Полная версия

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

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Пределы информативности анализа терригенных минеральных парагенезов на примере верхоянского комплекса

Состав кластогенных компонентов, или седиментофонд формаций верхоянского комплекса, который в большинстве своем полимиктовый и минералогически не зрелый, претерпел сложную эволюцию в геологическом времени. Его составы в разных подформациях показаны на классификационных треугольниках справа от фациально-палеотектонических профилей (см. рис. 10.3.). Сравнивая их между собой, можно видеть, что от начала зарождения этого СБ, по мере расширения площадей его питающих провинций в дельтовых накоплениях периодически менялись составы кластогенного вещества и его зрелость. В разрезе Ф-1 и Ф-2 циклически чередуются ассоциации: грау- вакко-кварцевая, граувакко-полевошпатовая, аркозо-граувак- ковая с мезомиктовой и кварцево-кремнекластитовой, что объяснимо суммарным влиянием чередования орогенных активизаций с более редкими паузами и пенепленизациями суши, и периодичностью изменений климата, влиявшего на характер выветривания, мобилизации и транспортировки вещества в СБ (Япаскурт, 1992).

Спектр кластогенных компонентов формации Ф-1 в основном литокластогенный с подчиненными ему апосапрогенными комплексами в низах разрезов карбона и перми, т.е. в нижних слоях соответствующих подформаций. В формации Ф-2 тоже господствуют литокластогенные накопления, реже находятся петрогенные граувакковые аркозы и лишь на некоторых стратиграфических уровнях среднего, верхнего триаса и нижней юры к низам отдельных трансгрессивных мезоциклов осадконакопления приурочены мезомиктовые, существенно кварцевые песчаники апосапрогенной природы. Они при переходе вкрест простирания тектонических структур к окраинно-платформенным формациям замещаются там пачками олигомиктовых кремне- кластито-кварцевых пород (по терминологии В.Д. Шутова). Уровни появления в верхоянском комплексе апосапрогенных комплексов (в низах отдельных трансгрессивных циклов седиментации) по времени в большинстве своем совпадали с эпохами, когда, судя по палеофлористическим и общегеологическим данным, наступали условия жаркого гумидного климата. Активизация химического выветривания в те эпохи, несомненно, благоприятствовала возникновению минералогически зрелого терригенного материала. Аутигенные новообразования в цементе большинства вышеперечисленных пород Ф-1 и Ф-2 имеют кварцево-хлорит-иллитовые составы, местами с примесью кальцита и анкерита, причем количественные соотношения между этими минералами и их типоморфные признаки находятся в прямой зависимости от состава кластогенных компонент.

Совершенно иные (качественно новые) комплексы терри- генных и аутигенных минералов появляются в относимых к своеобразной группе «средних аркоз» (название, предложенное А.Г. Коссовской) песчаниках нижнего мела Ф-3 Приверхоянско- го прогиба (см. рис. 3.2., 3.5., 5.116.2.). К моменту их накопления в конце мезозоя произошло перераспределение питающих провинций седиментогенного бассейна. Осадки Ф-3 возникли в результате размыва главным образом диафоритов докембрия и раннемезозойских гранодиоритов и тоналитов Алдано-Стано- вой области (Коссовская, Шутов, 1956; Япаскурт, 1992), вследствие чего их терригенные комплексы состоят в основном из плагиоклазов олигокпаз-андезинового ряда, реже из калишпа- тов, кварца, со значительной примесью биотита, мусковита, а также большого количества акцессорных фемических минералов. О них говорилось в разделе про плагиоклазы и эпидоты выше, в главе 8.

