Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо - и рудообразования
Подождите немного. Документ загружается.
связи с этим актуален вопрос о критериях для выявления на!
чальных признаков (или верхней границы) метаморфизма.
10.5. К проблеме взаимоотношений метагенеза
и метаморфизма
Анализ минеральных парагенезов не снимает неопреде!
ленности в диагностике верхней границы метаморфизма. К од!
нозначным выводам о постепенном ее характере приходили Г.
Винклер, Н.В. Логвиненко и В.Н. Шванов, В.Д. Шутов, А. Мияси!
ро, Г. Гиллен, Х. Вильямс, Ф. Тернер, Ч. Гилберт и многие другие.
Их подробный анализ см. в книге О.В. Япаскурта, 1999 г. (ссыл!
ку на которую см. в главе 3).
Напомню, что представления о постепенном нарастании
степени преобразования осадочных пород в последовательос!
ти: диагенез → начальный катагенез → глубинный катагенез →
метагенез → метаморфизм были сформулированы в неодно!
кратно упомянутых здесь работах А.В. Копелиовича, А.Г. Коссов!
ской, Н.В. Логвиненко и др. Согласно этой концепции, степень
преобразования осадочных горных пород возрастает последо!
вательно, по мере увеличения глубины их залегания и, следова!
тельно, роста Т и Р.
Возражая им, А.А. Маракушев обосновал наложенность
процессов метаморфизма по отношению к литогенезу (см. в
главе 3). Он ссылался на геологические примеры того, что мета!
морфизм недеформированных осадочных толщ (в условиях,
когда Р
s
= Р
f
) не наступает даже при их попадании на глубину до
20 км (во впадинах типа Прикаспийской). И он пришел к выводу,
что литогенезу отводится ведущая роль на ранних стадиях пре!
образования осадков, когда происходит их накопление и погру!
жение на глубину, а метаморфизм характеризует дислокацион!
ный и орогенный периоды развития тектонически подвижных
поясов, и связан с подъемом глубинных ювенильных флюидов —
виновников возникновения термальных аномалий, т.е. резкого
повышения температурного градиента. Развитие дислокаций
способствует нарушению равновесия Р
s
> Р
f
, что создает усло!
вия для протекания реакций дегидратации и декарбонатизации,
т.е. для метаморфизма пород. Исходя из этой концепции,
А.А. Маракушев поддержал выступление автора на секции оса!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 227711
дочных пород МОИП в 1980 г. о стадиальной обособленности
метагенеза верхоянского комплекса, и рекомендовал статью на
эту тему в научный журнал Вестник Московского университета
(Япаскурт, 1981). Тогда же, А.А. Маракушев рекомендовал при
числить метагенез к самой начальной категории метаморфиче
ских процессов, несмотря на метастабильность метаморфоген!
ных минеральных парагенезов, свойственную данной стадии.
Автор, подходя осторожно к глобальным обобщениям того,
что было доказано в Верхоянье, высказал предложение о суще!
ствовании двух генетически разных видов метагенеза: 1 — по!
гружения и 2 — динамотермальной активизации, конечные об!
разования у которых могли быть конвергентно похожими. Об
этом он доложил на Международном геологическом конгрессе
1984 г. (в Москве) и писал в последующих работах, вплоть до мо!
нографии 1999 г. (ссылка на неё см. в главе 3).
Однако стадиальные анализы разновозрастных терриген!
ных комплексов, выполнявшиеся И.М. Симановичем в южном
Верхоянье, еще в 60–70 гг. ХХ в., а потом в др. регионах, включая
недавние исследования нижне! и среднеюрских отложений юго!
востока Большого Кавказа, дали этому литологу убедительные
аргументы в пользу версии о стадиальной обособленности ме!
тагенеза от катагенеза, подтвержденные данными об абсолют!
ных геологических возрастах аутигенных слюд (Симанович, Го!
ловин и др., 2004). Похожие сообщения мы находим у уральско!
го литолога Л.В. Анфимова, который писал о постседиментаци!
онной измененности осадочных формаций рифея Башкирского
мегантиклинория на Южном Урале нижеследующее: «В осевой
части Башкирского мегантиклинория породы изменены метаге!
незом, зона развития которого в северной части структуры име!
ет границу, секущую стратиграфические контакты айской, сат!
кинской, бакальской, зигальгинской свит, что указывает на ме
таморфическую природу [курсив автора], породных изменений,
не связанную с погружением данных постдиагенетических из!
менений» (Анфимов, 1993, с. 80). Аналогичные сведения по ри!
фейским терригенным комплексам Тимана приводил Н.Г. Оло!
вянишников.
