—	—
[7, И, 12]	Коэсит	7.102 7.148	12.33 12.37	7.112 7.194	120.05 120.34	—	—
Л8-93	Кристобалит, люссатит	5.00;	5.00,	7.2,	90	—	—
Р]	Кристобалит	4.96937	4.96937	6.92563	90	—	—
Эталон	Кристобалит	4.9685	4.968;	6.94,	90	—	—

* В квадратных скобках литературные значения (выделены курсивом). Нижний индекс — погрешность определения. Б, П — белые и полупрозрачные участки.

* Literature values are in brackets (in italics). Subscript — determination error. Б, П — white and translucent areas.

вался по степени разрешения видимого квинтета рефлексов кварца CuKa₁₂ (212), (203), (301) в области 20 = 68° [18]. Индекс ИК-кристалличности согласно [8] нами определен по степени разрешения дублета 780—800 см^-1 валентных симметричных Si—O—Si-колебаний решетки кварца. Аппаратный фактор откалиброван по лабораторному эталону кристалла кварца, которому было присвоено значение К_р = Кик = 10)-

Другой отличительной особенностью таких микрокристаллических агрегатов кварца, как халцедон, является наличие в них дополнительной фазы кремнезема — моганита [4,13,17]. Эта разновидность структуры кремнезема достаточно просто отслеживается методом рамановской спектроскопии, в отличие от методов рентгеновской дифракции и ИКС, что особенно важно при невозможности диагностики микрокристаллического агрегата петрографическим методом [14, 17].

Результаты и обсуждение

Порошковые рентгеновские ди-фрактограммы и ИК-спектры изучен ных образцов кремнезема представлены на рис. 2. В табл. 1 приведены параметры элементарных ячеек фаз кремнезема, которые оказались близкими к значениям в эталонных образцах и приведенным в литературе. Большая часть образцов кремнезема в основном сложена кристаллозернистым кварцем или его микрокристаллической разностью — халцедоном. Известно, что Карский кратер сформировался в шельфовых условиях с последующим интенсивным гидротермальным преобразованием пород, при котором происходило интенсивное переотложение кремнезема в виде халцедона [7]. Как видно из таблицы, индексы рентгеновской кристалличности во многих случаях гораздо ниже значения совершенной решетки кварца. Между двумя вариантами значений индексов кристалличности установлена значимая по уровню 0.01 положительная корреляция, причем индексы ИК-кристалличности существенно выше КИК = 1.6-Кр, что говорит о сохранении ближнего порядка в решетке кварца и наличии микро -размерной дефрагментации или появ лении в пробах микрокристаллического кремнезема — вторичного халцедона. В импактно-метаморфизован-ных кварцевых осколках в составе зю-витов, особенно в их белых участках, установлено наличие коэсита и нерас-кристаллизованного кварцевого стекла. Халцедоноподобная корочка Л8-93 относится к неупорядоченной фазе кристобалита.

Изученные образцы кремнезема могут быть ранжированы в порядке прогрессии параметров ударного метаморфизма согласно классификации ударных структур и преобразований решетки кварца [3,21]. Шоковое давление не более 20 ГПа и постимпакт-ная температура не выше 170 °С приводят к формированию текстур слабо-и умеренно-ударно-метаморфизованного кварца с многочисленными трещинами и следами планарных деформационных элементов. Подобные им-пактные метки обнаружены во фрагментах первичных кварцевых прожилок центрального поднятия кратера (рис. 1, точка опробования (т. о.) 1, обр. Л1/2-93) и в песчаниках нижней перми, слагающих мегабрекчии и глыбовые брекчии коптогенного комплекса на юго-востоке структуры (т. о. 4, обр. Л20-93). Визуально макроструктура данных фрагментов не нарушена при импакте и последующем нагреве пород. Кварцевые жильные тела центрального поднятия разбиты разнонаправленными трещинами, часть из которых минерализована; кварц белый фарфоровидный. В шлифе видно, что зерна первичного кварца размером 1—3 мм содержат мелкие планарные трещины и неясные следы планарных деформационных элементов одного направления (рис. 3, а). Минерализованные трещины заполнены новообразованными кварцевыми зернами и халцедоном, а также осколками первичного деформированного кварца. Основной объем жилы, по данным рентгеновской дифракции и ИКС, сложен кварцем с высоким индексом кристалличности и небольшой примесью полевого шпата (рис. 2, табл. 1). В шлифе кварцевой жилы Л20-93 из глыбы песчаника коптогенного комплекса жилы наблюдается текстура, типичная для жил выполнения (рис. 3, б). В кварце хорошо заметны трещиноватость, следы планарных деформационных элементов. В открытых трещинах присутствуют редкие выделения новообразованного чешуйчатого халцедона и карбонатные зерна, хорошо заметные в шлифах. По