Аналогичные парагенезы известны по данным (Stewart, 1974; Van der Kamp et al, 1976) в породах позднемеловых бассейнов Британской Колумбии (острова Ванкувер и Гульф), а также палеоценовых бассейнов Калифорнии (Западная Олимпия и горы Св. Инессы), примыкавших к более древним массивам гранодиоритов. Среди аутигенных минералов в цементе таких песчаников наиболее типичны цеолиты (преимущественно ломонтит) в парагенезе с корренситом и сфеном. То же свойственно песчаникам Ф-3 (см. рис. 6.2.). Главными источниками вещества, необходимого для их формирования, здесь могли быть тер- ригенные минералы, содержащие кальций (средние плагиоклазы, эпидоты, роговые обманки и гранаты, а для корренсита и сфена — биотиты и др.). Это подтверждает стадиальные исследования, в частности наблюдения псевдоморфоз ломонтита по названным выше минералам в шлифах песчаников стипоморф- ными признаками начала стадии глубокого катагенеза. Перед стадией метагенеза ломонтит замещается эпидотом и кальцитом поздней генерации одновременно с ростом относительного содержания аутигенного кварца и (за счет плагиоклазов) альбита. Причем везде ломонтит (или продукты его замещения) среди пород Ф-3 концентрируется только в песчаниках из фациальных типов отложений дельтовых субаэральных конусов и руслового аллювия крупной реки, вероятнее всего, потому, что благоприятная для генезиса цеолитов слабовосстановительная и нейтральная либо щелочная среда была при катагенетических процессах унаследована от такой же химической среды иловых растворов в осадках данных фаций. Этот приоритетный фациальный контроль аутигенеза — типичный признак субкарбоген- ных комплексов, по В.Д. Шутову.

Подводя итог вышесказанному, можно заключить, что, опосредованно, через седиментофонд формаций на процессы аутигенного минералообразования совместно влияли многие факторы седиментогенеза. Это были: конседиментационный тектонический режим, обусловивший местоположение, размер, рельеф и, в конечном счете, состав эродируемого субстрата, а также фациальные и климатические обстановки седиментации. Признаки влияния последних на аутигенное минералообразова- ние наиболее камуфлированы, но и они поддаются расшифровке. Так, например, автором установлено, что некоторые черты своеобразия апосапрогенных (возникших за счет выветрелого субстрата) парагенезов в породах формаций Ф-1 и Ф-2 отражены в особенностях минеральных новообразований вплоть до стадий метагенеза и начального метаморфизма включительно. Таким породам в верхоянском комплексе свойственно господство в составе цемента регенерационного кварца и сплошное развитие на контактах терригенных зерен структур рекристал- лизационно-грануляционного бластеза. Всем прочим разностям с литокластогенными или петрогенными типами парагенезов присущи новообразования иного вида: межзерновые иллит- хлоритовые агрегаты, препятствующие широкому развитию регенерационных цементов, и «шиповидные» или «бородатые» структуры врастания аутигенных слюд в корродированные края терригенных частиц (см. рис. 3.6., правый).

Итак, влияния терригенного седиментофонда на аутигенез очевидны. Учёт их для палеогеографических реконструкций обязателен. Но он недостаточен без корректировки др. методами, прежде всего, без анализа фациальных рядов. Необходим комплексный подход к анализу фактов. Палеогеографические построения в рассматриваемом регионе выполнены на комплексной основе. Комплексность подхода к генетическим реконструкциям осадочных палеобассейнов сегодня аргументируется во множестве публикаций, становясь для профессионалов привычной аксиомой. Однако, несмотря на это, у многих геологов периодически возникает искушение поиска более простого и облегченного рецепта для постановки генетических диагнозов. Такое бывало и прежде, например в 60-х годах, в периоды активизации математической обработки массовых анализов гранулометрии терригенных осадков (работы литологов школы Л.Б. Рухина, 1965 г.) или создания схем генетической типизации текстур осадочных пород (по Л.И. Ботвинкиной, 1962 г.).

Г.Ф. Крашенинников, воздав должное достигнутому в этих областях, предостерегал литологов от увлечения отельными параметрами в отрыве от прочих генетических признаков. Относительно структурных и текстурных критериев теперь это общеизвестно. Но к началу 80-х годов наметилась новая тенденция к абсолютизации данных о составе кластогенных компонентов песчаных пород в качестве главного индикатора геодинамики прежних бассейнов седиментации. Импульсом к увлечению этой тенденцией послужила серия зарубежных работ, посвященных анализам петрографического состава кластогенных осадков Атлантического и Тихого океанов и обрамляющих морей (Dickinson, Suczes, 1979; Maynard et al., 1982; Mack, 1984; Verino, Maynard, 1984). Было опубликовано несколько диаграмм (наподобие, показанной на рис. 10.4., см. а) и трендов, на которых фиксировались поля фигуративных точек состава песчаных осадков, свойственных участкам пассивных и активных материковых окраин, различным задуговым, преддуговым и прочим бассейнам.

