Полная версия

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

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Терригенные парагенезы

Породы этой группы входят в состав мощных (многие сотни метров) толщ, слагающих крупные структурные элементы складчатых областей и их окраин. Сюда относятся, например, позднепалеозойские молассовые комплексы впадин (Карагандинской, Джезказганской), возникших на складчатом фундаменте каледонид Центрального Казахстана, и пермские молассовые комплексы Предуральского краевого прогиба, и граувак- ки флишевых формаций нижнего карбона герцинид Центральной Европы (Гарц, ФРГ), и многие др. образования, о которых будет сказано ниже. Их породообразующие компоненты псаммитовых и пелитовых фракций весьма разнообразны по составу, но последним свойственна одна общая для всего комплекса этих пород особенность. Ее В.Д. Шутов сформулировал и объяснил так: «В терригенных парагенезах, сформированных за счет непрерывного размельчения и отмучивания материала из консолидированного субстрата питающей провинции, имеет место следующее соотношение степени совершенства ассоциаций глинистых минералов: худшая окристаллизованность глинистых минералов наблюдается среди массы глин, в цементе песчаников она улучшается, а в глинистых минералах, выделенных непосредственно из зерен обломочного костяка пород (тщательно отмытого от цемента), она максимально хорошая [курсив наш — автор]. Условно направленность окристаллизованности глинистых минералов можно изобразить так: глины —> цемент песчаников -» обломки пород. Это обусловлено: во-первых, единым процессом истирания материнских пород и естественным отмучиванием из них тонких («глинистых») фракций, состоящих из глинистых и слюдистых минералов консолидированного вещества пород источников сноса; во-вторых, общей деградацией глинисто-слюдистых минералов, слагающих дисперсную взвесь (о деградации и аградации см. выше, в разделе 5.9). Естественно, что с увеличением сроков пребывания дисперсной взвеси в седиментационной среде деградации исходных минералов со слоистой структурой будут увеличиваться. Поэтому все глинистые минералы собственно глин деградиро- ваны максимально, а ассоциация дисперсных слоистых силикатов, выделенных из обломков и не успевших дезинтегрироваться в природном процессе, характеризуется минимальной деградацией. Глинистые минералы цементирующей массы песчаников займут промежуточное положение» (Шутов, 1975, с. 5-6).

Далее этот исследователь, употреблявший термин «эпигенез» в современном понимании стадии катагенеза (см. в главе

3), добавил нижеследующее: «Эпигенез (начальный), как правило, не меняет направленности общей окристаллизованности исходных глинистых минералов в гранулометрическом спектре терригенных парагенезов. Очевидно, процесс эпигенетической перекристаллизации тонкодисперсного материала не стирает, а в значительной степени наследует главнейшие кристаллохимические особенности, свойственные глинистым минералам седиментационной стадии» (Шутов, 1975, с. 6).

Теперь рассмотрим конкретные три разновидности терригенных парагенезов и их индикаторные значения.

Петрогенные комплексы (см. рис. 9.1.) отвечают нижеследующим условиям осадочного процесса: 1 — чрезвычайно интенсивным темпам седиментации в сочетании с высокими скоростями эродирования постоянно воздымавшейся соседней гористой или холмистой суши, 2 — преобладанием на этой суше пород магматических, 3 — одноактностью осадочного цикла (мобилизация — перенос — седиментация — диагенез и катагенез). Такие условия особо характерны для орогенных стадий развития тектонически подвижных поясов и вполне вероятны для отдельных этапов развития рифтогенных структур. В качестве типовых объектов для характеристики петрогенных комплексов В.Д. Шутовым были проанализированы 14 породных комплексов разного возраста и местонахождения: карбон Карагандинского синклинория, а также Верхнего, Среднего и Нижнего Гарца; нижняя пермь Печорского БП и верхняя — в Оренбургском Предуралье; юра нижняя из Иркутского угольного бассейна и верхняя из Приверхоянского прогиба; флишевые и молас- совые образования нижнего неогена о. Сахалин. У всех у них чрезвычайно многокомпонентны составы псаммитовых фракций. Внутри главного классификационного треугольника минералогические поля их песчаных пород располагаются между классификационными полями собственно граувакк и граувакко- вых аркоз, в единой зоне, которая протягивается от левой нижней вершины треугольника {«100% обломков пород») вдоль биссектрисы и до границы с аркозовыми полями.

