Полная версия

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

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Анализ условий и стадийности аутигенного минералообразования

Выше отмечались признаки влияний седиментофонда тер- ригенных формаций на аутигенез. Но этим фактором упомянутые влияния не исчерпываются. Многое зависит от условий и обстановок седиментации. В этих БП относительная кратковременность стадии диагенеза в быстро захоронявшихся осадках, очевидно, не благоприятствовала дозреванию вещества до минералогически равновесных парагенезов. Но, тем не менее, фациальные обстановки седиментации определенно сказались на своеобразии последиагенетических парагенезов аутигенных минералов и вторичных структур в породах.

Чтобы конкретнее установить влияние фациальных условий осадконакопления на литогенез, надо прибегнуть к сравнению парагенезов минеральных и структурных новообразований в таких породах, которые принадлежат к разным генетическим типам отложений, а залегают рядом, в едином разрезе одной и той же тектонической структуры, из чего следует, что данные породы находились в одинаковых термобарических и гидрохимических обстановках на протяжении всего времени формирования ПБ, складчатости и орогенеза.

Вот один из примеров. На севере Хараулахского хребта в верхней части разреза Ф-1 позднепермского возраста переслаиваются две очень характерные группы песчаных пород. Одна группа соответствует фациям хорошо отсортированных, отмытых от глинистой примеси осадков сильно подвижного морского мелководья с отчетливыми текстурными признаками аккумулятивных форм накоплений волновых, прибойных или вдольбере- говых течений (кос, пересыпей, баров). Для краткости назовем их фациями отложений волновой группы. Теперь это массивные метапесчаники с кварцем, альбитом, серицитом и другими хорошо окристаллизованными минералами в межзерновых промежутках, с господствующими инкорпорационно-регенераци- онными, рекристаллизационно-бластическими структурами и прочими новообразованиями глубокого катагенеза и начала метагенеза. Залегающий буквально рядом с ними плохо отсортированные, насыщенные алеврито-глинистым межзерновым заполнителем (матриксом) и тонкодисперсным органическим веществом песчаники другой группы литотипов — из фаций биоэлювия (ихнитолиты) в межавандельтовых участках и из подводно-оползневых накоплений — отличаются от предыдущих метапесчаников настолько слабоизмененными седиментогенными структурами, что без специальных исследований глинистого матрикса они могут приниматься за образования раннекатагене- тической стадии. Однако их глинистое вещество претерпело существенные изменения. Ныне оно представлено хорошо окрис- таллизованными железисто-магнезиальным хлоритом и диокта- эдрической гидрослюдой политипа 2М1 с очень малой примесью смешанослойных образований с разбухающей фазой — вероятных реликтов трансформированного в гидрослюду смекти- та. В том, что такие трансформации происходили, убеждают результаты сравнения этих минералов с глинистыми частицами, находящимися внутри диагенетических карбонатных конкреционных стяжений-септарий в той же породе (как известно, глинистый материал, изначально изолированный от воздействия на него раствора при катагенезе карбонатным заполнителем этих стяжений, сохранил свой состав гораздо ближе к исходному осадку).

Учитывая, что парагенезы всех пород составляют единую систему, в которой изменения любого литотипа влияют на преобразования соседних, можно заключить, что трансформации терригенно-глинистого матрикса в образованиях биоэлювия и подводно-оползневых накоплений порождали отток избыточной воды с растворенными в ней веществами в открытые межзерновые промежутки песчаных отложений волновой группы, где были идеальные условия для кристаллизации минералов-индикаторов стадий литогенеза. Поэтому внешне песчаники волновой группы осадков выглядят в шлифах более «метаморфизованны- ми» сравнительно с прочими породами верхоянского комплекса.

В длительно эволюционировавшем гигантском БП, на этапах его погружений и тектонических перестроек, формировалась сложная зональность глубинно-катагенетических преобразований пород, локально усиленных раннеметаморфическими изменениями. Эта зональность, еще в 50-х годах обнаруженная на участке Западного Верхоянья А.Г. Коссовской и В.Д. Шутовым (1956), подтверждена авторскими работами во всем регионе и детализирована (Япаскурт, 1992). Выяснилось, что, несмотря на быстрое погружение осадков в БП пассивной континентальной окраины, специфика преобразований разных генетических типов отложений нивелирована не полностью. Самая полная информация о стадийности процессов литогенеза заключена в индикаторных минералах и структурах песчаников, сформированных за счет хорошо отсортированных, отмытых от глинистого заполнителя (матрикса) песчаных осадков фаций: 1) вышеописанной волновой группы; 2) зерновых потоков близ склонов котловин морского бассейна; 3) дельтовых проток и руслового аллювия. Так как перечисленные фации находятся практически во всех градациях рассматриваемых формаций, они служат удобными объектами для выявлении и корреляции общерегиональной литогенетической зональности.

