Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо - и рудообразования
Подождите немного. Документ загружается.
ния приурочены мезомиктовые, существенно кварцевые песча!
ники апосапрогенной природы. Они при переходе вкрест про!
стирания 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 седи!
ментации) по времени в большинстве своем совпадали с эпоха!
ми, когда, судя по палеофлористическим и общегеологическим
данным, наступали условия жаркого гумидного климата. Акти!
визация химического выветривания в те эпохи, несомненно,
благоприятствовала возникновению минералогически зрелого
терригенного материала. Аутигенные новообразования в це!
менте большинства вышеперечисленных пород Ф!1 и Ф!2 име!
ют кварцево!хлорит!иллитовые составы, местами с примесью
кальцита и анкерита, причем количественные соотношения
между этими минералами и их типоморфные признаки находят!
ся в прямой зависимости от состава кластогенных компонент.
Совершенно иные (качественно новые) комплексы терри!
генных и аутигенных минералов появляются в относимых к сво!
еобразной группе «средних аркоз» (название, предложенное
А.Г. Коссовской) песчаниках нижнего мела Ф!3 Приверхоянско!
го прогиба (см. рис. 3.2., 3.5., 5.11., 6.2.). К моменту их накопле!
ния 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), вслед!
ствие чего их терригенные комплексы состоят в основном из
плагиоклазов олигоклаз!андезинового ряда, реже из калишпа!
тов, кварца, со значительной примесью биотита, мусковита, а
также большого количества акцессорных фемических минера!
лов. О них говорилось в разделе про плагиоклазы и эпидоты вы!
ше, в главе 8.
Аналогичные парагенезы известны по данным (Stewart,
1974; Van der Kamp et al, 1976) в породах позднемеловых бас!
сейнов Британской Колумбии (острова Ванкувер и Гульф), а так!
же палеоценовых бассейнов Калифорнии (Западная Олимпия и
горы Св. Инессы), примыкавших к более древним массивам гра!
нодиоритов. Среди аутигенных минералов в цементе таких пес!
чаников наиболее типичны цеолиты (преимущественно ломон!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 225511
тит) в парагенезе с корренситом и сфеном. То же свойственно
песчаникам Ф!3 (см. рис. 6.2.). Главными источниками вещест!
ва, необходимого для их формирования, здесь могли быть тер!
ригенные минералы, содержащие кальций (средние плагиокла!
зы, эпидоты, роговые обманки и гранаты, а для корренсита и
сфена — биотиты и др.). Это подтверждает стадиальные иссле!
дования, в частности наблюдения псевдоморфоз ломонтита по
названным выше минералам в шлифах песчаников с типоморф!
ными признаками начала стадии глубокого катагенеза. Перед
стадией метагенеза ломонтит замещается эпидотом и кальци!
том поздней генерации одновременно с ростом относительного
содержания аутигенного кварца и (за счет плагиоклазов) альби!
та. Причем везде ломонтит (или продукты его замещения) сре!
ди пород Ф!3 концентрируется только в песчаниках из фациаль!
ных типов отложений дельтовых субаэральных конусов и русло!
вого аллювия крупной реки, вероятнее всего, потому, что благо!
приятная 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 фаци!
альный контроль аутигенеза — типичный признак субкарбоген!
ных комплексов, по В.Д. Шутову.
Подводя итог вышесказанному, можно заключить, что, опо!
средованно, через седиментофонд формаций на процессы ау!
тигенного 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 расшифров!
ке. Так, например, автором установлено, что некоторые черты
своеобразия апосапрогенных (возникших за счет выветрелого
субстрата) парагенезов в породах формаций Ф!1 и Ф!2 отраже!
ны в особенностях минеральных новообразований вплоть до
стадий метагенеза и начального метаморфизма включительно.
Таким породам в верхоянском комплексе свойственно господ!
ство в составе цемента регенерационного кварца и сплошное
развитие на контактах терригенных зерен структур рекристал!
лизационно!грануляционного бластеза. Всем прочим разно!
стям с литокластогенными или петрогенными типами парагене!
22 55 22 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
зов присущи новообразования иного вида: межзерновые иллит!
хлоритовые агрегаты, препятствующие широкому развитию ре!
