Меню
Главная
Авторизация/Регистрация
 
Главная arrow География arrow Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо- и рудообразования

Конкретные материалы и результаты прецизионных исследований

Не претендуя на полный охват проблемы, мы сосредоточили внимание только на одной из конкретных задач: установить зависимость составов мусковит-фенгитов и хлоритов от температурной ступени процесса, выявить и проследить этапы «выравнивания» состава их смесей по мере усиления перекристаллизации пород накануне и на начальной стадии метаморфизма, попутно учитывая исходные составы, фациальную принадлежность отложений и особенности тектонического режима во время их предметаморфических изменений.

С этой целью были выбраны четыре объекта, расположенные в разных тектонических зонах и детально изученные ранее (рис. 11.1.). Проведено сравнение комплексов терригенных (песчаных и алевропелитовых) отложений мезозойского, позднепалеозойского и докембрийского возрастов с близкими (преимущественно полимиктовыми) составами седиментогенных минеральных компонентов. Эти отложения накапливались в одинаковых, дельтово-морских, обстановках, однако после стадии седиментации пребывали в существенно различающихся эндогенных Р-Т условиях (см. ниже). Образцы пород из этой коллекции были впервые изучены под электронным микроскопом и проанализированы с помощью микрозонда на кафедре петрологии геологического факультета МГУ О.В. Парфеновой.

Определение составов аутигенных мусковитов и хлоритов проводилось на растровом электронном микроскопе Camscan- 4DV с энергодисперсионным анализатором фирмы Link модель AN 10000. Ускоряющее напряжение 15 кВ, ток зонда 1.2 х 10-9А. Суммарное содержание всех проанализированных компонентов приведено к 100%, поскольку ненормированная сумма не соответствует реальной, что вызвано отсутствием в приборе стабилизатора тока пучка электронов. Невозможность определения содержания воды в слюдах и хлоритах является недостатком данной методики, однако сравнение полученных при ее использовании анализов между собой, а также с анализами, выполненными по аналогичной методике, безусловно является корректным.

Объектами исследования (в порядке последовательного усложнения их тектонического строения и усилия степени изме- ненности пород) являются (см. рис. 11.1.):

Схема местонахождения объектов исследования (заштрихованные контуры) и их №№, согласно текстовому описанию

Рис. 11.1. Схема местонахождения объектов исследования (заштрихованные контуры) и их №№, согласно текстовому описанию.

  • 1) . Отложения среднего, верхнего триаса и нижней юры Колтогорско-Уренгойского грабен-рифта в основании чехла эпипалеозойской Западно-Сибирской платформы, вскрытые на глубинах между 5500 и 6150 м Тюменской сверхглубокой скважиной СГ-6, вблизи г. Уренгой. Они подробно описывались О.В. Япаскуртом, В.И. Горбачевым и др. (1994, 1997а, 19976);
  • 2) . Отложения средней, верхней юры и нижнего мела При- верхоянского прогиба, обнаженные в низовьях р. Лены (в окрестностях пос. Кюсюр и Чекуровка), а также на соседнем с востока хребте Туора-Сис (в ядре Тасаринской синклинали) (Япас- курт, 1988, 1992);
  • 3) . Отложения верхоянского терригенного комплекса, развитые к востоку от предыдущего участка и принадлежащие северо-западной ветви складчатого пояса мезозоид — осевой зоне Верхоянского мегантиклинория. К ним относятся: породы средне-, позднекаменноугольного, пермского и триасового возраста из обнажений на северном участке Орулганского хребта в верховьях рек Джарджан, Согуру-Уэль-Сиктях и на южных отрогах Хараулахского хребта (Япаскурт, 1992; Япаскурт и др., 1997);
  • 4) . Отложения докембрия, обнаженные на своде Улутауско- го поднятия, принадлежащего к крупным структурным элементам складчатой системы каледонид северо-запада Центрального Казахстана. Стратиграфия докембрия этого региона разработана Ю.А. Зайцевым и Л.И. Филатовой, а литологические особенности фрагмента разреза среднего протерозоя и рифея описаны и опробованы в 60-х годах прошлого века О.В. Япаскуртом (1971, 1976, 1977). Рассматриваемый здесь участок расположен юго-западнее пос. Карсакпай Джезказганского района Республики Казахстан — на водоразделе р.р. Дюсембай и Беле- уты. Структурно он относится к восточному крылу Майтюбин- ского антиклинория, а образцы пород принадлежат кумолин- ской свите среднего протерозоя, белкудукской свите нижнего- среднего рифея и белеутинской серии верхнего рифея.

Поскольку подробные сведения о вещественном составе, строении и условиях формирования изученных комплексов содержатся в цитированной выше литературе и отчасти в главе 10, здесь приводятся лишь некоторые данные, касающиеся поставленной выше задачи, а именно сведения о стадийности и пале- отемпературных условиях постседиментационного преобразования исследуемых пород.