Автором в данном регионе выделено девять зон последовательно усиливавшихся преобразований безматриксных песчаников (рис. 10.5.): I — слабо измененного глинистого вещества и ненарушенных седиментогенных структур (подстадия слабого, начального катагенеза); II — преимущественно хлоритового пленочного и кремнистого порового цементов, и начала регенерации обломков (умеренного катагенеза); III — преимущественно хлорит-кварцевого пленочно-порового цемента и частых конформных структур (массивное развитие структур гравитационной коррозии — один из признаков начала подстадии глубокого, или позднего катагенеза); IV — кварцевого цемента типа «припая», частых конформных и редких инкорпорационных структур; V — господствующих конформно-инкорпорационных структур совместно с регенерационными кварцевыми или полевошпатовыми цементами; VI — бластических структур на конформно-инкорпорационных контактах кварцевых обломков (начало метагенеза); VII — структур дифференциального скольжения, шиповидных новообразований серицитоподобной слюды, кварца или альбита (метагенез); VIII — массовых бластических, шиповидных структур и сегрегационных текстур, с метаморфо- генным мусковитом, кварцем, альбитом; IX — метаморфогенно- го биотита в метапесчаниках и кварцево-слюдяных бластопсам- митовых сланцах (метаморфизм преимущественно зеленосланцевой стадии). Из их числа породам формаций Ф-1 и Ф-2 свойственны признаки в основном V — VII и (локально) последующих зон, а в формации Ф-3 — от II до V зон.

Продукты более ранних этапов литогенеза находятся в реликтах, поскольку внутри каждой такой зоны преобразования разнотипных пород анизотропны. Например, известковистые песчаники (с базальным или поровым кальцитовым цементом ранней генерации), почти не менялись, практически одинаково выглядят во всех перечисленных выше зонах. У них седименто- генная структура остается как бы законсервированной карбонатным заполнителем, мозаично-гранобластовая структура которого свидетельствует о его постседиментационном происхождении (см. рис. 3.4.). Кальцит только слегка корродирует обломочные частицы, препятствуя их дальнейшим преобразованиям (регенерации, окварцеванию, альбитизации и др.), исключая лишь частичную хлоритизацию терригенных биотитов и гид- рослюдизацию некоторых плагиоклазов, начавшуюся, очевидно, до этапа кристаллизации кальцита. С уменьшением же количества карбонатного вещества, даже в пределах одного пласта, сразу же появляются инкорпорационные внедрения зерен друг в друга, наросты аутигенного кварца, альбита, серицита и других минералов.

Следовательно, кальцит кристаллизовался на раннем этапе литогенеза в бывших тогда открытыми порах, обусловив затвердевание песчаной породы еще до стадии формирования глу- бинно-катагенетических минеральных парагенезов. Такого типа песчаники встречаются обычно на контакте с более или менее мощными пачками алеврито-глинистых пород, а чаще всего — в маломощных прослоях внутри этих пачек. Формирование их объяснимо дегазацией выжатых из глин насыщенных С02 флюидов, т.е. элизионными процессами. Но такие образования в верхоянском комплексе играют подчиненную роль. Они при выявлении признаков постседиментационной зональности в осадочной толще игнорируются («выводятся за скобки»).

