Логвиненко ?. В., Орлова Л.В. Образование и изменение осадочных пород на континенте и в океане

Подождите немного. Документ загружается.

Kko-Socnm

6км.

3,5

Южный JljmSacc

Ыа

НЬ

' юго-Поточный себеро-гатдный

Восточный

склон

Южного

Прибалхашье Урала

Восточное

2β

3,5

Предкаб-

•кагье

центральный

-¾

Рис. 67. Положение зон вторичных изменений осадочных пород в некоторых

геосинклиналях СССР.

Верхние границы зон: / — позднего катагенеза; 2 — раннего метагенеза; 3 — позднего ме-

тагенеза.

Зона

•начального

эпигенеза

глубинного

эпигенеза.

HKU

P CDS£

Рис. 68. Положение зоны ран-

него катагенеза (неизменен-

ного глинистого вещества) на

платформе и в области, пере-

ходной к геосинклинали. По

А. Г. Коссовской и В. Д. Шу-

тову [1956 г.].

На графике — положение границы

между зонами начального и глу-

бинного эпигенеза.

регионального метаморфизма низкой ступени — фацию зеленых

сланцев или в область контактов осадочных пород с магматиче-

скими— зону (фацию) узловатых и пятнистых сланцев.

Положение зон вторичных изменений осадочных пород в не-

которых геосинклиналях СССР показано на рис. 67, на платфор-

мах— на рис. 68.

В заключение нашего краткого обзора зональности вторичных

изменений осадочных пород в геосинклиналях рассмотрим еше

211

два примера: палеозойской геосинклинали Северной Америки и

кайнозойской — Океании.

Бассейн Наррагансетт, Род-Айленд, расположен в складча-

той области Северных Аппалачей на берегу Атлантического оке-

ана. По материалам А. Квина и Г. Глесса [98] в строении бассейна

участвуют пласты разнообразных обломочных пород: песчаники,

сланцы, конгломераты, аркозы, граувакки, антрациты и ультра-

антрациты. Возраст пород пенсильванский (средне- и поздне-

каменноугольная эпохи). Пласты собраны в складки и разбиты

различными дизъюнктивными нарушениями и значительно изме-

нены. Складчатость аппалачская (хотя в Северных Аппалачах

отмечают и проявление каледонской складчатости).

Степень изменения пород и углей нарастает с севера на юг и

и юго-запад. По данным других авторов [С. Lahee, 1912 г.] в край-

ней юго-западной части бассейна имеются небольшие интрузии

и обильные пегматитовые жилы. Однако контактовый метамор-

физм из-за малых размеров интрузий имеет весьма узкий ореол

в непосредственной близости к интрузивным телам. Вся же

толща пород подверглась региональным изменениям.

Породы севернее Потакета по данным вышеназванных авто-

ров практически не изменены (вероятно, находятся на стадии

раннего метагенеза), южнее все породы изменены до фации зеле-

ных сланцев.

На площади Провиденс, где расположены штольня Потакет

и шахта Кранстон, наблюдается увеличение метаморфизма с се-

вера на юг. Породы района Потакета состоят из кварца нор-

мального вида, белой слюды, хлорита,альбита, кальцита и акцес-

сорных минералов. Рентгеноструктурным анализом установлено

наличие мусковита и парагонита (рис. -69). Ископаемые угли

представлены антрацитами. Парагенез мусковита, парагонита,

хлорита и альбита при наличии OB антрацитового типа свиде-

тельствует о стадии позднего метагенеза.

В породах района Портсмута зерна кварца имеют вытянутую

форму и срослись друг с другом, присутствуют мусковит, хлорит,

альбит, ильменит и акцессорные минералы. Ископаемые угли

находятся на стадии у^ьтраантрацитов и заметно ографичены

(рис. 70).

Еще дальше на юг, в шахте Кранстон, породы состоят из лин-

зовидной формы зерен и агрегатов кварца, белой слюды, биотита,

хлорита, альбита, ильменита и акцессорных минералов.

Судя по парагенезам аутигенных минералов и структурам,

породы в районе Портсмута находятся на стадии позднего мета-

генеза — мусковит-хлоритовой субфации фации зеленых сланцев.

