Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо - и рудообразования
Подождите немного. Документ загружается.
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 224411
Рис. 9.9. Минеральные парагенезы граувакковых комплексов и соответствующие им
палеотектонические и палеоландшафтные обстановки, по В.Д. Шутову (1975).
но!геоморфологических элементов данной схемы позволяет
легко привязать ее к мобилистским понятиям: пассивной и ак!
тивной материковых окраин, коллизионных орогенных и пери!
кратонных структур. Учтен и климатический фактор влияния на
седиментацию. Все это наглядно свидетельствует о большой
информативности минерально!парагенетических исследова!
ний терригенных комплексов применительно к палеотектониче!
ским и палеогеографическим реконструкциям. Конечно же, все
эти заключения необходимо проверять литолого!фациальными
анализами. Однако последние на современном уровне развития
геологии приобретают еще большую убедительность, будучи
подкрепляемы геоминералогическими построениями. Об этом
рассказывается в следующей главе.
22 44 22 ОО ..ВВ .. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
Глава 10. ОПЫТ КОМПЛЕКСНЫХ ЛИТОЛОГО
ФАЦИАЛЬНЫХ И СТАДИАЛЬНЫХ
ИССЛЕДОВАНИЙ МИНЕРАЛЬНЫХ
ПАРАГЕНЕЗОВ ГРАУВАКК И АРКО
ЗОВ ВЕРХОЯНСКОГО КОМПЛЕКСА.
РЕКОНСТРУКЦИЯ СЕДИМЕНТО И
ЛИТОГЕНЕЗА. СООТНОШЕНИЯ
КАТАГЕНЕЗА И МЕТАМОРФИЗМА.
НОВОЕ О МЕТАГЕНЕЗЕ. РУДОГЕНЕЗ
10.1. Общие сведения об объекте,
методах исследования,
палеогеографических реконструкциях
Очень мощные толщи песчано!алеврито!глинистых пород с
возрастом от раннекаменноугольного до позднеюрского вклю!
чительно, развитые в пределах Верхояно!Колымского складча!
того пояса мезозоид и известные в литературе под названием
верхоянского терригенного комплекса (дано Н.П. Херасковым в
середине 30!х г.г. ХХ в.), а также угленосно!терригенные отложе!
ния верхней юры и нижнего мела в соседнем Приверхоянском
прогибе (в бассейне р. Лена) — служат прекрасным полигоном
для стадиально!геоминералогических исследований. Этот по!
лигон (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 значи!
тельно севернее пришёл работать автор под руководством за!
служенного деятеля науки РСФСР, профессора Г.Ф. Крашенин!
никова (Крашенинников, Япаскурт, 1977). По этим материалам
он в 1987 г. защитил докторскую диссертацию, оппонентом ко!
торой 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 оторван!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 224433
ности от литогенеза метаморфических изменений осадочных
комплексов и относительно отсутствия прямой зависимости
между глубиной погружения осадочной толщи и началом мета!
морфических процессов (см. ниже). Рассмотрим сделанное ав!
тором по порядку (Япаскурт, 1992).
Исследованный комплекс отложений позднего палеозоя,
триаса, юры и раннего мела слагает на площади между право!
бережьями рек Лена, Алдан и р. Яна гигантскую, толщиной свы!
ше 16 км, линзу дислоцированных терригенных пород, прошед!
ших через стадии глубокого катагенеза, метагенеза и локально
затронутых зеленосланцевым или еще более глубоким мета!
морфизмом. Их генезис устанавливался автором с помощью
приемов литоло!фациального и формационного анализов, раз!
работанных литологами школы ГИН АН СССР.
Существо этих приемов сводится, вкратце, к следующему.
Прежде всего, производилось послойное описание многих объ!
ектов комплекса с попутным выявлением и систематизацией
литологических типов терригенных пород со свойственными им
комплексами первичных (генетических) и вторичных (наложен!
ных) структурно!вещественных и текстурных признаков. Далее
анализ только первичных признаков позволял устанавливать ге!
