Полная версия

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

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

ОПЫТ КОМПЛЕКСНЫХ ЛИТОЛОГО- ФАЦИАЛЬНЫХ И СТАДИАЛЬНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ МИНЕРАЛЬНЫХ ПАРАГЕНЕЗОВ ГРАУВАКК И АРКОЗОВ ВЕРХОЯНСКОГО КОМПЛЕКСА. РЕКОНСТРУКЦИЯ СЕДИМЕНТО- И ЛИТОГЕНЕЗА. СООТНОШЕНИЯ КАТАГЕНЕЗА И МЕТАМОРФИЗМА. НОВОЕ О МЕТАГЕНЕЗЕ. РУДОГЕНЕЗ

Общие сведения об объекте, методах исследования, палеогеографических реконструкциях

Очень мощные толщи песчано-алеврито-глинистых пород с возрастом от раннекаменноугольного до позднеюрского включительно, развитые в пределах Верхояно-Колымского складчатого пояса мезозоид и известные в литературе под названием верхоянского терригенного комплекса (дано Н.П. Херасковым в середине 30-х г.г. XX в.), а также угленосно-терригенные отложения верхней юры и нижнего мела в соседнем Приверхоянском прогибе (в бассейне р. Лена) — служат прекрасным полигоном для стадиально-геоминералогических исследований. Этот полигон (его часть, охватившая Западное Верхоянье и соседнюю окраину Сибирской платформы, ее Вилюйскую синеклизу) был исследован в 50-х годах А.Г. Коссовской и В.Д. Шутовым (1956) совместно с В.И. Муравьевым. В 1972-85 г.г. сюда же и значительно севернее пришёл работать автор под руководством заслуженного деятеля науки РСФСР, профессора Г.Ф. Крашенинникова (Крашенинников, Япаскурт, 1977). По этим материалам он в 1987 г. защитил докторскую диссертацию, оппонентом которой выступала А.Г. Коссовская. Она признала в этой работе развитие своих идей в области геоминералогии и согласилась с новыми, принципиально отличными от её первоначальных взглядов, доводами автора относительно стадиальной оторванности от литогенеза метаморфических изменений осадочных комплексов и относительно отсутствия прямой зависимости между глубиной погружения осадочной толщи и началом метаморфических процессов {см. ниже). Рассмотрим сделанное автором по порядку {Япаскурт, 1992).

Исследованный комплекс отложений позднего палеозоя, триаса, юры и раннего мела слагает на площади между правобережьями рек Лена, Алдан и р. Яна гигантскую, толщиной свыше 16 км, линзу дислоцированных терригенных пород, прошедших через стадии глубокого катагенеза, метагенеза и локально затронутых зеленосланцевым или еще более глубоким метаморфизмом. Их генезис устанавливался автором с помощью приемов литоло-фациального и формационного анализов, разработанных литологами школы ГИН АН СССР.

Существо этих приемов сводится, вкратце, к следующему. Прежде всего, производилось послойное описание многих объектов комплекса с попутным выявлением и систематизацией литологических типов терригенных пород со свойственными им комплексами первичных (генетических) и вторичных (наложенных) структурно-вещественных и текстурных признаков. Далее анализ только первичных признаков позволял устанавливать генетические типы исходных осадков. Парагенезы генетических типов, которые соответствовали определенным палеоланд- шафтным обстановкам седиментации, объединялись в соотве- ствующие им фации. Парагенезы сопряженных фаций, отвечающие крупным участкам ландшафта, рассматривались как макрофации. Они, в свою очередь, служат основой для формационных построений. Оказалось, что, образования Верхоянской складчатой области можно расчленить натри комплекса макрофаций, каждый из которых приурочен ко вполне определенной палео- тектонической структуре (или ее части) и отражает конкретную стадию геотектонического развития, т.е. соответствует генетически обусловленному телу — формации (согласно трактовке этого понятия по П.П. Тимофееву). Автор выделил и описал в Верхоянье следующие формации: позднепалеозойская долинно-веерной системы конусов выноса склона котловинного морского бассейна Палеоверхоянского окраинно-континентального прогиба (Ф-1); раннемезозойская умеренно-глубоководных образований морского окраинно-континентального бассейна Па- леоверхояно-Индигирского прогиба (Ф-2) и позднеюрско-ран- немеловая угленосная аллювиально-дельтовая Приверхоянского прогиба (Ф-3). Каждая из них объединяет по два трансгрессивно-регрессивных макроцикла закономерно сменяющихся фаций, или по две подформации. Внутри каждого макроцикла, на площади развития соответствующей ему подформации, меняются количественные соотношения между отдельными фациями. Всюду на западных и юго-западных, т.е. приплатформен- ных окраинах выходов Ф-1 и Ф-2, преобладают фации речных выносов в море или подвижного морского мелководья, тогда как в северо-восточных областях господствующими становятся фации отложений относительно удаленных от побережья участков дна морского бассейна. Там появляются фации континентального склона: отложения различных турбидитов, подводнооползневых накоплений, песчаных зерновых потоков и насыщенных рассеянным органическим веществом и пиритом алев- ропелитовых гемипелагических образований окраин подводных конусов выноса. Фрагмент одного из палеофациальных профилей нижней подформации Ф-1 показан на рис. 10.1. Примечательно то, что наиболее глубоководные образования здесь всюду периодически расклиниваются маломощными отложениями открытого подвижного мелководья, возникшими на регрессивных этапах развития СБ.