Обобщив материалы многих исследователей СНС и оро!
генных поясов и сравнивая их со своими материалами, автор и
И.М. Симанович совместно опубликовали статью о геодинами!
ческой типизации постседиментационных литогенетических
22 77 22 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
процессов (Симанович, Япаскурт, 2002), где констатировали ни!
жеследующие выводы.
1. Постседиментационные литогенетические процессы,
происходящие в недоформированных осадочных бассейнах
(диагенез и катагенез), в подвижных поясах стадиально (во вре!
мени) разобщены с метагенезом (анхиметаморфизмом) и мета!
морфизмом. Переход от катагенеза к метагенезу (и к метамор!
физму) происходит в результате смены геодинамических режи!
мов, выражающейся в складчатости, кливаже, изменении флю!
идо!термального воздействия на преобразованные при катаге!
незе породы.
2. Скорость и тип этих процессов существенно различают!
ся в разных БП (Симанович, Япаскурт, 2002). В одних случаях
метагенез и метаморфизм наложены на литифицированные по!
роды, прошедшие стадию глубинного катагенеза, в других —
прерывают нормальную последовательность постседиментаци!
онных литогенетических преобразований в недислоцированных
осадочных толщах на стадиях начального катагенеза и даже ди!
агенеза.
3. Метагенез (анхиметаморфизм) не является стадией по!
степенного перехода от катагенеза к метаморфизму. По геоди!
намической природе он ближе к метаморфизму, и может рас!
сматриваться как его самая малоглубинная и низкотемператур!
ная зона.
10.6. Фациальновещественный
и стадиальный контроль рудоносности
верхоянского комплекса
Вышеприведенные заключения имеют прямое отношение к
анализу закономерностей локализации металлических руд в
терригенных формациях, особенно в таких, у которых отдельные
фациальные комплексы обогащены изначально сапропелевым
ОВ и содержат Сорг. выше 3%, кое!где до 5–10%. Это так назы!
ваемые «черносланцевые» комплексы, которые мы впредь бу!
дем именовать «высокоуглеродистыми». Их достаточно много в
составе палеозойской формации верхоянского комплекса Ф!1.
Её породы содержат надкларковые количества золота, а в опре!
делённых местах — рудные скопления этого металла (Андреев,
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 22 77 33
Япаскурт, 1998; Кокин, Силичев, 1987; Кокин, Сухоруков, Шиши!
гин, 1999; Коробицын, 1975; Япаскурт, Симанович, Старостин,
2007 и др.).
Теперь известно, что золотоносность пород Ф!1 контроли!
руется, в основном, тремя факторами: 1) — фациально!вещест!
венным, 2) — тектоническим и 3) — стадиально!минералогичес!
ким (в зоне метагенеза). На третьем факторе мы сконцентриру!
ем главное внимание, охарактеризовав перед этим первые два
фактора, благоприятствующие локализации металла.
Применительно к этим образованиям верхоянского склад!
чатого комплекса О.В. Япаскуртом, В.С. Андреевым и Л.М. Ната!
повым было доказано, что наивысшие концентрации тонкодис
персного золота были сосредоточены в отложениях фаций дис
тальных турбидитов, т.е. в осадках конусов выноса у подножья
континентального склона окраинноматерикового котловинного
морского палеобассейна (Андреев, Япаскурт, 1998). Здесь ано!
мально!повышенное содержание золота совпало с повышенны!
ми концентрациями тонкодисперсных органических веществ
(ОВ), в составе которых зафиксирована значительная доля са!
пропелевых компонент. Эти образования занимают крайние се!
веро!восточные позиции на литолого!фациальных профилях
формации Ф!1 (см. рис. 10.1). Западнее и юго!западнее их сме!
няют фации шельфа котловинного моря и речных выносов в этот
СБ. Там одна из крупнейших дельт пермского возраста была
оконтурена B.C. Андреевым (1985) на севере Хараулахского
хребта; другая, более крупная дельта выделена Л.М. Натаповым
и др., а также О.В. Япаскуртом (1992) к востоку от современно!
го устья р. Вилюй; и ряд дельт каменноугольного возраста выяв!
лен в междуречье теперешних рек Джарджан и Улахан!Унгоах!
тах, на севере нынешнего Орулганского хребта (см. рис. 10.2.).
Анализ многопорядковой ритмичности строения их разрезов
показал, что дельтовые выносы неуклонно проградировали в се!
веро!восточных направлениях, но при этом в отдельные момен!
ты трансгрессий они перекрывались алевро!пелитовыми осад!
ками шельфа, как бы временно оттесняясь ими на свои исход!
ные места.