нетические типы исходных осадков. Парагенезы генетических
типов, которые соответствовали определенным палеоланд!
шафтным обстановкам седиментации, объединялись в соотве!
ствующие им фации. Парагенезы сопряженных фаций, отвечаю!
щие крупным участкам ландшафта, рассматривались как макро!
фации. Они, в свою очередь, служат основой для формационных
построений. Оказалось, что, образования Верхоянской склад!
чатой области можно расчленить на три комплекса макрофаций,
каждый из которых приурочен ко вполне определенной палео!
тектонической структуре (или ее части) и отражает конкретную
стадию геотектонического развития, т.е. соответствует генети
чески обусловленному телу — формации (согласно трактовке
этого понятия по П.П. Тимофееву). Автор выделил и описал в
Верхоянье следующие формации: позднепалеозойская долин!
но!веерной системы конусов выноса склона котловинного мор!
ского бассейна Палеоверхоянского окраинно!континентального
прогиба (Ф!1); раннемезозойская умеренно!глубоководных об!
разований морского окраинно!континентального бассейна Па!
леоверхояно!Индигирского прогиба (Ф!2) и позднеюрско!ран!
немеловая угленосная аллювиально!дельтовая Приверхоянско!
22 44 44 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
го прогиба (Ф!3). Каждая из них объединяет по два трансгрес!
сивно!регрессивных макроцикла закономерно сменяющихся
фаций, или по две подформации. Внутри каждого макроцикла,
на площади развития соответствующей ему подформации, ме!
няются количественные соотношения между отдельными фаци!
ями. 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 фа!
ции отложений относительно удаленных от побережья участков
дна морского бассейна. Там появляются фации континенталь!
ного склона: отложения различных турбидитов, подводно!
оползневых накоплений, песчаных зерновых потоков и насы!
щенных рассеянным органическим веществом и пиритом алев!
ропелитовых гемипелагических образований окраин подводных
конусов выноса. Фрагмент одного из палеофациальных профи!
лей нижней подформации Ф!1 показан на рис. 10.1. Примеча!
тельно то, что наиболее глубоководные образования здесь всю!
ду периодически расклиниваются маломощными отложениями
открытого подвижного мелководья, возникшими на регрессив!
ных 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., сделан!
ным без оценки уплотнения пород при катагенезе, а потому за!
ниженным) за счет наносов авандедьт и перераспределения
этого вещества вглубь автокинетическими потоками, формиро!
вавшими системы долинно!веерных конусов в умеренно!глубо!
ководных (1,5–2,5 км) обстановках гемипелагиали.
Гигантский объем терригенного материала был привнесен
в основном тремя крупными реками из юго!восточных, запад!
ных и северо!западных окраин Сибирской платформы и перио!
дически воздымавшихся гор на месте теперешнего Станового,
Алданского нагорьев, Джугджура, Сетте!Дабана и части Южного
Таймыра (рис. 10.2.). Здесь на протяжении почти всего камен!
ноугольного, пермского, триасового периодов, а также ранне—
и среднеюрской эпох фиксируются фациально!ландшафтные
обстановки типичной пассивной континентальной окраины (рис.
10.3.)
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 224455
22 44 66 ОО.. ВВ .. ЯЯ ппаасс кк уурртт
Рис. 10.1. Фрагменты типовых разрезов (вверху) и литолого"фа"
циальный профиль (внизу) части верхоянского комплекса — ни"
жней подформации Ф"1 — С
1
— Р
1
, 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 — песчано!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 224477
алевропелитовых континентального склона и шлейфа, 4 — подводно!кол!
лювиальных с оползневыми дислокациями, там же, 5 — алевропелитовых
гемипелагической равнины); 6–8 — геологические границы (6 — стратигра!
фические, 7 — фациальные, 8 — тектонические), 9 — терригенно!карбонат!
ные отложения девонской системы и турнейского яруса, 10 — преимущест!
венно карбонатные отложения нижнего палеозоя и докембрия, 11 — место!
положение детальных фрагментов разреза; 12–14 — на врезке : 12 — За!