В районе шахты Кранстон наблюдаются более глубокие измене-

ния— появляется новообразованный биотит — биотитовая субфа-

ция фации зеленых сланцев. Ископаемые угли представлены

здесь сильно ографиченными ультраантрацитами. Об этом можно

судить по четким базальным рефлексам и появлению достаточно

ясных отражений hkl графита (рис. 70).

212.

Рис. 69. Дифрактограмма фракции менее 2 мкм каменно-

угольных иород бассейна. Наррагансетт, Род-Айленд, США.

По [98]. Параг—парагонит; My -мусковит, .Хл-хлорит.

ι ι I-I ι ι 1 1 L

100°

30 80 70 60 50 W .30 20

Рис. 70. Фотометрические кривые рентгенограмм антрацитов

бассейна Наррагансетт, Род-Айленд, США. По [98].

/ — Кранстон; 2 — Портсмут; 3 — Потакет.

Вместе с тем в породах Шахты Кранстон исчезает-парагонит

нет его и дальше в более южных районах, с более высокой сте-

пенью метаморфизма. Породы у входа в гавань Наррагансетт-

Бей (еще южнее) представляют собой слюдистые и гранат-став-

ролитовые сланцы.

213.

О-ва Фиджи вместе с другими и Новой Зеландией располага-

ются в пределах альпийской геосинклинальной области. Они сло-

жены терригенными осадочными, вулканогенно-осадочными и

вулканогенными породами.

На самом крупном острове — Вити-Леву изучена серия Вайни-

мел (Wainimale serie), охватывающая стратиграфический интер-

вал от эоцена до среднего миоцена, а также ряд других серий

миоцен-плиоценового возраста. Вайнимел прорвана интрузиями

кислой магмы.

Серия Вайнимел сложена лавами долеритов, базальтов, анде-

зитов, туфами и вулканогенными литоидными граувакками, пере-

слаивающимися с аргиллитами. В контакте с интрузиями основ-

ные лавы превращены в контактовые роговики (альбит-эпидот-

актинолитовая фация).

Вулканические породы состоят главным образом из основного

плагиоклаза, пироксена, стекла, опак-массы (непрозрачной и

неопределимой) и некоторых рудных минералов. Вулканогенные

граувакки сложены обломками вулканических пород, основного

плагиоклаза, пироксенов, основной массы (matrix) и цемента.

В сериях миоцен-плиоценового возраста парагенезы аутиген-

ных минералов всегда включают анальцим-гейландит или стиль-

бит— шабазит наряду с другими цеолитами, хлоритом, кальцитом,

монтмориллонитом и некоторыми другими минералами. Напри-

мер, граувакка из серии Мба имеет такой состав: первичные об-

ломочные минералы — плагиоклаз, пироксен, стекло, опак-масса;

минералы, развивающиеся по первичным и замещающие их,—

монтмориллонит и филлосиликаты (монтмориллоноиды); мине-

ралы, выполняющие поровое пространство,— анальцим, томсонит,

шабазит, кальцит, монтмориллонит (обр. 7443) [К. Crook, 1963 г.].

В эоцен-миоценовой серии Вайнимел парагенезы минералов

по мере углубления и роста давления и температуры изменяются.

В верхних горизонтах этой серии наблюдаются еще такие же

ассоциации минералов с цеолитами, как и в вышележащих по-

родах, а глубже появляются новые. Проиллюстрируем это на

ряде описаний пород по данным К. Крука [К. Crook, 1963 г.],

описание идет сверху вниз.

Обр. 7413, вулканическая порода: первичные минералы — плагиоклаз, пи-

роксен, стекло, основная масса (matrix), кварц; вторичные минералы замеще-

ния — альбит, кварц, хлорит, пирит; вторичные минералы, выполняющие поро-

вое пространство,— морденит, селадонит, кварц; вторичные минералы жил —

стильбит, кальцит, филлосиликаты.

Обр. 7416, вулканическая порода: первичные минералы — плагиоклаз, пи-

роксен, амфибол, стекло, опак-масса; вторичные минералы замещения — ломон-

тит, кварц, кальцит, сфен, хлорит; вторичные минералы порового простран-

ства — кварц, кальцит, хлорит; минералы жил — ломонтит.