генерационных 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. метода!
ми, прежде всего, без анализа фациальных рядов. Необходим
комплексный подход к анализу фактов. Палеогеографические
построения в рассматриваемом регионе выполнены на ком!
плексной основе. Комплексность подхода к генетическим ре!
конструкциям осадочных палеобассейнов сегодня аргументи!
руется во множестве публикаций, становясь для профессиона!
лов привычной аксиомой. Однако, несмотря на это, у многих ге!
ологов периодически возникает искушение поиска более про!
стого и облегченного рецепта для постановки генетических ди!
агнозов. Такое бывало и прежде, например в 60!х годах, в пери!
оды активизации математической обработки массовых анали!
зов гранулометрии терригенных осадков (работы литологов
школы Л.Б. Рухина, 1965 г.) или создания схем генетической ти!
пизации текстур осадочных пород (по Л.Н. Ботвинкиной,
1962 г.).
Г.Ф. Крашенинников, воздав должное достигнутому в этих
областях, предостерегал литологов от увлечения отельными па!
раметрами в отрыве от прочих генетических признаков. Относи!
тельно структурных и текстурных критериев теперь это общеиз!
вестно. 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, посвя!
щенных анализам петрографического состава кластогенных
осадков Атлантического и Тихого океанов и обрамляющих мо!
рей (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 кото!
рых фиксировались поля фигуративных точек состава песчаных
осадков, свойственных участкам пассивных и активных матери!
ковых окраин, различным задуговым, преддуговым и прочим
бассейнам.
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 225533
Теперь некоторые исследователи стремятся использовать
такие диаграммы и тренды для своей аргументации геодинами!
ки прошлых геологических эпох. При этом они автоматически
переносят сведения о нынешнем седиментогенезе в глубь гео!
логической истории и не проверяют свои выводы другими мето!
дами генетического анализа (о которых сказано выше). Тем са!
мым игнорируются принципы историчности и системности. Не
учитываются: возможность эволюционирования вещественного
состава, палеорельефа и площадей водосбора питавших оса!
дочный бассейн провинций, а также вероятность гипергенных
изменений эродируемых пород (в зависимости от палеоклима!
та), возможность дифференциации состава кластогенных ком!
понентов в различных генетических типах осадков из единого
палеобассейна, возможность диагенетических и катагенетичес!
ких изменений их минерального вещества, и многие иные фак!
торы седименто— и литогенеза.
22 55 44 ОО ..ВВ .. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
Рис. 10.4. Классификационная диаграмма составов песчаных от"
ложений для разных геотектонических обстановок современных
бассейнов седиментации, по Maynard J.B., Vallony I.R., Ho"Shing
Yu (1982) (а) и схема эволюции кластогенного песчаного вещест"
ва в отложениях верхоянского комплекса, по О.В. Япаскурту и
В.Л. Косорукову (1995) (б).
Цифрами обозначены поля фигуративных точек а: 1 — континентальные ок!
раины Атлантического океана, 2 и 3 — активные окраинные бассейны Тихо!
го 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 отложе!
ний D
2–3
, 2 — С
1
, 3 — С
2–3
(низ), 4 — С
2–3
(верх), 5 — Р
1
, 6 — Р
2
и Т
1
, 7 —
Т
3
). В вершинах треугольников — 100% содержания кварца (Q), полевых
шпатов (F) и литокласт (L).
В конечном итоге оказывается, что чем глубже мы «погру!
зимся» 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 палеогеогра!
фии Северного Верхоянья. Выше было показано, что там одно!
значно выявляются признаки, свойственные палеобассейну,
развивавшемуся на протяжении позднего палеозоя и раннего
мезозоя в режиме типичной пассивной континентальной окраи!
ны (см. рис. 10.2. и 10.3.). На рисунке 10.4., см. б, полями 1–5
оконтурены составные разновозрастных кластогенных компо!
нентов в осадках этого бассейна. Смещения полей внутри клас!
сификационного треугольника отражают в первую очередь эво!
люционирование питающих провинций во времени в результате
изменения их площади, рельефа и проч. (см. выше) и, как след!
ствие этого, закономерные изменения состава эродируемых
комплексов пород. Кроме того, определенные «разбросы» фи!