На 1-м участке, выделенном в Колтогорско-Уренгойской

депрессии, согласно стадиальному анализу парагенезов аути- генных минералов и замерам степени углефикации витринито- вых компонентов ОВ в породах триаса, доказано, что эти породы в процессе своего погружения прошли стадию глубинного (позднего) катагенеза и вступили в стадию раннего метагенеза при максимальных палеотемпературах до 200-250°С (Япаскурт, Горбачев и др., 1997а, 19976; Галушкин и др., 1996).

На 2-м участке, находящемся в пределах Приверхоянского прогиба, постседиментационная измененность отложений мезозоя весьма неоднородна. Она последовательно увеличивается сверху вниз по разрезу и существенно возрастает вкрест простирания тектонической структуры — с запада на восток (в том же направлении многократно увеличиваются мощности и, следовательно, палеоглубины залегания одновозрастных породных комплексов). На западном (платформенном крыле прогиба степень измененности терригенных пород отвечает стадии раннего катагенеза, а марки чередующихся с ними углей отвечают в основном бурым и длиннопламенным (палеотемпературы менее 100°С). На восточном, или прискладчатом, крыле те же породы прошли стадию позднего катагенеза и, местами, метагенеза, а угли достигли промышленных марок — жирных, коксовых либо отощенно-спекающихся. Соответствующие палеотемпературы оцениваются в пределах от 150 до 250°С (Япаскурт, 1992). У этих образований более сложная история литификации по сравнению с отложениями 1-го участка: после интенсивного погружения в конце мезозоя они испытали дислокации, вызванные надвигом с востока складчатых сооружений Верхоянской СНС (3-й участок), а также, вместе с породами последнего, подвергались влиянию локальных эндогенных термальных импульсов.

  • 3-й участок, принадлежащий Верхоянскому складчатому поясу, подробно описан в предыдущей главе 10. Этот участок характеризуется еще более сложными и многостадийными породными изменениями, чем на предыдущих территориях. Основные этапы этих породных изменений были обусловлены: 1 — интенсивными погружениями; 2 — процессами тектоно-магма- тической активизации с эндогенными термальными импульсами на рубеже между пермским и триасовым периодами и 3 — процессами тектонической активизации в позднеюрскую и позднемеловую эпохи. С двумя последними этапами связываются ореолы зональных метаморфических изменений, которые были впервые обнаружены в Южном Верхоянье Н.Г. Андрияновым и И.М. Симановичем (Симанович, 1994), а непосредственно на рассматриваемой территории откартированы О.В. Япаскуртом и В.С. Андреевым (1985). Было доказано, что ореолы зон метаморфизма пересекают стратиграфические границы, поэтому максимальные изменения пород (присутствие метаморфогенного биотита, ставролита и граната) присущи не только самым древним отложениям (каменноугольным), но кое-где и вышележащим (пермским, триасовым); подробнее об этом см. выше, в разделах 10.4 и 10.5. Один из таких ореолов (расположенный в междуречье верховьев Улахан-Унгуохтан и Согуру-Уэль-Сиктях) находится непосредственно на рассмотренной здесь территории.
  • 4-й участок, расположенный на Улутауском поднятии, представляет собой регионально метаморфизованные и интенсивно дислоцированные докембрийские породы. Это в основном кварц-альбит-слюдяные сланцы с бластопсаммитовыми структурами. В них оптическими наблюдениями устанавливались равновесные минеральные парагенезы фации зеленых сланцев.

Обратимся теперь к сравнительной оценке данных микро- зондового исследования слюд и хлоритов в породах вышеперечисленных участков.

Общеизвестно, что гидрослюды и хлориты терригенных пород могут представлять собой гетерогенные смеси, в которых крайне трудно оценить долю обломочной, трансформированной и новообразованной составляющих. По мнению В.А. Дрица и А.Г. Коссовской (1991), исключение составляют цементы песчаных пород, в которых путем микроскопического и электронномикроскопического изучения всё же удается выявить новообразования слюдистых минералов. Именно поэтому основным объектом нашего исследования были выбраны преимущественно песчаники.

Детальное электронно-микроскопическое исследование минералов, заполняющих поровое пространство в песчаниках, предшествовало микрозондовому определению их составов. Это изучение показало прекрасную окристаллизованность слюд, хлоритов, кварца и полевых шпатов, что, без сомнения, подтверждает их аутигенное происхождение. Эти минералы образуют регенерационный цемент песчаников или замещают обломочные зерна. Составы аутигенных слюд и хлоритов из песчаников и в единичных пробах филлитов (для сравнения) приведены в таблицах 1-8 статьи (Япаскурт, Парфенова, 2000), куда и адресуем читателя. В процессе изучения аутигенных мусковит- фенгитов и хлоритов из пород всех четырех регионов было выполнено около 180 микрозондовых анализов. Для каждого образца приводится по два максимально различающихся анализа мусковита и хлорита, а в случае близости составов этих минералов — только один анализ. Итоги анализов будут показаны ниже, на графике.