Эта зона петрогенных граувакк разбивается на «узлы» гра- уваккообразования, или на два уровня с последовательно все более глубоким вскрытием изверженного и (или) метаморфического субстрата. Группа частных полей в левой половине «пет- рогенной зоны» образована за счет древних базальтов, спили- тов, диабазов, порфиритов (кислые эффузивы играют здесь подчиненную роль); группа частных полей в правой половине «петрогенной зоны», возникла за счет диоритов, гранодиоритов и различных гнейсов.

Для этих двух уровней граувакк специфичны типы полевых шпатов, типы обломков пород и распределение характера дисперсных минералов. Если для первого «узла» характерна деградация диоктаэдрической гидрослюды (от обломков к аргиллитам) с аградацией хлорита в цементе песчаников, то во втором «узле» появляются и резко преобладают триоктаэдрические слюды — биотит, флогопит, которые также испытывают направленную деградацию с образованием ряда «подвижных» хлоритов и интенсивную аградацию в цементе песчаника, дающую ряд корренсита-хлорита.

Невзирая на специфику состава, вся совокупность частных парагенезов имеет общность в развитии как обломочных, так и дисперсных компонентов. Относительно последних весьма наглядные примеры деградации терригенных глинистых минералов (в последовательности: обломки пород —> цемент песчаника —> основная масса глины или аргиллиты) приводятся на примере граувакк верхнего карбона Караганды. Там господствуют два минеральных вида: гидрослюды и хлориты; в отдельных фациях к ним добавляется небольшая примесь обломочного каолинита.

Гидрослюда в обломках характеризуется базальным рефлексом в 10 А, что свидетельствует об отсутствии в ее решетке разбухающих пакетов. Показано, что такой характер гидрослюды из обломков пород сохраняется в песчаниках всего разреза'. В цементе их гидрослюда характеризуется базальным рефлексом — 9,8 А {при насыщении образцов глицерином), что соответствует примерно 20% разбухающих слоев. В аргиллитах базальный рефлекс минерала равен 9,7 А, что соответствует около 30% разбухающих слоев. Таким образом, по мере природной диспергации вещества имеет место деградация слюдистого компонента. В материнских породах и в зернах, как в закрытых «капсулах», гидрослюда не изменена, но в цементе песчаников и особенно в аргиллитах она деградирована все сильнее и сильнее. Такое распределение характера минерала свидетельствует об исходно-терригенном происхождении всего вещества парагенеза (с действием механизма природного от- мучивания, сопровождающегося деградацией тонкодисперсных частиц).

Данные по хлориту тоже согласуются с выводами об обломочном характере исходного глинистого вещества. В первых двух наборах (в обломках и цементе песчаников) хлорит свежий с полноценной бруситовой сеткой, о чем свидетельствует рефлекс d = 14 А, не меняющийся после прокаливания. В аргиллитах хлорит гидратирован и при прокаливании уменьшает рефлекс до значений d = 13,6-13,5 А.

Если теперь рассмотреть особенности распределения основных фемических элементов (FeO + MgO) в аргиллитах и песчаниках, то можно обнаружить следуЬщее: в аргиллитах в целом (в породе) Fe + Mg в %% столько же, сколько их во фракции мельче 0,001 мм, выделенной из этой же породы. Здесь все сбалансировано. Но в песчаниках процентного количества Fe + Mg во фракциях мельче 0,001 мм намного больше, чем в породе в целом. Это объясняется постседиментационной «перекачкой» Fe+Mg из песчаных обломков в аутигенную фазу цемента.

Можно констатировать, что в песчаниках прошла как трансформация, так и аутигенное новообразование хлорита за счет внутрислойного растворнения фемических обломков и, в частности, за счёт исчезнувших зерен прироксенов и амфиболов, (т.е. минералов-доноров). Признаки зональности катагенетиче- ского растворения этих минералов фиксируются в сегодняшнем распределении по разрезу компонентов «тяжелой фракции».

Поскольку в аргиллитах фемические обломки — источник Fe и Мд были перетертыми ещё в седиментационную стадию, хлориты остались в них не обновленными — дефектными, унаследованными от исходного обломочного вещества.