Признаки палеодельт начали заметно проявляться сразу же
после резкой смены геодинамического режима данного бассей!
на в раннем карбоне. Как известно из работ Ю.М. Пущаровско!
го, М.Д. Булгаковой, Г.С. Гусева, И.И, Колодезникова, Б.Р. Шпун!
та и др., верхоянский терригенный комплекс был накоплен по!
22 77 44 ОО.. ВВ .. ЯЯ ппаасс кк уурртт
верх ранне! и среднепалеозойских комплексов преимуществен!
но карбонатного состава, слагающих краевую часть Сибирской
платформы. Восточная периферия этой платформы в среднем
палеозое оказалась основательно разрушенной рифтогенезом.
И долины позднепалеозойских рек совпадали с простираниями
прежних субширотных и диагональных рифейско!раннепалео!
зойских трогов (см. рис. 10.2).
В раннем карбоне осадконакопление осуществлялось в ус!
ловиях дефицита обломочного материала и недокомпенсации
конечного СБ осадками. В перми и триасе поставка терригенно!
го вещества резко усилилась за счет орогенеза на водосборных
территориях и резкого расширения их площади. Сформирова!
лись мощные клиноформы, свойственные пассивной континен!
тальной окраине. К востоку от них возросла роль высокоплотно!
стных потоков, а также оползневых дислокаций полулитифици!
рованных осадков. Последние локализованы вдоль швов диаго!
нальных (северо!западной ориентировки) долгоживущих разло!
мов, расположенных над бортами более древних рифтовых
структур. Это Богучанский, Унгуохтахский и др. диагональные
разломы (см. рис. 10.2. и 10.6.). Амплитуды оползневых дисло!
каций осадков каменноугольного возраста на бортах этих раз!
ломов колеблются от долей метра до 150–200 м включительно
(Япаскурт, Довыденко и др., 1993). В тесном парагенезе с ними
находятся микститовые накопления грязекаменных потоков.
Непосредственно к северо!востоку участков их развития
появляются либо песчано!алеврито!глинистые отложения с тек!
стурами турбидитов (нижняя пермь вблизи Богучанского разло!
ма), либо хорошо «отмытые» от глинистой примеси песчаники с
признаками накоплений зерновых потоков. Они перемежаются
с пачками неслоистых или прерывисто слоистых черных, высо!
коуглеродистых (С
орг.
до 5,2%), пиритизированных алевритисто!
глинистых сланцев — генетических типов застойно!тиховодных
и донно!флювиальных накоплений (см. северо!восточный край
фациального профиля на рис. 10.1.; а также участки развития
пород среднего и верхнего карбона восточнее Унгуохтахского
разлома на левом рис. 10.2.). Они обладают явными признака!
ми гемипелагических осадков.
Анализ амплитуд подводно!оползневых складок в смежных
с ними фациях отложений континентального склона показывает,
что глубина пелагиали была никак не менее 1,5–2 км. Наличие
глубоководья на северо!восточных окраинах Верхоянского па!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 227755
леобассейна теперь не вызывает сомнения, однако признаков
абиссали там нигде и никем не было зафиксировано. Состав ге!
мипелагических отложений однозначно свидетельствует о том,
что при их накоплении глубина морского бассейна не была до!
статочной для такой вертикальной конвекции, какая обеспечи!
вает окислительную придонную среду в нынешних абиссальных
условиях океанов и окраинных морей. Вследствие этого все
алевро!пелитовые осадки верхоянского комплекса, характери!
зующиеся высокими концентрациями С
орг.
и диагенетического
пирита, были сформированы в резко восстановительных геохи!
мических обстановках. Анализируя их, следует учесть, что дан!
ные образования теперь сильно изменены на стадии метагене!
за, а потому нынешние определения количества С
орг.
в них силь!
но занижены сравнительно с изначальными содержаниями это!
го компонента в осадке. Его можно было бы причислить к петро!
графической категории «черных сланцев», по (Юдович, Кетрис,
2001).
Сочетающиеся с гемипелагическими «черносланцевыми»
осадками площади развития дисталъных турбидитов (фации
песчаноалевритоглинистых отложений окраин подводных ко
нусов выноса) территориально и генетически совпадают с по
вышенными концентрациями в породах золота и др. металлов,
что было доказано в Северном Верхоянье B.C. Андреевым, Л.М.
Натаповым и автором (Япаскурт, Андреев, 1998). Этот фациаль!
ный контроль рудогенеза во многом обусловлен особенностями
дифференциаций OB и глинистых компонент в осадках окраин!
но!морских палеобассейнов.
Вещественный состав ОВ терригенных морских осадков
принадлежит к очень важным факторам влияния на концентри!