Рис. 3. Микрофотографии шлифов: а — кварцевая жила Л1/2-93 (1 — зерна кварца со следами планарных деформационных элементов; б — кварцевая жила Л20-93 (1 — жильное тело, 2 — вмещающая порода), 2 — новообразованный кварц, 3 — карбонат, 4 — халцедон); в — зерна кварца с планарными деформационными элементами (1) и пластическими деформациями (2) в обр. Л4-93; г — приповерхностная область кремнеземных литокластов (обр. Л3/2-93) в зювитах (1 — микрокристаллический кварц, халцедон, 2 — белый кварц, 3 — кальцит); д — белые коэситсодержащие участки в обр. Л3/1-93 (1 — микрокристаллический кварц, халцедон, 2 — выделения коэсита в нераскристаллизованном диаплектовом кварцевом стекле, 3 — почкообразные агрегаты коэсита; е — почки коэсита (1) в свежем кварцевом стекле (2) обр. Ю45-93; ж — текстурараскристаллизованного лешательерита обр. Л15-93 (1 — халцедон; 2 — зерна кварца); з — участок шлифа Л15-93 с углеродистыми фазами (1 — халцедон; 2 — кварц с углеродистой фазой; 3 — кальцит; 4 — кварц-кальцитовый агрегат; 5 — области формирования муассонита); и — волокнистый кристобалит — люссатит обр. Л8-93 (1 — зона зарождения и геометрического отбора, халцедон; 2 — сферолиты халцедона, 3 — зона радиальнолучистого волокнистого люссатита)

Fig. 3. Microphotos of thin sections: a — quartz vein Л1/2-93 (1 — grains of quartz with traces ofplanar deformation elements, б — quartz vein Л20-93 (1 — vein body 2 — host rock), 2 — newly formed quartz, 3 — carbonate, 4 — chalcedony); в — grains of quartz with planar deformation elements (1) and plastic deformationbi (2) in sample Л4-93; г — near-surface area of silica lithoclasts (sample Л3/2-93) in soevites (1 — microcrystalline quartz, chalcedony, 2—white quartz, 3 — calcite); д — white coesite-containing areas in sample Л3/1-93 (1 — microcrystalline quartz, chalcedony, 2 — inclusions of coesite in non-crystalline diaplectic quartz glass, 3 — nodular aggregates of coesite; e — nodules of coesite (1) in fresh silica glass (2) sample Ю45-93; ж —texture of crystallized lechatelereite sample Л15-93 (1 — chalcedony; 2 — quartz grains); з — portion ofH15-93 with carbon phases (1 — chalcedony; 2 — quartz with carbon phase, 3 — calcium, 4 — quartz-calcite aggregate; 5 — areas of formation of muassonite); и — fibrous cristobalite — lussatite sample Л8-93 (1 — area of origin and geometric selection, chalcedony;

• 2 — chalcedony spherolites, 3 — area of radiating fibrous lussatite)

данным рентгеновской дифракции и ИКС, это существенно мономинераль-ный а-кварц, но с весьма дефектным зернистым кварцем с пониженным индексом кристалличности. Вмещающая порода, пермский песчаник, состоит из кварцевых зерен со средним размером 150—200 мкм, которые несут явные следы ударных изменений в виде систем трещин.