В петрогенном парагенезе, как правило, всегда проходят интенсивные аградационные процессы (в цементе песчаников), связанные с поступлением в баланс аутигенного минералооб- разования значительного числа активных элементов, возникающих за счет разрушения нестойких обломочных компонентов еще в стадию начального катагенеза. Этот тип парагенеза обладает большим резервом для аутигенного минералообразова- ния (хлориты, гидрослюды, иногда цеолиты, пренит и др.), реализация которого приводит на стадиях глубинного катагенеза и метагенеза к маскировке ряда направленной деградации глинистых минералов в гранулометрическом спектре песчаник-глина.

Петрогенные граувакки сменяются в конце орогенной или начале посторогенной стадии собственно аркозовыми накоплениями, возникающими независимо от фациальных обстановок и климатических зон, в которых проходило осадконакопление. Ар- козы подобного типа описаны в морских и континентальных отложениях как гумидного, так и аридного климата.

Литокластогенные комплексы возникают, как и предыдущие, тоже в геодинамически мобильной среде, но за счет пере- отложения пород более древних осадочных. Т.е. здесь мы имеем дело, по крайней мере, со вторым циклом седиментации, а иногда может быть, и с третьим-четвертым циклами. Такое бывает в СБ пассивных материковых окраин (прежде именовались миогеосинклиналями) и в орогенных впадинах. В качестве типичных представителей этих комплексов В.Д. Шутов указал на джезказганскую свиту С2 в одноименной впадине (Казахстан), терригенный комплекс Р2 Уэльса (Великобритания), комплексы Р-Т полуострова Мангышлак, толщи J1-2 южного склона Большого Кавказа, а также J-K Предкавказья; устричную свиту K2t Ферганской впадины (Узбекистан) и др. Поля фигуративных точек, отразивших итоги количественных подсчетов состава главных ПК песчаников этих формаций, изображенные на центральной треугольной диаграмме, группируются иначе, чем в предыдущих (петрогенных) комплексах (рис. 9.2.). Эти поля группируются в широкую зону, которая протягивается от левой нижней вершины треугольника (100% обломков пород) сперва, как и в предыдущем парагенезе, вдоль биссектрисы, но только до центра

Литокластогенные комплексы, по В.Д. Шутову (1975)

Рис. 9.2. Литокластогенные комплексы, по В.Д. Шутову (1975).

треугольника, а затем круто сворачивает вверх и несколько назад, тяготея к левой стороне треугольника «обломки пород — кварц». Таким образом, основная масса литокластических песчаников находится среди классификационных полей полевош- пат-кварцевых граувакк. Некоторые поля отвечают категории кврацевых граувакк. Это связано с тем, что все литокластичес- кие песчаники характеризуются широким диапазоном содержания кварца и обломков пород при относительном постоянстве полевых шпатов. В составе обломков пород преобладают глинистые, алевролитовые и мелкопесчаные разности. Они не стойки к механическому истиранию и сохраняются после транспортировки в СБ не полностью. Многие из них диспергируются, изменяя таким способом количественное соотношение главных обломочных компонентов в пользу кварца.

Вышеописанная диспергация служит причиной одной из характерных особенностей фракционной дифференциации минералов и обломков пород. В отличие от петрогенных граувакк песчаники данного парагенеза характеризуются обратной зависимостью между содержанием в них литокласт и средним диаметром зерен. То есть, чем крупнее зернистость песчаника, тем он менее полимиктов. Это доказано и статистически, и на конкретных примерах. В частности, в джезказганской свите каменноугольного возраста переход грубозернистых пород фации подводной дельты в более мелкозернистые песчаники фаций пересыпей и кос сопровождался уменьшением процентного содержания в них зерен кварца и полевых шпатов за счет возрастания количества литокластов с тонкозернистой и скрытокристаллической структурами.