Обр. 7430, граувакка: первичные обломочные минералы — плагиоклаз, пи-

роксен, стекло, опак-масса; вторичные минералы замещения — пренит, альбит,

хлорит; минералы, выполняющие поровое пространство,— пренит, пумпеллиит,

кварц, хлорит, стильбит, шабазит (?).

Обр. 7431, граувакка: первичные минералы — плагиоклаз, пироксен, стекло,

опак-масса; вторичные минералы замещения — альбит, хлорит, кварц, пумпел-

214.

лиит, кальцит, гейландит, анальцим; минералы порового пространства — хло-

рит, пренит, кварц, кальцит, гейландит, анальцим.

Обр. 7414, вулканическая порода: первичные минералы — плагиоклаз, пи-

роксен, стекло, опак-масса; вторичные минералы замещения — альбит, эпидот,

хлорит; минералы порового пространства — эпидот, кварц.

ТАБЛИЦА 45

Соотношение минеральных фаций неогеновых отложений о-вов

Фиджи по К· Круку[К. Crook, 1963 г.]

Минеральная

фация

Серия

Минеральная

фация

Вайни-

мел

Синга-

тока

Сува

Кройма-

ува

Мба

Цеолитовая без разделения

+ + + '

Гейландит-анальцимовая

— — —

Ломонтитовая

— — — —

Пренит-пумпеллиитовая

— — · — —

Альбит-эпидот-хлоритовая

— — — —

Альбит-эпидот-актинолитовая

Обр. 7407, контактовый роговик: первичные минералы — плагиоклаз, пирок-

сен, опак-масса; вторичные минералы замещения — альбит, серицит, эпидот,

амфибол (актинолит).

На основании этих материалов и данных по другим сериям

в табл. 45 выделяются минеральные фации и показывается их

соотношение.

з. ОКЕАНЫ

На современном уровне наших знаний в океанах кроме зоны

диагенеза можно выделить только зону катагенеза, которая от-

личается от зоны катагенеза континентов отсутствием ее нижней

части, соответствующей этапу позднего катагенеза.

Это естественно, так как общая мощность осадочных образо-

ваний океана составляет немногим более 2—2,5 км, в то время

как на континентах нередки мощности осадочной толщи более

10—15 км.

По данным Jl. Э. Левина и А. Н. Вирта [1983 г.], проанализи-

ровавших результаты глубоководного бурения с 1968 по 1982 г.

(более 558 скважин) в Тихом океане мощность нижнемеловых —

среднеюрских отложений составляет 0,1—0,5 км, эоцен-нижнеме-

ловых отложений — 0,1—0,3 км и только в Коралловом море и на

Новозеландском плато достигает 3—4 км, олигоцен-плейстоце-

новых отложений —

от 1 км в пределах срединных хребтов и до

более 1 км в глубоководных желобах. В окраинных морях Тихого

океана мощность мезозойских и кайнозойских отложений дости-

гает 6—10 км (Японское и Восточно-Китайское моря).

Аналогичная картина наблюдается в Атлантическом и Индий-

ском океанах, и только в Атлантическом океане вдоль берега

215.

ТАБЛИЦА

Зоны генерации углеводородов

—

подразделения земной коры океана

Стадия литогенеза Интенсивность генераций

Зона генерации

углеводородов

в нефтематеринских

порода^

Диагенез

Протокатагенез

III

Мезокатагенез

Слабый

III

Мезокатагенез

Умеренный

Сильный

Апокатагенез

Метагенез

Начальный метаморфизм

VII

Метаморфизм

— —

Северной Америки, обнаружен глубокий прогиб, выполненный

осадками

осадочными породами мощностью

до 10—12 км.

Таким образом, нижнюю часть зоны катагенеза (этап позд-

него катагенеза) можно ожидать

приконтинентальной области

океанов

и в

окраинных морях

мощной толщей осадочных обра-

зований. Возможно,

самых низах этой толщи имеются

породы

стадии метагенеза

(?).