падно!Верхоянский краевой шов, 13 — прочие глубинные разломы — Б —
Богучанский, Д — Джарджанский, У — Унгуохтахский, 14 — опорные разре!
зы; 15–23 на колонках: 15 — интракласты в гравелитах и песчаниках, 16 —
песчаники массивные, 17 — то же косослоистые, 18 — песчаники тонкозер!
нистые и алевролиты, 19 — аргиллиты алевритистые, 20 — микститы с под!
водно!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 ка!
менноугольной системы (С
1
b
l
— C
2
st — былыкатская и сетачанская нерас!
члененные, С
2
jp — юпенчинская, С
2
sd — сиэдерская) и нижнего отдела
пермской системы (Р
1
un –унгоуохтахская, Р
1
hl — халджинская).
Рис. 10.2. Схемы палеогеографии эпох: позднекаменноугольной,
по О.В. Япаскурту, Г.М. Довыденко и др. (1994) и конца ранне"
пермской, по О.В. Япаскурту (1992), для западной части Лено"
Верхоянского ОБ.
1–5 — области седиментации: 1 — аллювиальной, 2 — подводно!дельто!
вой, 3 — окраинно!шельфовой, 4 — склоновой, 5 — гемипелагической; 6–8
— поднятия суши: 6 — низкие, местами затопляемые, 7 — полого!холмис!
тые, 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 — Бо!
гучанский, У — Унгуохтахский, Д — Джарджанский); 13 — борта среднепа!
леозойского Вилюйского рифта; 14 — направления привноса терригенного
вещества; 15 — участки, описанные в тексте, и их номера.
22 44 88 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаасскк уурртт
В позднем мезозое геодинамическая ситуация в регионе
существенно изменилась. Бассейн породообразования, выпол!
ненный отложениями формаций Ф!1 и Ф!2, стал превращаться
в складчато!надвиговую систему (СНС). Большая часть террито!
рии 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 провин!
ций, выполненные еще А.Г. Коссовской (1962), показали, что
этот прогиб заполнялся не за счет сноса веществ с востока — из
Верхоянской суши, а из южной — Алдано!Становой питающей
провинции (см. ниже). Многим геологам это вначале показалось
невероятным, т.к. Приверхоянский прогиб был назван тектонис!
тами краевым, и, как всякому краевому прогибу, ему положено
было питаться продуктами от размыва растущих по соседству
горных сооружений. Однако геоморфологические исследова!
ния 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 направле!
нии текла Палеолена, истоки которой располагались в тепереш!
ней Алдано!Становой области (Япаскурт, 1992). В песчаных пла!
стах русловых фаций этой крупной палеореки однонаправлен!
ная (потоковая) косая слоистость обнаруживает однозначные
наклоны косых серий в северных и северо!восточных направле!
ниях — по направлению течения реки. А в крест простирания
формации Ф!2 наиболее грубозернистые отложения располо!
жены на западе, а наиболее тонкие — на востоке, вблизи совре!
менной тектонической границы с формациями Ф!1 и Ф!2, то
есть фациальные профили тоже не подтверждают версию о вос!
точных питающих провинциях для Ф!3.
В современной тектонической структуре Верхоянская СНС
далеко надвинута на отложения Приверхоянского прогиба (см.
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 224499
← Рис. 10.3. Схема этапов развития западной части Лено"Верхо"
янского ОБ и эволюции минерального состава обломочных ком"
понент 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 мине!
ральные парагенезы, возникшие на стадиях седименто— и ли!
тогенеза усложнились вторичными изменениями. Но исходные
признаки седиментогенных кластических минералов сохрани!
лись, и с них мы начнем наш анализ, продолжая тем самым и
развивая содержание предыдущей главы (о парагенезах грау!
вакк).
10.2. 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 треу!
гольниках 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 периодичес!
ки 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 объ!
яснимо суммарным влиянием чередования орогенных активи!
заций 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 основ!
ном 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 страти!
графических уровнях среднего, верхнего триаса и нижней юры к
низам отдельных трансгрессивных мезоциклов осадконакопле!
22 55 00 ОО ..ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт