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 2266 11
ний: 1 — руслового аллювия и субаэральных дельт, 2–4 морских (2 — волно!
вой группы и зерновых потоков, 3 — турбидитов, 4 — биоэлювия — ихнито!
литов).
Б.Д. Мельникова и др. Обобщенные схемы частично опублико!
ваны (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!текто!
ническими элементами СНС и со стратифицированными уров!
нями — границами свит и серий верхоянского комплекса привел
автора к нижеследующим заключениям.
В возникшей на месте БП складчатой области степень ин
тенсивности конечных преобразований пород обусловлена не
столько глубинами их погружения в доскладчатом бассейне,
сколько процессами термальной активизации недр и тектони
ческих дислокаций. Максимально глубокие послекатагенетиче!
ские преобразования верхоянского комплекса развиты преиму!
щественно вдоль тектонически ослабленных участков пересече!
ния глубинных диагональных разломов (рис. 10.6.), близ локаль!
ных минимумов гравитационного поля, т.е. над вероятными оча!
22 6622 ОО ..ВВ .. ЯЯпп аа сс ккуу рр тт
Рис. 10.6. Карта зональности ме"
таморфизма в Северном Верхоя"
нье. По автору и В.С. Андрееву
(Япаскурт, 1992):
1, 2 — зоны метаморфизма, рассмот!
ренные на рис. 10.5 (1–VIII и частично
VII, 2 — IX); 3–5 — разломы; 3 — сбро!
со!сдвиги глубинные (Б — Богучан!
ский, Д — Джарджанский, К — Куларо!
Джарджанской ветви, У — Унгуохтах!
ский), 4 — прочие, 5 — надвиги; 6 —
кольцевые линеаменты, дешифрируе!
мые на космических снимках; 7 — ло!
кальные минимумы гравитационного
поля с радиусом осреднения 15 км —
вероятные очаги гранитизации фунда!
мента СНС; 8 — главнейшие ареалы
метаморфизма. Цифрами обозначены
географические привязки и возраст
метаморфизованных образований: 1,
2 — в верховьях бассейна р. Хараулах,
Р
1
; 3 — р. Арага!Юрях, Р
2
— Т
2
;
4 — р. Улахан!Унгуохтах, С
2–3
и
местами Р
1
; 5 — водораздел
рек Абылычан, Ньолон и Сынча,
С
2
и С
2–3
; 6 — р. Бухурук, Р
2
, Т
1
и Т
2
; 7 — р. Тэнки, Т
2
.
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 22 6633
Рис. 10.7. Зональность катагенеза и метаморфизма верхоянско"
го 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 три!
аса. На нижнем профиле: 1–3 — изограды (1 — бластеза кварца, или нача!
ла метагенеза, то есть зоны VI, 2 — зоны VII, 3 — метаморфогенного биоти!
та зоны IX); 4 — 5 — фации отложений: 4 — дельт, 5 — междельтовых запа!
дин шельфа, 6 — турбидитов на континентальном склоне дна моря, 7 —
подводных оползней; 8 — допалеозойский фундамент, 9 — фиксируемый
геофизическими методами очаг палингенеза; 10 — границы стратиграфи!
ческие; 11 — разломы.
22 6644 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
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 — Р
1
(унгуохтахская свита), 2
— С
2–3
(сиэдерская свита), 3, 4 — С
2
(юпенчинская и сетачанская свиты), 5
— С
1
(былыкатская свита); 6 — тела раннетриасовых диабазов; 7 — разло!
мы (а), в том числе надвиги (б); 8–11 — зоны постдиагенетических преобра!
зований (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 пятнис!
тые 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 Алтан и Бухурук) — породам средне!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 22 6655
Рис. 10.9. Соотношение
ареалов метаморфизо"
ванных пород (Япаскурт,
Андреев, 1985; см. рис.
10.6) с составленной Г.С.
Гусевым (1979) схемой
эродированных мощнос"
тей в Верхояно"Колым"
ской складчатой системе:
1 — площади, перекрытые кай!
нозойскими отложениями; 2–6
мощности эродированных по!
сле 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 бас!
сейна р. Хараулах, породы Р
1
— Р
2
; 3 — р. Арага!Юрях, Р
2
—
Т
2
; 4 — р. Улахан!Унгуохтах,
С
2–3
; 5 — реки Абылычан, Ньо!
лон, Сынча, С
2
— Р
1
; 6 — р. Бу!
хурук, Т
2
; 7 — р. Бетюген, Р
1
—
Р
2
; 8 — хр. Кулар, Р
2
); пунктир!
ными линиями обозначены зо!
ны некоторых региональных
разломов (Б — Богучанского, У
— Унгуохтахского, Д — Джард!
жанского и др.).
го триаса (см. рис. 10.6.). Положение их в современной структу!