Характер изменения содержания щелочей в диоктаэдриче- ских белых К-слюдах оказался весьма информативным критерием, и позволил оценить принадлежность пород к анхизоне или к эпизоне анхиметаморфизма (температурные рубежи порядка 270-30QPC) либо к хлорит-серицитовой фации метаморфизма (температура выше 300°С). Авторы использовали параметры, установленные для низкотемпературных комплексов Альп и Западных Карпат (Hunzikeretal., 1986; Кориковский и др., 1995; Korikovsky et al., 1989, 1992, 1997, 1999). Этими исследователями было показано, что недосыщенные щелочами иллиты стабильны в анхизоне, но, тем не менее, они могут перемежаться с насыщенными К-слюдами, в которых ?(К + Na) до 1.0 форм, ед. С переходом в эпизону нижний предел содержания (К + Na) повышается (не ниже 0,85 форм, ед.), то есть иллиты полностью вытесняются высококристалличными мусковит-фенгитами с суммой щелочей 0,85-1,0 форм. ед. При переходе к зоне зеленосланцевого метаморфизма эта величина возрастает незначительно, но появляется другой, дополнительный критерий равновесности минеральных парагенезисов: полное исчезновение реликтов обломочных слюд или продуктов их промежуточной метастабильной перекристаллизации — Ti-содержащих хлоритов (McDowel, Elders, 1980) или фенгитов (Korikovsky et al., 1992), встречающихся в анхи — и эпизонах. В наших исследованиях оба эти критерия оказались тесно взаимосвязанными.

Другим важным параметром степени измененности пород является величина суммарного заполнения катионами октаэдрических позиций в кристаллических решетках хлоритов — см. в таблицах 5-8 статьи (Япаскурт, Парфенова, 2000).Эта величина, поданным В.А. Дрица и А.Г. Коссовской (1991), позволяет отличать собственно хлориты от «дефектных» хлоритов и смешанос- лойных хлорит-сапонитов или хлорит-вермикулитов. Нижний предел суммы октаэдрических катионов для выделения собственно хлоритов принят равным 5,5. По мере увеличения степени преобразования пород суммарное заполнение октаэдрических позиций неизменно возрастает, приближаясь к значению 6,0. Этот параметр (Дриц, Коссовская, 1991) более надежно отражает уровень преобразованности пород, чем степень замещения Si на AI в тетраэдрах или увеличение магнезиальности хлоритов, которое зависит от первичного состава пород. Изменение величины суммы октаэдрических катионов в аутигенных хлоритах из пород палеогенового разреза Аляски было успешно использовано С. Куртисом с соавторами для оценки условий формирования пород (Curtis et al., 1985).

Обратимся к интерпретации полученных нами данных, включая сумму калия и натрия в формульных единицах в муско- вит-фенгитах и сумму катионов, занимающих октаэдрические позиции в хлоритах (?ок), рассчитанных для всех четырех геологических объектов исследования (рис. 11.2. и 11.3.). Вначале

Диаграммы изменения параметров

Рис. 11.2. Диаграммы изменения параметров: (Na + К) аутигенных слюд (верхняя) и ?ок хлоритов (нижняя) для объектов:

(А) — пород J1 — Т2 разреза Тюменской скв. СГ-6; (Б) — пород докембрия Улутау. По горизонтальной оси номера анализируемых образцов и их возраст. Условные обозначения см. на рис. 11.3.

Диаграммы изменения параметров слюд и хлоритов мезозойских и палеозойских отложений Приверхоянского прогиба и Верхоянского мегантиклинория

Рис. 11.3. Диаграммы изменения параметров слюд и хлоритов мезозойских и палеозойских отложений Приверхоянского прогиба и Верхоянского мегантиклинория (А); Б — обобщенный геологический разрез; В — палеотектонический профиль — глубины дос- кладчатого погружения осадочных толщ (до их метаморфизма):

1 — граница анхи— и эпизоны по содержанию (Na + К) в слюдах, 2 — усредненные значения степени Хок хлоритов; 3 — значения замеров (Na + К) форм, ед. в образцах; 4 — то же для Хок; 5 — номер образца и его местоположение в разрезе; 6 — геологические границы; 7 — разломы; 8 — силлы раннетриасовых диабазов; 9 — участки зонального метаморфизма; 10 — отложения раннего палеозоя и докембрия.

сопоставим наиболее контрастно измененные образования: относительно слабо измененные на 1 -м участке и наиболее интенсивно преобразованные на 4-м участке.

 
Посмотреть оригинал
Если Вы заметили ошибку в тексте выделите слово и нажмите Shift + Enter
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >
 

Популярные страницы