Однако

на

такие большие глубины буро-

вые скважины пока

еще не

проникали,

и мы

можем Судить

об

этом только

по

данным геофизических исследований.

Изменения осадочных пород более глубокие,

чем на

стадии

216.

Геолого-геофизическая характеристика

слоев разреза земной коры

Осредненные значения

зон генераций,

км

(без глубоководных желобов)

Разрез

Скорость,

км/с

Плотность,

г/см

Эпиконти-

нентальные

бассейны

Глубоковод-

ные

бассейны

Рыхлые

1,7—2,0

1,5—1,8

0,01—0,1

0,2—0,7

Полуконсолидированные

2,2—2,8 1,9—2,1

0,3—0,5

0,5—1

Осадочный

слой

Слабоуплотненные

3,0—3,2 2,2—2,3 1—2

1,5—3

Осадочный

слой

Уплотненные (консоли-

дированные)

1,5—3

3,2—4,5 2,3—2,4

1,5—3

2,5—5

4—8

2—4

4—6

Сильноуплотненные

4,5—5,0 2,6

5—9

—

Второй океанический

слой

4,5—5,0 2,6

6—10

—

«Гранитный» слой

5,0—5,8 2,7

—

«Базальтовый» слой

6,0—7,2

2,8—3,0

—

катагенеза,

океанах встречаются фрагментарно

контактах

с магматическими породами.

Они

обнаружены

ряде скважин

глубоководного бурения

отдельные образцы пород подняты

при драгировании,

о чем

упоминалось выше

(гл. III и IV). Эти

изменения связаны,

как

правило,

процессами контактового

ме-

таморфизма

гидротермальной деятельностью,

так же как и

появление цеолитовой

зеленосланцевой фаций

океанах.

Близкие представления развивают

А. Г.

Коссовская

и В. Д. Шу-

тов

[1984 г.]. В

результате исследования осадков

пород

по

скважинам DSDP Тихоокеанского профиля

ими

выделяется

две

217.

ассоциации аутигенных минералов осадочного чехла океана:

плейстоцен-эоценовая (верхний этаж) и эоцен-меловая (нижний

этаж).

Для плейстоцен-миоценовых отложений характерна ассоциа-

ция преобразованных вулканических стекол дацит-андезитового

состава и их начальной смектитизации и другая более распростра-

ненная — феррисмектит-филлипситовая, связанная с базальтовой

гиалокластикой.

Для эоцен-меловых пород океана характерны ассоциация же-

лезистого смектита с клиноптилолитом и палыгорскитом и ши-

рокое развитие кремней и порцелланитов.

Таким образом, плейстоцен-плиоценовые отложения можно

было бы условно сопоставить с зоной диагенеза, а эоцен-

меловые — с зоной катагенеза. Однако такое сопоставление бу-

дет слишком условным, так как в разных областях океана зона

диагенеза может опускаться в эоцен и мел, а в других случаях

подниматься (нижняя граница зоны) в плиоценовые и даже чет-

вертичные отложения (гл. I), и определяется это скоростью осад-

конакопления, тепловым потоком и стрессовыми деформациями.

По-разному ведут себя и выделенные авторами парагенезы

аутигенных минералов. Строгой зональности по цеолитам, мине-

ралам кремнезема, а также глинистым минералам в осадках и

породах океана не наблюдается — парагенез аутигенных мине-

ралов осадков и пород океана очень сходны (см. гл. I и II). Но

в принципе представления вышеназванных авторов близки к на-

шим, так как мы выделяем две зоны: зону диагенеза и несколько

укороченную зону катагенеза; они выделяют две парагенетиче-

ские ассоциации аутигенных минералов: верхнюю — плейстоцен-

миоценовую и нижнюю — эоцен-меловую. В данной ситуации

необходимо дальнейшее уточнение ареалов распространения этих

ассоциаций по разрезу и площади дна океанов с различными гео-

логическими условиями.

Другой подход к выделению зон изменения осадков и пород

океана имеет место в работе А. И. Конюхова и др. [1978 г.]. С по-

зиций нефтяной геологии авторы рассматривают семь зон гене-

рации углеводородов на основании изменения физических свойств

осадков и пород (скорость продольных сейсмических волн и плот-

ность) .