Отсюда следует, что осадки накапливались в длительно эволюционировавшем морском бассейне котловинного типа, вероятно имевшем открытую связь на севере с Праарктическим бассейном. СБ заполнялся с лавинными скоростями (от 24 мм до 240 мм/1000 лет, по расчетам В.С. Андреева, 1985г., сделанным без оценки уплотнения пород при катагенезе, а потому заниженным) за счет наносов авандедьт и перераспределения этого вещества вглубь автокинетическими потоками, формировавшими системы долинно-веерных конусов в умеренно-глубоководных (1,5-2,5 км) обстановках гемипелагиали.

Гигантский объем терригенного материала был привнесен в основном тремя крупными реками из юго-восточных, западных и северо-западных окраин Сибирской платформы и периодически воздымавшихся гор на месте теперешнего Станового, Алданского нагорьев, Джугджура, Сетте-Дабана и части Южного Таймыра (рис. 10.2.). Здесь на протяжении почти всего каменноугольного, пермского, триасового периодов, а также ранне— и среднеюрской эпох фиксируются фациально-ландшафтные обстановки типичной пассивной континентальной окраины (рис.

10.3.)

Фрагменты типовых разрезов (вверху) и литолого-фа- циальный профиль (внизу) части верхоянского комплекса — нижней подформации Ф-1 — С., — Р,, по О.В. Япаскурту и др. (1993)

Рис. 10.1. Фрагменты типовых разрезов (вверху) и литолого-фа- циальный профиль (внизу) части верхоянского комплекса — нижней подформации Ф-1 — С., — Р,, по О.В. Япаскурту и др. (1993): 1-11 — на профиле: 1-5 — фации отложений каменноугольной и пермской систем (1 — песчаных осадков фронта дельты и подводных желобов, 2 — алевропелитовых осадков продельты и внешнего шельфа, 3 — песчаноалевропелитовых континентального склона и шлейфа, 4 — подводно-коллювиальных с оползневыми дислокациями, там же, 5 — алевропелитовых гемипелагической равнины); 6-8 — геологические границы (6 — стратиграфические, 7 — фациальные, 8 — тектонические), 9 — терригенно-карбонат- ные отложения девонской системы и турнейского яруса, 10 — преимущественно карбонатные отложения нижнего палеозоя и докембрия, 11 — местоположение детальных фрагментов разреза; 12-14 — на врезке : 12 — Западно-Верхоянский краевой шов, 13 — прочие глубинные разломы — Б — Богучанский, Д — Джарджанский, У — Унгуохтахский, 14 — опорные разрезы; 15-23 на колонках: 15 — интракпасты в гравелитах и песчаниках, 16 — песчаники массивные, 17 — то же косослоистые, 18 — песчаники тонкозернистые и алевролиты, 19 — аргиллиты алевритистые, 20 — микститы с подводно-оползневыми дислокациями, 21 — текстуры биотурбации, 22 — включения остатков наземной флоры, 23 — включения морской фауны. На профиле кровля нижнепермских отложений приведена к нулю, цифры над ним — опорные разрезы (см. на врезке). Индексами обозначены свиты каменноугольной системы (С-,b, — C2st — былыкатская и сетачанская нерас- члененные, C2jp — юпенчинская, C2sd — сиэдерская) и нижнего отдела пермской системы (Р^п -унгоуохтахская, P.,hl — халджинская).