гуративных точек внутри намеченных полей обусловливались
дифференциацией минерального вещества в разных генетичес!
ких типах дельтово!морских накоплений, а также процессами
постседиментационного минералогенеза (коррозией неустой!
чивых компонентов и регенерацией устойчивых).
Усредненная и несколько генерализованная схема, пока!
занная на рисунке 10.4., б, фиксирует эти эволюционные зако!
номерности. Между тем, если сопоставлять ее с диаграммой
состава современных морских и океанских осадков, по И. Мей!
нарду, Р. Валлони и др. 1982 г., становится заметной явная про!
тиворечивость 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 обстанов!
кам активного типа. Но таковые не были свойственны Северно!
му Верхоянью на вышеупомянутом интервале геологического
прошлого (см. рис. 10.3.).
В данном примере конвергентность минерально!петрогра!
фических признаков отдельных пород очевидна. Это не умаляет
информативности упомянутых признаков. Они дают ценную ин!
формацию об эволюции давно исчезнувших ландшафтов водо!
сборной суши на окраинах осадочных палеобассейнов и, в то же
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 225555
время, об изменениях палеоклиматических условий мобилиза!
ции седиментогенных компонентов. Однако этой информации
недостаточно для геодинамического реконструирования. Ана
лиз минералогических породных признаков корректен только в
комплексе с результатами литологофациальных наблюдений.
10.3. Анализ условий и стадийности
аутигенного минералообразования
Выше отмечались признаки влияний седиментофонда тер!
ригенных формаций на аутигенез. Но этим фактором упомяну!
тые влияния не исчерпываются. Многое зависит от условий и
обстановок седиментации. В этих БП относительная кратковре!
менность стадии диагенеза в быстро захоронявшихся осадках,
очевидно, не благоприятствовала дозреванию вещества до ми!
нералогически равновесных парагенезов. Но, тем не менее, фа!
циальные 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 та!
ких породах, которые принадлежат к разным генетическим ти!
пам отложений, а залегают рядом, в едином разрезе одной и
той же тектонической структуры, из чего следует, что данные по!
роды находились в одинаковых термобарических и гидрохими!
ческих обстановках на протяжении всего времени формирова!
ния ПБ, складчатости и орогенеза.
Вот один из примеров. На севере Хараулахского хребта в
верхней части разреза Ф!1 позднепермского возраста пересла!
иваются две очень характерные группы песчаных пород. Одна
группа соответствует фациям хорошо отсортированных, отмы!
тых от глинистой примеси осадков сильно подвижного морского
мелководья с отчетливыми текстурными признаками аккумуля!
тивных 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 хо!
рошо окристаллизованными минералами в межзерновых про!
22 55 66 ОО ..ВВ .. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
межутках, с господствующими инкорпорационно!регенераци!
онными, рекристаллизационно!бластическими структурами и
прочими новообразованиями глубокого катагенеза и начала ме!
тагенеза. Залегающий буквально рядом с ними плохо отсорти!
рованные, насыщенные алеврито!глинистым межзерновым за!
полнителем (матриксом) и тонкодисперсным органическим ве!
ществом песчаники другой группы литотипов — из фаций био!
элювия (ихнитолиты) в межавандельтовых участках и из подвод!
но!оползневых накоплений — отличаются от предыдущих мета!
песчаников настолько слабоизмененными седиментогенными
структурами, что без специальных исследований глинистого ма!
трикса они могут приниматься за образования раннекатагене!
тической стадии. Однако их глинистое вещество претерпело су!
щественные изменения. Ныне оно представлено хорошо окрис!
таллизованными железисто!магнезиальным хлоритом и диокта!
эдрической гидрослюдой политипа 2М
1
с очень малой приме!
сью смешанослойных образований с разбухающей фазой — ве!
роятных реликтов трансформированного в гидрослюду смекти!
та. В том, что такие трансформации происходили, убеждают ре!
зультаты сравнения этих минералов с глинистыми частицами,
находящимися внутри диагенетических карбонатных конкреци!
онных стяжений!септарий в той же породе (как известно, глини!
стый 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 пре!
образования 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 межзерно!
вые промежутки песчаных отложений волновой группы, где бы!