Классификационная диаграмма составов песчаных отложений для разных геотектонических обстановок современных бассейнов седиментации, по Maynar

Рис. 10.4. Классификационная диаграмма составов песчаных отложений для разных геотектонических обстановок современных бассейнов седиментации, по Maynard J.B., Vallony I.R., Ho-Shing Yu (1982) (а) и схема эволюции кластогенного песчаного вещества в отложениях верхоянского комплекса, по О.В. Япаскурту и В.Л. Косорукову (1995) (6).

Цифрами обозначены поля фигуративных точек а: 1 — континентальные окраины Атлантического океана, 2 и 3 — активные окраинные бассейны Тихого океана (2 — Калифорнийского и 3 — Андского типов), 4 — внутренние бассейны островодужного типа — Беринговоморский и др., 5 — внешние бассейны островодужного типа — Филиппинский и др.; б: 1 — для отложений D2_3, 2 — С1( 3 — С2_3 (низ), 4 — С2_3 (верх), 5 — Р!, 6 — Р2 и Т1, 7 — Т3). В вершинах треугольников — 100% содержания кварца (Q), полевых шпатов (F) и литокласт (L).

Теперь некоторые исследователи стремятся использовать такие диаграммы и тренды для своей аргументации геодинамики прошлых геологических эпох. При этом они автоматически переносят сведения о нынешнем седиментогенезе в глубь геологической истории и не проверяют свои выводы другими методами генетического анализа (о которых сказано выше). Тем самым игнорируются принципы историчности и системности. Не учитываются: возможность эволюционирования вещественного состава, палеорельефа и площадей водосбора питавших осадочный бассейн провинций, а также вероятность гипергенных изменений эродируемых пород (в зависимости от палеоклимата), возможность дифференциации состава кластогенных компонентов в различных генетических типах осадков из единого палеобассейна, возможность диагенетических и катагенетичес- ких изменений их минерального вещества, и многие иные факторы седименто— и литогенеза.

В конечном итоге оказывается, что чем глубже мы «погрузимся» в геологическую историю, тем более вероятна встреча с обманчиво-конвергентными породными признаками. Один из примеров конвергентного состава кластогенного вещества см. на рис. 10.4., б, где суммированы результаты работ автора и др. геологов по изучению терригенной минералогии и палеогеографии Северного Верхоянья. Выше было показано, что там однозначно выявляются признаки, свойственные палеобассейну, развивавшемуся на протяжении позднего палеозоя и раннего мезозоя в режиме типичной пассивной континентальной окраины (см. рис. 10.2. и 10.3.). На рисунке 10.4., см. б, полями 1-5 оконтурены составные разновозрастных кластогенных компонентов в осадках этого бассейна. Смещения полей внутри классификационного треугольника отражают в первую очередь эволюционирование питающих провинций во времени в результате изменения их площади, рельефа и проч. (см. выше) и, как следствие этого, закономерные изменения состава эродируемых комплексов пород. Кроме того, определенные «разбросы» фигуративных точек внутри намеченных полей обусловливались дифференциацией минерального вещества в разных генетических типах дельтово-морских накоплений, а также процессами постседиментационного минералогенеза (коррозией неустойчивых компонентов и регенерацией устойчивых).

Усредненная и несколько генерализованная схема, показанная на рисунке 10.4., б, фиксирует эти эволюционные закономерности. Между тем, если сопоставлять ее с диаграммой состава современных морских и океанских осадков, по И. Мейнарду, Р. Валлони и др. 1982 г., становится заметной явная противоречивость в интерпретации этих данных. Казалось бы, все оконтуренные на рисунке 10.4., б поля фигуративных точек должны группироваться вокруг зоны 1 (см. рис. 10.4., а). Однако значительная их часть накладывается на площади зон 2-4 (см. там же), которые отвечают нынешним приокеанским обстановкам активного типа. Но таковые не были свойственны Северному Верхоянью на вышеупомянутом интервале геологического прошлого (см. рис. 10.3.).

В данном примере конвергентность минерально-петрографических признаков отдельных пород очевидна. Это не умаляет информативности упомянутых признаков. Они дают ценную информацию об эволюции давно исчезнувших ландшафтов водосборной суши на окраинах осадочных палеобассейнов и, в то же время, об изменениях палеоклиматических условий мобилизации седиментогенных компонентов. Однако этой информации недостаточно для геодинамического реконструирования. Анализ минералогических породных признаков корректен только в комплексе с результатами литолого-фациальных наблюдений.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>