Дочерние треугольники (см. рис. 9.2.) показывают, что среди вышеупомянутых тонкозернистых и скрытокристаллических литокласт преобладают разновидности: кремней, кремнистых известняков, мергелей, глинистых и глинисто-кремнисто-слюдистых сланцев, аргиллитов и алевролитов преимущественно кварцевого состава. В подчиненном количестве бывают обломки эффузивов — чаще всего кислого, но иногда среднего и основного состава. Полевые шпаты представлены альбитом либо кислым олигоклазом (до № 20) и калишпатом при полном отсутствии плагиоклазов более основного состава. Среди акцессо- риев «тяжелой фракции» присутствуют гидрооксиды железа, агрегаты лейкоксена и широкая гамма устойчивых минералов: цирконы, турмалины, рутилы, реже гранаты и ставролиты.

Анализ компонентов во всех дочерних треугольниках обнаруживает отчетливую тенденцию увеличения числа устойчивых компонентов при переходе от одного частного поля к следующему вдоль единой зоны литокластических комплексов (см. рис. 9.2.). Такая тенденция объяснима тем, что направление вдоль установленной зоны литокластических пород соответствует тенденции к увеличению числа циклов переотложения тер- ригенного вещества. А осадки, которые накопились в результате многократного переотложения грауваккого вещества, обладают меньшими резервами для аутигенного минералообразо- вания. По сравнению с петрогенными комплексами, они содержат много устойчивых обломочных компонентов, способных насыщать интерстиционные воды пород активными элементами только в глубинном катагенезе, после конформного растворения песчаных зерен пород.

Поэтому аградационные процессы в цементе песчаника данного парагенеза (образование хлорита, слюды идр.) наблюдается лишь в зоне глубинного катагенеза. Изначальные минералы тонкодисперсного вещества здесь характеризуются удивительным единообразием: деградированная гидрослюда и монтмориллонит. Только на стадии глубинного катагенеза они трансформируются в хорошо ©кристаллизованные слюду и хлорит.

Апосапрогенные комплексы — это такие гранулометрические спектры, формирования которых связаны с разрушением выветрелых (сапрогенных) материнских пород в питающих провинциях СБ. В данном случае материнскими образованиями служат коры выветривания — каолинитовые, иногда монтморил- лонитовые в сочетании со слабоизмененными и неизмененными породами их основания. То есть эти комплексы формируются после тектонических пауз, способствующих пенепленизации рельефа и выветриванию пород на суше. Последнему благоприятствует гумидный климат. Новый цикл тектонической активизации способствует формированию холмистого рельефа суши и привносу оттуда в конечный бассейн апосапрогенных компонентов.

При малых мощностях коры выветривания накапливаются граувакки, малоотличные от двух предыдущих комплексов (добавляется к их пелитовой фракции кластогенный каолинит и несколько повышается кварцевость песчаных фракций). Но увеличение в источниках сноса доли веществ из мощной коры выветривания вызывает в составе формирующихся граувакк сильное искажение первичного соотношения петрографических типов материнских пород: возрастает содержание устойчивых обломков, в первую очередь, кремней и фельзитовых микроагрегатов из кислых эффузивов и даек. Возрастание их количеств приводит, в конце концов, к потере индивидуального облика граувакк из-за исчезновения компонентов, отражающих все особенности петрографического состава неизмененного субстрата питающей области. Это можно рассматривать как формирование апо- сапрогенного парагенеза. Минеральные поля его показаны на треугольнике рис. 9.3. В совокупности они примыкают к левой боковой стороне, которая соединяет точки со стопроцентными содержаниями обломков пород и кварца.

Поля апосопрогенных граувакк как бы «стремятся», сменяя друг друга, приблизиться к кварцевой вершине. И, вместе с тем, их овальные контуры ориентируются не строго параллельно стороне треугольника, но наклонены, как бы стремясь оторваться от нее, вправо, т.е. в сторону биссектрисы. Эти наклоны отражают присутствие в комплексе отдельных прослоев песчаника с сохранившимися от выветривания обломками минералов или минеральных агрегатов. В.Д. Шутов считал, что поля песчаников с набором свежих обломков следует относить к петро-апоса- прогенному подтипу, в то время иные поля содержащие более 40% кварца и не имеющие явно выраженной диагональной ориентировки надо относить к собственно апосапрогенному типу. При гранулометрическом измельчении обломочных зерен этого типа парагенеза соотношения между стабильными и нестабильными ПК сдвигается в сторону роста устойчивых разностей.