Зональность катагенеза, метагенеза и метаморфизма, установленная автором, была откартирована им на обширных участках Северного Верхоянья совместно и при содействии работавших там геологов тогдашнего ПГО «Аэрогеология» — главного геолога Космоаэрогеологической экспедиции №3 Л.М. Ната- пова, а также В.С. Андреева, Г.М. Довыденко, А.Ю. Егорова, Г.М. Любцовой, Л.В. Пичугина, А.Ф. Попадича, В.В. Масленникова,

Зональность постдиагенетических преобразований мелко-среднезернистых песчаников из разных генетических типов и фаций верхоянского комплекса, п

Рис. 10.5. Зональность постдиагенетических преобразований мелко-среднезернистых песчаников из разных генетических типов и фаций верхоянского комплекса, по О.В. Япаскурту (1992). Толщина линий соответствует частоте встречаемости минеральных и структурных новообразований. Цифры в кружках — генетические типы отложе-

ний: 1 — руслового аллювия и субаэральных дельт, 2-4 морских (2 — волновой группы и зерновых потоков, 3 — турбидитов, 4 — биоэлювия — ихнито- литов).

Б.Д. Мельникова и др. Обобщенные схемы частично опубликованы (Япаскурт, 1992; Япаскурт, Андреев, 1995; Япаскурт, Довы- денко и др., 1991; Япаскурт, Косоруков, 1986; Япаскурт и др., 1997, 2007). Они дали много новых фактов для осмысления. Анализ фактических данных о соотношениях постседиментаци- онной зональности породных изменений со структурно-тектоническими элементами СНС и со стратифицированными уровнями — границами свит и серий верхоянского комплекса привел автора к нижеследующим заключениям.

В возникшей на месте БП складчатой области степень интенсивности конечных преобразований пород обусловлена не столько глубинами их погружения в доскладчатом бассейне, сколько процессами термальной активизации недр и тектонических дислокаций. Максимально глубокие послекатагенетиче- ские преобразования верхоянского комплекса развиты преимущественно вдоль тектонически ослабленных участков пересечения глубинных диагональных разломов (рис. 10.6.), близ локальных минимумов гравитационного поля, т.е. над вероятными оча-

Карта зональности метаморфизма в Северном Верхоя- нье. По автору и В.С. Андрееву (Япаскурт, 1992)

Рис. 10.6. Карта зональности метаморфизма в Северном Верхоя- нье. По автору и В.С. Андрееву (Япаскурт, 1992):

1,2 — зоны метаморфизма, рассмотренные на рис. 10.5 (1 —VIII и частично VII, 2 — IX); 3-5 — разломы; 3 — сбро- со-сдвиги глубинные (Б — Богучанский, Д — Джарджанский, К — Куларо- Джарджанской ветви, У — Унгуохтах- ский), 4 — прочие, 5 — надвиги; 6 — кольцевые линеаменты, дешифрируемые на космических снимках; 7 — локальные минимумы гравитационного поля с радиусом осреднения 15 км — вероятные очаги гранитизации фундамента СНС; 8 — главнейшие ареалы метаморфизма. Цифрами обозначены географические привязки и возраст метаморфизованных образований: 1, 2 — в верховьях бассейна р. Хараулах, Рр 3 — р. Арага-Юрях, Р2 — Т2; 4 — р. Улахан-Унгуохтах, С2_3 и местами Р.,; 5 — водораздел рек Абылычан, Ньолон и Сынча, С2 и С2_3; 6 — р. Бухурук, Р2, Т1 иТ2; 7 — р. Тэнки, Т2.

Зональность катагенеза и метаморфизма верхоянского комплекса над Богучанским разломом

Рис. 10.7. Зональность катагенеза и метаморфизма верхоянского комплекса над Богучанским разломом (см. рис. 10.6), на р. Ха- раулах в современной тектонической структуре (вверху) и на па- леотектоническом литолого-фациальном профиле (внизу). По

О.В. Япаскурту (1989, с.17).

Наверху римскими цифрами V-IX показаны интервалы развития зон постди- агенетических изменений, подробно охарактеризованных на рис. 10.5 и фиксируемых на современной поверхности выходов пород палеозоя и триаса. На нижнем профиле: 1-3 — изограды (1 — бластеза кварца, или начала метагенеза, то есть зоны VI, 2 — зоны VII, 3 — метаморфогенного биотита зоны IX); 4 — 5 — фации отложений: 4 — дельт, 5 — междельтовых западин шельфа, 6 — турбидитов на континентальном склоне дна моря, 7 — подводных оползней; 8 — допалеозойский фундамент, 9 — фиксируемый геофизическими методами очаг палингенеза; 10 — границы стратиграфические; 11 — разломы.