рование металлов, в частности, золота. Известно, что сорбция
золота на гуминовых кислотах представляет собой основу меха!
низма первичного накопления этого металла в черносланцевых
комплексах (Варшал и др.,1994, 2000; Пашкова и др., 1989; Фи!
шер, Фишер, 1984). А углеродистые вещества этих комплексов
образовались в результате диагенеза и постдиагенетических
преобразований гуминовых кислот — главных компонент ОВ
почв, взвесей вод, речных и морских осадков. Известно также,
что генетические линии ОВ любых осадков (лигниновая и липо!
идная) не одинаково взаимодействуют с металлами (Войткевич
и др., 1983). Это имеет важные последствия для стадий постсе!
диментационного литогенеза (см. ниже). Так, например, в моно!
22 77 66 ОО ..ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт
графиях Н.П. Ермолаева, Н.А. Созинова и др. (1986, 1999) было
показано, что породы с преимущественно гумусовым составом
своего ОВ проявляют тенденцию к рассеиванию микроприме!
сей металлов при катагенезе (т.е. на уровне глубин с Т в преде!
лах от 25 до 200 ± 25
O
С), в то время как другие породы, со значи!
тельными примесями сапропелевого ОВ, накапливают и сохра!
няют рудные элементы вплоть до начала зеленосланцевой ста!
дии метаморфизма включительно.
Именно к последней категории принадлежат осадки выше!
названных фаций глубинных подводных конусов выноса в Пале!
оверхоянском позднепалеозойском морском бассейне котло!
винного типа. А иные фации, локализованные ближе к прибреж!
ным участкам того же бассейна, содержат в составе своих ОВ
гораздо большую долю гумусовых веществ, вследствие чего они
изначально оказывались относительно менее насыщенными зо!
лотом и др. металлами. Этот фактор следует непременно учи
тывать при поисковых и прогнознооценочных работах.
Механизм процессов дифференцирования металлов в раз!
личных фациях представляется таким: автохтонное ОВ шельфа
(морской фитопланктон и зоопланктон), а также аллохтонное
ОВ, генетически связанное с биосом суши, гумусом почв и ОВ
эродируемых древних пород, поставляемое в морской бассейн
разными путями, среди которых наиболее вероятен речной
сток; они попадают на шельф и скапливаются на подводном
продолжении речных дельт. Отсюда огромные массы алевро!
пелитового материала устремляются к подножью континенталь!
ного склона в турбидных потоках. При этом ОВ и связанные с
ним рудные элементы оказываются в благоприятных для со!
хранности условиях, консервируясь в дистальных турбидитах
вследствие практически мгновенного их осаждения. Глубоково!
дье обеспечивает здесь примесь планктоногенного ОВ сапро!
пелевого ряда. Благодаря ей подводные конуса становятся гео
химическими барьерами для концентрирования не только золо!
та, но также молибдена, ванадия, меди, цинка, никеля, хрома,
кобальта, рения, серебра, мышьяка и редких земель.
За счет этих элементов в эпохи интенсивного накопления
сапропелевого ОВ возникают сингенетичные выделения рудных
минералов в форме тонкодисперсных сульфидов или изоморф!
ных примесей в диагенетическом пирите. Однако они нигде не
образуют промышленных концентраций. Но их наличие само по
себе служит благоприятной предпосылкой для физико!химиче!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 227777
ских реакций на последующих стадиях катагенеза, метагенеза и
раннего метаморфизма, в процессе которых осуществлялось
перераспределение и вторичная локализация кварцевой и зо!
лоторудной минерализации, как описано в работе (Япаскурт,
Симанович, Старостин, 2007).
10.7. Корреляция металлоносности
с зональностью постседиментационного
литогенеза и метаморфизма морских
отложений
Обилие законсервированного в дистальных турбидитах ОВ
служит благоприятной энергетической предпосылкой для физи!
ко!химических реакций на различных стадиях катагенетических
и раннеметаморфических преобразований пород, в процессе
которых происходит перераспределение и локализация кварце!
вой и золоторудной минерализации. Причем проявления золо!
торудной минерализации находятся в строгой зависимости от
степени преобразований пород. Например, как показали наши
исследования в Северном Верхоянье, в высокоуглеродистых
породах, принадлежащих к отложениям фации дистальных тур!
бидитов, там, где они преобразованы вплоть до стадии глубоко!
го катагенеза включительно (зоны III–V, см. рис. 10.5.), локали!
зация золота не происходит. Об этом свидетельствует практиче!
ски полное отсутствие там кварцевой минерализации. По!види!
мому, на стадии катагенеза уплотняемые породы еще не достиг!