Дочерние треугольники (см. рис. 9.3.) хорошо подчеркивают направленно-стадийное развитие этого парагенеза. Например, обломки пород меняются от ассоциации, где вместе с кислыми эффузивами присутствуют диабазы, спилиты и др. основные вулканиты, до наборов, сложенных исключительно кремнями, обломками фельзитовой массы и кварцитами. Среди полевошпатовых ПК намечаются тоже две ассоциации: с Na-плаги- оклазами и с калишпатами; первые тяготеют к начальным стадиям формирования данного парагенеза, а калишпатовая — к его завершающим этапам. Но в обоих случаях общее содержание полевых шпатов в песчаной породе не превышает первых процентов.

Апосапрогенные комплексы, по В.Д. Шутову (1975)

Рис. 9.3. Апосапрогенные комплексы, по В.Д. Шутову (1975).

Очень специфичен набор «тяжелых» акцессориев с гетерогенной устойчивостью. Здесь устойчивые минералы из кислых эффузивов — циркон, турмалин, апатит и др. сосуществуют с менее устойчивыми акцессориями из основных и даже ультра- основных пород — хромитом, пикотитом и гранатами. Последние в зоне катагенеза испытывают внутрислойное растворение и при усилении степени постседиментационных изменений они исчезают совсем.

Сравнение химизма апосапрогенных песчаников с другими группами показало меньшее содержание в них щелочей и щелочноземельных элементов и повсеместное преобладание Na20 над К20 в апосапрогенных породах при обратном соотношении этих элементов в литокластах и аркозах. Первое связывается с большей выветрелостью ПК рассматриваемых пород, а второе объяснимо тем, что в составе апосапрогенных граувакк большая часть Na связана не с кислыми плагиоклазами, а с обломками кислого стекловатого базиса — устойчивого при химическом выветривании, но хрупкого и не сохраняемого в процессе многократного переотложения терригенного материала (в литокластовых комплексах).

Набор глинистых минералов в породах данного парагенеза характеризуется известной пестротой. Здесь фиксируется выполнение пор чешуйчатым трехкомпонентным агрегатом: сме- шанослойная гидрослюда, каолинит и хлорит. Такой состав отмечается и в песчаном цементе, и среди аргиллитов разных фаций (бассейновых и подугольной), что очень важно, т.к. доказывает обломочное происхождение каолинита и его былое наличие в составе дисперсной взвеси, поступавшей в СБ.

И еще несколько слов относительно сродства грубообломочного вещества с тонкодисперсным. И в этом парагенезе фракция мельче 0,001 мм, выделенная из внутреннего объема терригенных обломков, цемента и аргиллитов, качественно однотипна, хотя разупорядоченность, деффектность минералов возрастает от обломков к аргиллитам. Для гидрослюды это тот же ряд минералов с базальными рефлексами 10 А, 9,8 А, 9,7 А (после насыщения образца глицерином), что соответствует минералу без разбухающих слоев и далее с таковыми в количестве 20% и 30%. Для хлорита неизменяемые рефлексы 14 А фиксируются только в обломках. В цементе и аргиллитах при прокаливании он уменьшается до 13,6-13,4 А. Аналогичная направленность деградации обоих минералов свидетельствует об исходном обломочном типе глинистого вещества, возникающего за счет переотложения коры выветривания и истирания не вполне выветрелых терригенных обломков.

Отсутствие процессов трансформации и новообразования в аргиллитах и даже в цементе песчаников подтверждается анализом распределения Fe+MgO в породе. Так во фракции мельче 0,001 мм, выделенной как из аргиллитов, так и из цемента песчаников, этих компонентов существенно меньше, чем в соответствующей породе в целом. Это говорит о том, что никакой «перекачки» фемических элементов, имевшей место в песчаниках петрогенного парагенеза, в породах данного парагенеза нет и не было. Основные структурно-минералогические связи между обломками и тонкодисперсными минералами возникли здесь еще в коре выветривания источников сноса, и в таком виде они были унаследованы последующими стадиями развития апоса- прогенного парагенеза.

Поэтому данный парагенез лишен почти всякого резерва веществ для постседиментационных аутигенных процессов. Диагностические признаки парагенеза ценны как индикаторы скрытых перерывов в седиментации и ландшафтных перестроек в СБ.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>