ли идеальные условия для кристаллизации минералов!индика!
торов стадий литогенеза. Поэтому внешне песчаники волновой
группы осадков выглядят в шлифах более «метаморфизованны!
ми» сравнительно с прочими породами верхоянского комплек!
са.
В длительно эволюционировавшем гигантском БП, на эта!
пах его погружений и тектонических перестроек, формирова!
лась сложная зональность глубинно!катагенетических преобра!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 225577
зований пород, локально усиленных раннеметаморфическими
изменениями. Эта зональность, еще в 50!х годах обнаруженная
на участке Западного Верхоянья А.Г. Коссовской и В.Д. Шуто!
вым (1956), подтверждена авторскими работами во всем регио!
не и детализирована (Япаскурт, 1992). Выяснилось, что, несмо!
тря на быстрое погружение осадков в БП пассивной континен!
тальной окраины, специфика преобразований разных генетиче!
ских типов отложений нивелирована не полностью. Самая пол!
ная информация о стадийности процессов литогенеза заключе!
на в индикаторных минералах и структурах песчаников, сфор!
мированных за счет хорошо отсортированных, отмытых от гли!
нистого 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 последо!
вательно усиливавшихся преобразований безматриксных пес!
чаников (рис. 10.5.): I — слабо измененного глинистого вещест!
ва и ненарушенных седиментогенных структур (подстадия сла!
бого, начального катагенеза); II — преимущественно хлоритово!
го пленочного и кремнистого порового цементов, и начала реге!
нерации обломков (умеренного катагенеза); III — преимущест!
венно хлорит!кварцевого пленочно!порового цемента и частых
конформных структур (массивное развитие структур гравитаци!
онной коррозии — один из признаков начала подстадии глубо!
кого, или позднего катагенеза); IV — кварцевого цемента типа
«припая», частых конформных и редких инкорпорационных
структур; V — господствующих конформно!инкорпорационных
структур совместно с регенерационными кварцевыми или поле!
вошпатовыми цементами; VI — бластических структур на кон!
формно!инкорпорационных контактах кварцевых обломков (на!
чало метагенеза); VII — структур дифференциального скольже!
ния, 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 зеленослан!
22 55 88 ОО ..ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт
цевой стадии). Из их числа породам формаций Ф!1 и Ф!2 свой!
ственны 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 ре!
ликтах, 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 карбо!
натным заполнителем, мозаично!гранобластовая структура ко!
торого свидетельствует о его постседиментационном проис!
хождении (см. рис. 3.4.). Кальцит только слегка корродирует об!
ломочные частицы, препятствуя их дальнейшим преобразова!
ниям (регенерации, окварцеванию, альбитизации и др.), исклю!
чая лишь частичную хлоритизацию терригенных биотитов и гид!
рослюдизацию некоторых плагиоклазов, начавшуюся, очевид!
но, до этапа кристаллизации кальцита. С уменьшением же коли!
чества карбонатного вещества, даже в пределах одного пласта,
сразу же появляются инкорпорационные внедрения зерен друг
в друга, наросты аутигенного кварца, альбита, серицита и дру!
гих минералов.
Следовательно, кальцит кристаллизовался на раннем этапе
литогенеза в бывших тогда открытыми порах, обусловив затвер!
девание 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 СО
2
флю!
идов, т.е. элизионными процессами. Но такие образования в
верхоянском комплексе играют подчиненную роль. Они при вы!
явлении признаков постседиментационной зональности в оса!
дочной толще игнорируются («выводятся за скобки»).
Зональность катагенеза, метагенеза и метаморфизма, ус!
тановленная автором, была откартирована им на обширных уча!
стках Северного Верхоянья совместно и при содействии рабо!
тавших там геологов тогдашнего ПГО «Аэрогеология» — главно!
го 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,
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 22 5599
22 6600 ОО ..ВВ .. ЯЯпп аа сс ккуу рр тт
Рис. 10.5. Зональность постдиагенетических преобразований
мелко"среднезернистых песчаников из разных генетических ти"
пов и фаций верхоянского комплекса, по О.В. Япаскурту (1992).
Толщина линий соответствует частоте встречаемости минеральных и струк!
турных новообразований. Цифры в кружках — генетические типы отложе!