ли должной степени мобилизации рудных веществ для их актив!
ного перераспределения.
На последующей стадии метагенеза, которая четко фикси!
руется появлением структурно!минеральных новообразований
зоны VI (см. рис. 10.5.), глубокие погружения пород совместно с
дислокациями приводят к таким напряженным термобаричес!
ким обстановкам, при которых рудогенерационные процессы
начинают определяться качественно иными, чем при катагенезе
условиями. Уплотнение пород здесь практически достигло сво!
его предела, система взаимосвязанных пор в них исчезла и на!
чалось господство химических реакций между минеральными
частицами в твердом состоянии, активизируется диффузия ио!
нов к границам частиц. Возникли принципиально новые структу!
22 77 88 ОО ..ВВ .. ЯЯпп аа сс ккуу рртт
ры, в их числе — рекристаллизационно!грануляционного блас!
теза в кварце. Тут же при Т порядка 210
O
С резко активизируется
термальное разложение и обуглероживание ОВ с интенсивной
генерацией метана. Породы, обогащенные сапропелевым ОВ
становятся глинисто!углеродистыми сланцами. В них фиксиру!
ются признаки перераспределения кварцево!золоторудной ми!
нерализации: появляются кварцевые прожилки альпийского ти!
па в парагенезе с кливажом раскола, локальная вторичная пири!
тизация, серититизация и карбонатизация. В кварце, в некото!
рых прожилках была отмечена слабая (до 0,02 г/т) золотая ми!
нерализация.
Таким образом, регенерационно!грануляционный бластез
песчаных кварцевых зерен маркирует зону, в которой начинает!
ся мобилизация золоторудной минерализации. Следующие две
зоны VII и VIII отвечают началу метаморфических процессов зе!
леносланцевой стадии (см. рис. 10.5., 10.7., 10.8). Переходная
зона VII (рассланцованных песчаников и филлитовидных слан!
цев) характеризуется интенсивным развитием в песчаниках
структур дифференциального скольжения вдоль волнисто!из!
вилистых поверхностей кливажа течения, а также зарождением
сегрегационно!сланцеватых текстур в глинистых разностях,
преобразованных в филлитовидные сланцы. Постепенно сменя!
ющая зона VIII (сланцеватых метапесчаников и мусковит!квар!
цевых сланцев) отличается широким развитием кристаллизаци!
онной сланцеватости, появлением заметного количества муско!
вита и массовым развитием структур рекристаллизационно!
грануляционного бластеза. Парагенезисы минералов типичны
для кварц!альбит!мусковит!хлоритовой субфации зеленослан!
цевой фации метаморфизма.
Именно в породах зон VII–VIII локализуется максимальное
количество участков с кварцевой и рудной минерализацией.
Этой локализации способствует развитие вторичных текстур
дифференциального скольжения и сланцеватости. Такие тек!
стуры проявлены в форме линзовидных монолитных микро!
блоков (микролитонов), разделенных ветвящимися трещин!
ками.
Микролитоны сами по себе могли быть очагами интенсив!
ной дегидратации вследствие трансформаций их глинистых и
органических компонент, а ограничивающие их системы трещин
служили коллекторами, по которым мигрировала выделенная
вода (рис. 10.11.). Перераспределение с этой водой части крем!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 22 77 99
незема, по!видимому, обусловило массовое развитие множест!
ва жилок кварца альпийского типа, свойственных зонам метаге!
нетического преобразования черносланцевых формаций (см.
рис. 10.10).
Вместе с этим кремнеземом могли перемещаться и рудные
компоненты, о чем свидетельствует явная корреляционная за!
висимость между локализацией рудопроявлений и площадями
развития вышеупомянутых зон.
Зона IX (сланцеватых метапесчаников, метаалевролитов и
кварцево!слюдяных сланцев с метаморфогенным биотитом),
отвечающая кварц — альбит — эпидот — биотитовой субфации
зеленосланцевой фации и местами эпидот — амфиболитовой
фации (нерасчлененными), представлена породами с лепидог!
ранобластовой, местами с бластоалевропелитовой структурой
и сегрегационной линзовидно!полосчатой, пятнистой тексту!
рой. Наряду с хлоритом!пеннином и радиально!лучистым скоп!
лением лейст мусковита, для этой зоны характерно появление
радиально!лучистых агрегатов или вростков плеохроирующей
22 88 00 ОО ..ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт
Рис. 10.11. Кливажированный песчаник сетачанской свиты С
2
из
зоны VII метагенеза Орулганского антиклинория. Шлиф, без ана"
лизатора. По О.В. Япаскурту (1992, с. 120).