Наличие в кварцевых зернах нескольких разнонаправленных систем планарных деформационных элементов, следов коэсита указывает на повышение стрессового давления до 35 ГПа, а постударной температуры до 300 °С [1]. Такие элементы деформаций повышенной степени шоковых преобразований кварца выявлены в некоторых импактных литокластах кремнезема в составе зювитов (рис. 1, т. о. 3, обр. Л4-93). На рентгенограммах полупрозрачной части обр. Л4-93 фиксируются рефлексы кварца и небольшой примеси кальцита. В спектрах ИК-поглощения данного образца зарегистрированы только полосы кварца с довольно высоким пониженным индексом кристалличности (рис. 2, табл. 1). Судя по форме груп- пы рефлексов в области 20 = 68°, проба содержит кварц с высокой степенью кристалличности (Кр > 9) и низкоупорядоченный компонет (Кр = 2.8). Действительно, по наблюдениям, в шлифе литокласт сложен зернами первичного кварца с разнонаправленными трещинами и сколами, тремя — пятью системами планарных деформационных элементов и зернами бездефектного новообразованного или перекристаллизованного кварца (рис. 3, в).

Ударные давления до 35—60 ГПа и последующий нагрев вещества до 300—900 °C приводят к прямой амор-физации кварца (диаплектовые стекла), его переходу в коэсит и стишовит. При нормальном давлении стишовит трансформируется в кварц уже при 400 °C, в то время как коэсит устойчив до 1200 °C. Данная композиция продуктов шокового преобразования кварца зафиксирована в серии импак-тных кремнеземных литокластов с белой фрагментарной поверхностью, широко распространенных в зювитах и брекчиях структуры, например в обр. Л3-93, Л3/1-93, Л3/2-93 (т.о. 2) и Л6-93 (т. о. 3). Внутренняя часть литокластов полупрозрачная, с включениями фарфоровидных белых участков. Те и другие выполнены крупными нетекстурированными блоками кремнезема с мозаичным и волнистым погасанием (рис. 3, г). В белых частях присутствуют также новообразованные мелкие глобулы и зерна халцедона и кварца (0.1 мм), развитые по трещинам. По данным рентгеновской дифракции и ИКС, кремнезем в основном представлен низкоупорядоченным кварцем (рис. 2, табл. 1).

Рамановские спектры полупрозрачных участков кремнезема представляют собой суперпозицию линий кварца и моганита (рис. 4, Л3/2-93), характерную для микрокристаллического кремнезема — халцедона. Следы моганита хорошо прослеживаются по дополнительной линии симметричных O-Si-O-колебаний (504 см1) на высокочастотном крыле колебаний этого типа в решетке кварца (464 см-1) [17]. В рамановских спектрах белых участков присутствует также линия 521 см-1, относящаяся к симметричным O-Si-O-колебаниям в решетке коэсита [10, 17]. Порошковые диф-рактограммы белых участков кроме рефлексов кварца содержат рефлексы коэсита, наиболее интенсивные из которых 040 (d = 0.309 нм) и 130 (d = 0.342 нм), а также гало в области 20 = 20—30°, характерное для кварце вого стекла. В спектрах ИКС белых участков литокластов на фоне интенсивных полос поглощения кварца (372, 398, 465, 513, 778, 799, 1095, 1166 см-1) заметны также полосы 560, 603, 1040, 1225 см-1, которые относятся к решетке коэсита [21]. По результатам изучения шлифов под микроскопом и рамановским зондом (рис. 2, д) установлено, что коэсит развивается по диаплектовому кварцевому стеклу, сохранившемуся в белых участках литокластов. Он также присутствует в зонах контакта диаплектового стекла и микрозернистого кремнезема в виде почек размером 20—50 мкм. Тонкие корочки почковидных агрегатов коэсита были обнаружены также в полупрозрачных частях литокластов, при этом центральная часть почек сложена микрокристаллическим кремнеземом (рис. 3, обр. Л3/1-93).

Осколок кварцевого импактита размером около 1 см, отобранный из зювитов района р. Анарагы (т. о. 5, обр. Ю45-93, рис. 1), почти нацело сло

Рис. 4. Спектры комбинационного рассеяния белых (Б) и прозрачных (П) участков обр. Л3/2-93, коэситовых глобул (2), их центральных частей и вмещающего матрикса (1 — халцедон). Снизу и сверху приведены эталонные спектры кварца и коэсита. Положение рамановских линий: кварца (регулярный шрифт), моганита (курсив), коэсита (жирный шрифт)