Схема зональности постседиментационных изменений пород верхоянского комплекса на участке Орулганского хребта (верховья рек Абылычан, Ньолон, Сынча), по О.В. Япаскурту (1992)

Рис. 10.8. Схема зональности постседиментационных изменений пород верхоянского комплекса на участке Орулганского хребта (верховья рек Абылычан, Ньолон, Сынча), по О.В. Япаскурту (1992): 1-5 — стратиграфические подразделения: 1 — (унгуохтахская свита), 2

  • — С2_3 (сиэдерская свита), 3,4 — С2 (юпенчинская и сетачанская свиты), 5
  • — С1 (былыкатская свита); 6 — тела раннетриасовых диабазов; 7 — разломы (а), в том числе надвиги (б); 8-11 — зоны постдиагенетических преобразований (см. рис. 10.5): 8 — VI, 9 — VII, 10 — VIII, 11 — IX, 12 — изограда ме- таморфогенного ставролита; 13 — границы Приверхоянского прогиба (на врезке); 14 — контуры участка на врезке.

гами позднемезозойской гранитизации фундамента бассейна (рис. 10.7.). Ареалы зон метаморфизма имеют в плане пятнистые контуры и пересекают стратиграфические границы (рис. 10.8.), так, что максимальные изменения IX зоны с метаморфо- генным биотитом, ставролитом и гранатом бывают присущи не только самым древним породам карбона, но и нижней, верхней перми, а местами (на реках Алтай и Бухурук) — породам средне-

Соотношение ареалов метаморфизо- ванных пород (Япаскурт, Андреев, 1985; см. рис. 10.6) с составленной Г.С. Гусевым (1979) схемой эродированных мощностей в Верхояно-Колым- ской складчатой системе

Рис. 10.9. Соотношение ареалов метаморфизо- ванных пород (Япаскурт, Андреев, 1985; см. рис. 10.6) с составленной Г.С. Гусевым (1979) схемой эродированных мощностей в Верхояно-Колым- ской складчатой системе:

  • 1 — площади, перекрытые кайнозойскими отложениями; 2-6 мощности эродированных после мезозойской складчатости отложений, км: (2 — 2, 3 — от 2 до 4, 4 — от 4 до 6, 5 — от 6 до 8, 6 — более 8); 7 — контуры ареалов метаморфизма и их номера (1 и 2 — верховья бассейна р. Хараулах, породы Р1
  • — Р2; 3 — р. Арага-Юрях, Р2 — Т2; 4 — р. Улахан-Унгуохтах, С2_3; 5 — реки Абылычан, Ньо- лон, Сынча, С2 — Р1; 6 — р. Бухурук, Т2; 7 — р. Бегкиен, Р1 — Р2; 8 —хр. Кулар, Р2); пунктирными линиями обозначены зоны некоторых региональных разломов (Б — Богучанского, У
  • — Унгуохтахского, Д — Джард- жанского и др.).

го триаса (см. рис. 10.6.). Положение их в современной структуре никак не связано с колебаниями мощностей вышележащих отложений (рис. 10.9.). Наряду с этими ареалами существуют гораздо более обширные площади, на которых породы карбона и перми в самых низах верхоянского комплекса не метаморфи- зованы — их преобразования наращиваются вниз по разрезу очень постепенно и не выходят за пределы зон VI—VII (например, в осевой части Куранахского антиклинория, на р. Дянышке или в Хараулахском антиклинории, вблизи низовьев р. Лены).

Это свидетельствует о наложенном характере метаморфических изменений, которые представляют собой образования термальных куполов, приуроченных к участкам интенсивной трещиноватости пород близ разломов с раздвиговой составляющей (Япаскурт, Андреев, 1985), т.е. к тектоническим структурам, благоприятным для миграции флюидов — важнейшего фактора теплопереноса. Следовательно, терригенным формациям верхоянского комплекса свойственны два способа осуществления литогенетических преобразований: первый приводит к наращиванию структурно-минеральных изменений в породах в результате их погружения и нарастания литостатических давлений и температур, а второй порождает локально наложенные изменения динамотермальной природы на этапах тектонических активизаций и дислокаций. Оба они тесно взаимосвязаны пространственно и, по-видимому, генетически, представляя собой элементы единой флюидо-породной системы, развивавшейся непрерывно-прерывисто. Поясним это ниже.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>