ре 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 метаморфи
ческих изменений, которые представляют собой образования
термальных куполов, приуроченных к участкам интенсивной
трещиноватости пород близ разломов с раздвиговой составля!
ющей (Япаскурт, Андреев, 1985), т.е. к тектоническим структу!
рам, благоприятным для миграции флюидов — важнейшего
фактора теплопереноса. Следовательно, терригенным форма!
циям верхоянского комплекса свойственны два способа осуще
ствления литогенетических преобразований: первый приводит
к наращиванию структурно!минеральных изменений в породах
в результате их погружения и нарастания литостатических дав!
лений и температур, а второй порождает локально наложенные
изменения динамотермальной природы на этапах тектоничес!
ких активизаций и дислокаций. Оба они тесно взаимосвязаны
пространственно и, по!видимому, генетически, представляя со!
бой элементы единой флюидо!породной системы, развивав!
шейся непрерывно!прерывисто. Поясним это ниже.
10.4. Реконструкция и объяснение механизма
разнотипных постседиментационных
процессов
Катагенетические преобразования, вызванные погружени!
ями пород, камуфлированы наложенными на них метагенетиче!
скими изменениями в складчатой области. Тем не менее, сохра!
няются некоторые признаки изначального проявления катагене!
за элизионного типа, согласно определению данного понятия,
введенного В.Н. Холодовым. Сущность его состоит в том, что ак!
тивной силой, влияющей на состав газов и вод при катагенезе,
служат глинистые толщи. По мере их интенсивного погружения
22 6666 ОО ..ВВ .. ЯЯппаа сс ккуурртт
осуществляются физико!химические процессы, приводящие к
накоплению газоводных флюидов. Флюиды отжимаются из глин
в пласты песчаных пород, способствуя аутигенному минерало!
образованию. Большое значение, например, имеет миграция
углекисло!сероводородных вод на глубине до 2 км, способству!
ющая кристаллизации в межзерновых промежутках раннеката!
генетического кальцита. Затем на глубинах порядка 3–4 км важ!
нейшую роль играет дегидратация в результате трансформаций
монтмориллонита в гидрослюду и привнос в пласты!коллекторы
вместе с водой растворенных в ней веществ, прежде всего вы!
делившегося в результате формирования хлоритов избытка
SiO
2
. Кристаллизация последнего могла породить мозаично!ре!
генерационные структуры, свойственные в зонах III–V многим
песчаникам, которые по тем или иным причинам не были карбо!
натизированы на более ранних стадиях катагенеза.
Вероятно, по этим причинам несколько своеобразно осу!
ществлялся катагенез в формациях верхоянского комплекса,
что объяснимо их значительно большей песчаностью по сравне!
нию с существенно глинистыми формациями Восточного Пред!
кавказья, на примере которых В.Н. Холодовым были раскрыты
типоморфные признаки элизионных процессов. При типично
элизионном катагенезе, роль песчаных пород относительно
пассивна, тогда как в верхоянском комплексе пассивна неболь!
шая часть песчаников — из карбонатных конкреционных линз и
маломощных прослоев, т.е. тех, которые были карбонатизиро!
ваны в начале стадии катагенеза. Большинство же других, как
было показано выше, активно влияет на возникновение тех или
иных парагенетических ассоциаций минералов в цементе в за!
висимости от состава их кластогенных компонентов. Например,
если источником SiO
2
были бы процессы трансформаций только
глинистых минералов, то тогда не обнаруживалось бы прямой
зависимости между количеством терригенного и аутигенного
регенерационного кварца в породах каждой из рассматренных
выше формаций. Кроме того, широкое развитие в зонах III–VII
структур гравитационной коррозии обломков кварца и каркас!
ных силикатов свидетельствуют о том, что гигантские количест!
ва SiO
2
, как и других веществ, выделившихся в результате внут!
рислойного растворения минералов, перераспределялись внут!
ри самих песчаных пластов. Флюиды из глинистых образовате!
лей могли при этом играть важную роль растворителя и перено!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 2266 77
счика вещества, т.е. катализатора интенсивности катагенетиче!
ских процессов.
Дальнейший ход развития БП на этапах тектонических пе!
рестроек и дислокаций приводит к таким напряженным термо!
барическим обстановкам, при которых литогенетические про!
цессы начинают определяться качественно иными условиями.
Уплотнение пород практически достигает своего предела, сис!
тема взаимосвязанных пор в них исчезает и начинается господ!
ство химических реакций между минеральными частицами в
твердом состоянии, в том числе активизируется диффузия ио!
нов к границам этих частиц. Возникают принципиально новые
структуры рекристаллизационно!грануляционного бластеза зо!