Fig. 4. Raman spectra ofwhite (Б) and transparent (П) areas of sample Л3/2-93, meshy globules (2), their central parts and host matrix (1 — chalcedony). Down and up — reference spectra of quartz and coesite. The position of the Raman lines: quartz (regular), moganite (italics), coesite (bold)

жен нераскристаллизованным диап-лектовым кварцевым стеклом с коэ-ситом (рис. 3, е). На рентгенограмме данного образца доминирует полный набор узких рефлексов коэсита (рис. 2, табл. 1) на фоне гало от диаплектового кварцевого стекла, присутствуют слабые рефлексы цеолита и кварца. ИК-спектр образца Ю45-93 представляет собой суперпозицию спектров широких полос поглощения кварцевого стекла и полного набора линий кристаллического коэсита: 381, 397, 421, 440, 450, 561, 603, 684, 794, 813, 1041, 1101, 1158, 1224 см-1. Рамановский спектр коэсита данного образца (117, 151, 177,204, 270, 328, 356, 426, 467, 521 см-1) также не отличается от эталонного на рис. 3 [10, 17].

При ударном сжатии кварцсодер-жащих пород более 50 ГПа и достижении остаточной температуры 1100 °C происходит плавление кварца с образованием кварцевого стекла (лешательерита), содержащего округлые поры. Такое стекло при охлаждении обычно трансформируется в микрокристаллический кварц. Подобные структуры обнаружены в крупных обособлениях кремнезема в зоне развития тагамитов Карской структуры (т. о. 5, обр. Л15-93, рис. 1). В шлифах видно, что основная масса импактита сложена тонкозернистым халцедоном с размером глобул 10—50 мкм, присутствуют зерна кварца размером до 0.05 мм (рис. 3, ж). Развиты фрагменты первичных пузырьков расплава в виде скоплений сферической формы, изогнутых каналов с закругленными границами. Рентгенограмма и ИК-спектр образца соответствуют микрокристаллическому кварцу со средним значением индекса кристалличности (рис. 2, табл. 1). Рамановский спектр тонкозернистого кремнезема наряду с линиями кварца содержит линию мо-ганита 504 см-1, характерную для халцедона.

На высокую температуру формирования агрегата микрокристаллического кремнезема в обр. Л15-93 указывают находки в нем углеродсодержащих фаз. Вблизи выделений мелкозернистого (<20 мкм) мономинерального кальцита и кварц-кальцитового агрегата (рис. 3, з) обнаружены крупные выделения углеродистого вещества. Оно идентифицировано методом рамановской спектроскопии по линиям комбинационного рассеяния первого порядка (1100—1700 см-1) и их обертонов (2300-3300 см-1) (рис. 5). Группа линий первого порядка является суперпозицией трех компонентов: линии G графитового мотива структуры, линий D и D’, связанных с дефектами упорядочения графитовых слоев (табл. 2). Судя по параметрам G- и D-линий, углеродистое вещество близко к стеклообразному углероду с элементами упорядочения по типу турбостатного графита [2, 20]. Оно могло сформироваться из органического вещества в ходе высокотемпературного постимпактного прогрева вмещающих пород. В непосредственной близости с углеродной фазой в оторочке микрокристаллического кварц-кальцитового агрегата также обнаружены выделения микронных кристаллов муассонита (рис. 6). Присутствие в раскристаллизованном лешательерите карбида кремния свидетельствует о постимпактном прогреве силикатного расплава до температур выше 1600 °С, что вполне допустимо, учитывая тот факт, что обр. Л15-93 отобран в долине р. Анароги, зоне развития тагамитов — постимпактном расплаве пород мишени [5].

---------------1------------------1------------------1------------------1------------------1------------------1------------------1------------------1 I 1------------------1------------------1------------------1------------------1------------------1------------------'------------------1------------------1------------------1------------------1------------------1------------------1------------------г

1000   1200   1400   1600   1800   2000   2200   2400   2600   2800   3000   3200

Рамановский сдвиг, см

Рис. 5. Спектр комбинационного рассеяния включения углеродистого вещества в обр. Л15-93 (области 2 на рис. 3, з). Для сравнения приведены рамановские спектры стеклоуглерода и турбостатного графита

Fig. 5. Raman spectrum of inclusion of carbonaceous substance in sample Л15-93 (area 2 in Fig. 3, з). For comparison, the Raman spectra of glassy carbon and turbostatic graphite are given