Названные авторы выделяют в разрезе земной коры слои:

рыхлые, полуконсолидированные, слабоуплотненные, уплотненные

(консолидированные) и др. (табл. 46).

Такой подход также перспективен и правомочен, однако

слабым местом этой схемы является то, что в океанах предпо-

лагаются все те же слои (зоны), что и на континентах, и слишком

дробное подразделение слоев. Но это не так, и в настоящей ра-

боте мы попытались показать различие между континентами и

океанами.

Зональность степени изменения океанских отложений отмеча-

лась - неоднократно в отчетах о результатах глубоководного

218.

бурения — главным образом по изменению физическшксвойств и

степени консолидации. Обычно выделяются неконсолидированные

осадки — илы и оозы, полуконсолидированные и консолидирован-

ные — осадочные породы.

Так, С. Шлангер [100] при изучении карбонатных отложений

скв. 167 на поднятии Магеллана в Тихом океане выделил три

стадии изменения: I — карбонатные илы до глубин 250—300 м;

II — неплотный мел до глубины 600 м (зона диагенеза.— Я. Л..,

Л.О.); II—III — переходная стадия — плотный мел с известня-

ками до глубины 800 м и III — известняки со стилолитами до

глубины 1175 м (зона катагенеза. — Н.Л., Л.О.). Аналогичное

исследование по материалам DSDP проведено М. А. Левитаном

и Н. В. Логвиненко [35], выделившими в океанских отложениях

зону диагенеза с максимальной мощностью 800—1000 м и ниже

ее зону катагенеза.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

{Сравнение процессов осадочного

породообразования на континентах

и в океанах)

Процессы образования осадочных пород на континентах и

в океанах при общей их направленности: образования осадков,

превращения осадков в породы, изменения пород — осуществля-

ются по-разному.

Диагенетическая стадия на континентах в субаэральных и в не-

которых типах субаквальных осадков (соли) происходит доста-

точно быстро при большом разнообразии состава, физико-химиче-

ских условий и парагенезов аутигенных минералов, отражающих

разнообразие фаций. Среди аутигенных минералов присутствуют

все типы глинистых минералов, цеолиты, различные карбонаты,

сульфаты, хлориды, окислы и гидроокислы, сульфиды и др., по-

ристость осадков сравнительно невысокая — в пределах 25—

50%. Зона диагенеза обычно he имеет большой мощности — пер-

вые десятки метров, максимум первые сотни метров в четвертич-

ных и частично неогеновых отложениях.

Исключение составляют крупные водоемы суши, главным

образом внутренние моря, представляющие собой в этом отноше-

нии переходные области между континентами и океанами. В су-

баквальных отложениях внутренних водоемов суши диагенети-

ческие изменения осуществляются в условиях, сходных (но не

тождественных) с океанами. Стадия диагенеза здесь имеет боль-

шую продолжительность (сотни тысяч и миллионы лет), и воз-

никает значительная по мощности зона диагенеза — до 300—

400 м, охватывающая четвертичные и неогеновые отложения.

В осадках внутренних водоемов суши наблюдается также раз-

нообразный набор аутигенных минералов, пористость может

быть очень высокой (до 70—80 % в глинистых илах).

Катагенетическая стадия на континентах характеризуется тем,

что сначала в раннем и среднем катагенезе (протокатагенез и ме-

зокатагенез MKi, МКг Н. Б. Вассоевича) изменения минералов

имеют деградационный характер (по терминологии Ж- Милло)

и являются как бы продолжением процессов диагенеза с раз-

витием тех же или близких парагенезов глинистых минералов

(каолинита, галлуазита, монтмориллонита, гидрослюд политипа

1М, IMd, смешаннослойных фаз), цеолитов (гейландита, шаба-

зита, анальцима), железистых хлоритов политипа lb, 7 А и др.

Затем на каком-то этапе погружения толщ и роста давления

и температуры характер процессов изменяется — они становятся

аградационными (по терминологии Ж. Милло), образуются

новые минералы за счет старых и новые парагенезы аутигенных

минералов. Постепенно исчезают монтмориллониты и смешанно-

220.