ны VI, а также структуры дифференциального скольжения зоны
кливажа VII в виде линзовидных микроблоков из крепко спаян!
ных между собой обломков и косонаправленных к краям этим
микроблоков вростков серицитоподобной гидрослюды полити!
па 2М
1
(см. ниже, рис. 10.11). Эти новообразования означают,
что элизионные процессы сменились принципиально иными ре!
акциями между минеральными частицами: диффузно!метасо!
матическими, а при достаточно высокой термальной активации
— рекристаллизационно!бластическими. При этом слабопро!
ницаемые блоки пород служат своего рода реакторами, где про!
исходит дегидратация в процессе метаморфизма или катагене!
за. Ограничивающие эти блоки разломы или системы трещин
являются коллекторами, по которым транспортируется выде!
ленная вода (Киссин, 1985). Вынос такой водой части кремнезе!
ма, вероятно, обусловил массовое развитие множества жилок
альпийского типа кварца, свойственных VII–VIII зонам преобра!
зования формаций Ф!1 и Ф!2 (рис. 10.10). Вместе с кремнезе!
мом могли перемещаться и рудные компоненты, в том числе Au,
о чем свидетельствует явная корреляционная зависимость меж!
ду локализацией рудопроявлений и площадями развития упо!
мянутых зон, показанная в кандидатской диссертации В.С. Анд!
реева, 1985 г. и работе (Андреев, Япаскурт, 1998).
Эволюция литогенетической зональности в пространстве и
времени во многом обусловлена сменами закрытых и открытых
гидрохимических систем. Первая из них в период быстрого по!
гружения исследуемых образований объясняет сохранность
раннекатагенетического карбонатного цемента в песчаниках,
сильно «растянутый» (на многие километры) интервал зон глу!
бокого катагенеза — начала метагенеза (V–VI) в Куранахской,
22 6688 ОО ..ВВ .. ЯЯпп аа сс ккуу рр тт
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 22 6699
Рис. 10.10. Сочетание микростилолитовых коррозионных швов
со структурами регенерации кварцевых зерен в песчанике верхо"
янского комплекса; шлиф, николи + (а) и прожилки кварца внутри
пласта того же песчаника; для масштаба — спичечная коробка (б).
По О.В. Япаскурту, 1987 г.
а
б
Верхнеомолойской и других секциях Ф!1 и крайне замедленные
темпы перехода этих пород к образованиям с равновесными па!
рагенезами минералов зеленосланцевой стадии метаморфиз!
ма при погружениях глубже 15 км. Как известно, высокие парци!
альные давления СО
2
и Н
2
О препятствуют дегидратации и де!
карбонатизации, тормозят метаморфические процессы. Появ!
ление упомянутых выше структур дифференциального скольже!
ния зоны VII сопоставимо с описанными исследователями почти
закрытой гидрохимической системы в Кольской сверхглубокой
скважине процессом возникновения микрогидроразрывов и
рассланцевания, вызванного химической дифференциацией
вещества в присутствии фазы водного флюида (Кольская ...,
1984; Боревский, Кременецкий, 1985). Последовавшие на эта!
пах тектонических активизаций породного бассейна термаль!
ные воздействия на эти избыточно увлажненные образования
способствовали возникновению открытой гидрохимической си!
стемы, а в участках разрывных дислокаций, благоприятных для
оттока флюидов, могло начаться формирование ареалов мета!
морфизма (см. рис. 10.6.), завершившееся в Верхоянье после
складчатости (в конце раннемеловой эпохи).
Такое литогенетическое саморазвитие комплекса терри!
генных формаций требует активизации тепловыми импульсами
недр, источниками которых в Верхоянье могли служить глубин!
ные очаги палингенной гранитизации. Теоретически тепло мог!
ло также генерироваться при формировании покровно!надвиго!
вых структур, но, судя по тому, что в Верхоянье главные поля ме!
таморфизации сосредоточены близ разломов с раздвиговой
составляющей, а не вдоль надвигов, роль местных механичес!
ких термальных источников была второстепенной. Главными пе!
реносчиками тепла могли быть глубинные флюиды. Их тепловое
воздействие на вещество пород Ф!1 и Ф!2 привело к активиза!
ции гигантских объемов собственных, сконцентрированных в
породном бассейне, газоводных флюидов.
Породившие метаморфизм термальные аномалии в Верхо!
янском складчатом поясе отчасти сопоставимы с образованием
термотектогенеза в каледонидах Саяно!Байкальской области и
Шотландии; а также с термальными аномалиями в Центральном
Памире, Таласском Алатау и других регионах. Отличие Верхоя!
нья в том, что там, в современном эрозионном срезе интенсив!
ность метаморфизма не столь велика, как в иных регионах. В
22 77 00 ОО ..ВВ .. ЯЯпп аа сс ккуу рртт