Таблица 2

Компоненты рамановского спектра углеродного вещества обр. Л15-93 в области 1100-1700 см-1

Table 2

Components of Raman spectrum of carbonaceous substance of sample Л15-93

in 1100-1700 cm-1
Компонент	Положение, см	Полуширина, см	Площадь, усл. ед.
D1	1330.5,	38,	Н9!
G	1584.32	31,	70,
D2	1617.95	20,	12,

Постимпактные выделения кремнезема в виде новообразованных зерен кварца и халцедона встречены почти во всех изученных образцах — жильном кварце, кварцевых импактитах с диаплектовым стеклом и коэси-том. Примером типичных прожилковых постимпактных выделений кремнезема, образующихся в результате гидротермального процесса [7], являются просвечивающие светло-зеленые кремнеземные сферолитовые корочки и прожилки (обр. Л8-93, рис. 1), часто встречающиеся в виде выполнений трещин в опоках коптогенного комплекса. Зона зарождения и геометрического отбора в них сложена зернами кварца и чешуйчатым халцедоном (рис. 3, и). Радиально-лучистая волокнистая часть сферолитов, по данным рентгеновской дифракции (табл. 1, рис. 2, Л8-93), выполнена неупорядоченным кристобалитом — люссатитом. Спектр ИК-поглощения сферолитов аналогичен таковому для

КТ-опалов. Он может быть интерпретирован как суперпозиции полос поглощения низкоупорядоченных фаз тридимита и кристобалита, что подтверждается данными рамановской спектроскопии. В характеристической области каркасных силикатов спектр комбинационного рассеяния сферолитов представляет собой доминирующую широкую полосу с максимумами 305 и 350 см-1, относящуюся к колебаниям решетки низкоупорядоченного тридимита, осложненную по крыльям полосами при 230 и 418 см-1, обусловленными кристобалитом [16].

Заключение

В результате комплексных текстурно-структурных и микрозондо-вых исследований материала импактитов Карской астроблемы выявлены индикаторные разновидности кварца и других модификаций кремнезема, представляющие основные стадии ударного метаморфизма пород мише-

Рис. 6. Спектр комбинационного рассеяния включений карбида кремния (верхний спектр) и его отдельных микрокристаллов в обр. Л15-93 (области 5 на рис. 3, з)

Fig. 6. Raman spectrum of silicon carbide inclusions (upper spectrum) and its individual microcrystals in sample Л15-93 (area 5 in Fig. 3, з)

ни. В пробах кремнеземов выявлены следующие следы шокового метаморфизма: планарные трещины и планарные деформационные элементы, маркирующие низкопараметрические преобразования; сохранившийся ко-эсит в составе нераскристаллизован-ных диаплектовых стекол, возникший в результате экстремально ударного сжатия пород; раскристаллизованные стекла плавления кварцсодержащих пород в зонах развития высоких температур. Охарактеризованы типичные продукты новообразования кремнезема на гидротермальной стадии эволюции кратера, инициированной импак-тным процессом. Они представлены выделениями халцедона и низкоупорядоченного волокнистого кристобалита — люссатита, развитыми по кремнеземным обособлениям коптогенно-го комплекса. Текстурные характеристики, полученные рентгенограммы, рамановские и ИК-спектры названных разновидностей кремнезема, отвечающих разной степени шокового метаморфизма кварца Карской астроблемы, могут быть использованы в качестве эталонов для выявления и диагностики аналогичных образований за пределами видимой границы астроблемы.

Автор искренне признателен сотрудникам Института геологии Коми НЦ УрО РАН С. И. Исаенко, М. Ф. Са-мотолковой, Б. А. Макееву за выполнение аналитических работ методами рамановской, ИК-спектроскопии и рентгеновской дифракции, а также выпускнику СыктГУ Н. С. Тихомирову за выполненное петрографическое изучение шлихов и огромную помощь при обработке фактического материала.

Работа выполнена при финансовой поддержке проекта программы фундаментальных исследований УрО РАН № 15-11-5-33 “Развитие инновационных технологий с целью эффективного и комплексного использования минерального сырья и получения новых материалов на минеральной основе».