Схемы палеогеографии эпох

Рис. 10.2. Схемы палеогеографии эпох: позднекаменноугольной, по О.В. Япаскурту, Г.М. Довыденко и др. (1994) и конца раннепермской, по О.В. Япаскурту (1992), для западной части Лено- Верхоянского ОБ.

1-5 — области седиментации: 1 — аллювиальной, 2 — подводно-дельтовой, 3 — окраинно-шельфовой, 4 — склоновой, 5 — гемипелагической; 6-8 — поднятия суши: 6 — низкие, местами затопляемые, 7 — полого-холмистые, 8 — горные, 9 — границы ландшафтов; 10-12 — зоны постседимента- ционного тектонического сближения фаций: 10 — Западно-Верхоянского краевого шва, 11 — его широтного отрезка, 12 — прочих разломов (Б — Богучанский, У — Унгуохтахский, Д — Джарджанский); 13 — борта среднепалеозойского Вилюйского рифта; 14 — направления привноса терригенного вещества; 15 — участки, описанные в тексте, и их номера.

В позднем мезозое геодинамическая ситуация в регионе существенно изменилась. Бассейн породообразования, выполненный отложениями формаций Ф-1 и Ф-2, стал превращаться в складчато-надвиговую систему (СНС). Большая часть территории теперешнего Верхоянья становилась сушей, а на площади, примыкающей к современным руслам рек Алдан и Лена, возник Приверхоянский прогиб, заполненный угленосно-терригенны- ми осадками аллювиально-дельтового генезиса формации Ф-3. Причем, исследования террегенно-минералогических провинций, выполненные еще А.Г. Коссовской (1962), показали, что этот прогиб заполнялся не за счет сноса веществ с востока — из Верхоянской суши, а из южной — Апдано-Становой питающей провинции (см. ниже). Многим геологам это вначале показалось невероятным, т.к. Приверхоянский прогиб был назван тектонистами краевым, и, как всякому краевому прогибу, ему положено было питаться продуктами от размыва растущих по соседству горных сооружений. Однако геоморфологические исследования Г.Ф. Лундгерсгаузена и др. геологов доказали не меловой, а более поздний — в основном плиоцен-четвертичный возраст Верхоянских гор. А наши с Г.Ф. Крашенинниковым литолого-па- леогеографические исследования подтвердили правоту версии А.Г. Коссовской. По-видимому, на территории современного Верхоянского хребта в раннемеловое время была низменная или слабохолмистая суша. В это время в долготном направлении текла Палеолена, истоки которой располагались в теперешней Алдано-Становой области (Япаскурт, 1992). В песчаных пластах русловых фаций этой крупной палеореки однонаправленная (потоковая) косая слоистость обнаруживает однозначные наклоны косых серий в северных и северо-восточных направлениях — по направлению течения реки. А в крест простирания формации Ф-2 наиболее грубозернистые отложения расположены на западе, а наиболее тонкие — на востоке, вблизи современной тектонической границы с формациями Ф-1 и Ф-2, то есть фациальные профили тоже не подтверждают версию о восточных питающих провинциях для Ф-3.

В современной тектонической структуре Верхоянская СНС далеко надвинута на отложения Приверхоянского прогиба (см.

<— Рис. 10.3. Схема этапов развития западной части Лено-Верхоянского ОБ и эволюции минерального состава обломочных компонент песчаных отложений (на треугольных диаграммах) по О.В.

Япаскурту, 1987 г.

рис. 10.3., верхний профиль). Первоначальная структура СБ оказалась, таким образом, существенно искаженной, а минеральные парагенезы, возникшие на стадиях седименто— и литогенеза усложнились вторичными изменениями. Но исходные признаки седиментогенных кластических минералов сохранились, и с них мы начнем наш анализ, продолжая тем самым и развивая содержание предыдущей главы (о парагенезах грау- вакк).

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>