ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ, 2004, № 6, с. 638-650
УДК 551.25
О ВЛИЯНИИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ФАКТОРОВ НА ПОСТСЕДИМЕНТАЦИОННЫЙ ЛИТОГЕНЕЗ ЮРСКИХ ТЕРРИГЕННЫХ КОМПЛЕКСОВ КАВКАЗА (ЮЖНЫЙ ДАГЕСТАН)
© 2004 г. И. М. Симанович, Д. И. Головин, М. И. Буякайте, В. И. Виноградов, Б. Ä. Сахаров, В. У. Мацапулин*, Ä. Л. Соколова, Е. В. Покровская
Геологический институт РАН 119017 Москва, Пыжевский пер., 7, E-mail: simanovich @geo.tv-sign.ru * Институт геологии ДНЦ РАН 367030 Махачкала, ул. М. Ярагского, 75 Поступила в редакцию 24.11.2003 г.
В статье на примере тоар-ааленских комплексов Южного Дагестана рассмотрено влияние геодинамических факторов на постседиментационный литогенез терригенных толщ при смене режима от пассивной окраины континента к активной. Установлено, что литификация глинистых пород осуществлялась в условиях литогенеза погружения, а орогенный катагенез песчаных пород обусловлен стрессом, инициированным начальной (амагматичной) фазой субдукции. По индексу Кюблера выявлена постседиментационная зональность, хорошо согласующаяся с интенсивностью проявления складчатости и кливажа. С областью проявлений кливажа совпадает зона метагенеза. Из этой зоны по глинистым породам Rb-Sr и K-Ar методами определен возраст 180-190 млн лет, который интерпретируется как время максимального проявления постседиментационного литогенеза.
Целью настоящего исследования является установление по площади и во времени закономерностей процессов постседиментационного литогенеза под влиянием геодинамических факторов на примере тоар-ааленских терригенных толщ Южного Дагестана. В общем виде вопрос о геодинамических типах постседиментационного литогенеза рассмотрен в статье И.М. Симановича и О.В. Япаскурта [2002]. В этой работе констатируется, что в складчатых областях переход от литогенеза погружения (диагенеза, катагенеза) к метагенезу (анхиметаморфизму) происходит в результате смены геодинамических режимов, выражающихся в проявлении складчатости, кливажа, изменении флюидно-термальной обстановки. Установлено, что в одних случаях метагенез и метаморфизм наложены на литифицированные породы, прошедшие стадию глубинного катагенеза, в других -прерывают процессы литогенеза погружения на стадиях начального катагенеза и даже диагенеза. Сделан вывод, что влияние на постседиментационный литогенез множества факторов интегрируется геодинамическими режимами конкретных осадочных бассейнов.
Необходимость более детального изучения поднятой проблемы на примере конкретных модельных объектов предопределила выбор в этом качестве мощного терригенного юрского комплекса Северо-Восточного Кавказа, накопление которого происходило в условиях пассивной окраины континента. Эти отложения в конце аале-
на-начале байоса подверглись раннеальпийской складчатости в результате смены геодинамического режима от пассивной окраины континента к активной.
При проведении полевых исследований мы стремились, по мере возможности, охватить все стратиграфические подразделения тоар-аален-ского терригенного комплекса и, главное, отобрать образцы и пробы из районов с разными типами складчатости и кливажа. Всего описано 95 обнажений, из которых отобраны образцы песчаников, алевролитов и аргиллитов, а также 70 проб аргиллитов и сланцев для выделения глинистых фракций (рис. 1).
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ЛИТОЛОГИЧЕСКИЙ СОСТАВ ТОАР-ААЛЕНСКИХ КОМПЛЕКСОВ
В работе использованы материалы геологической съемки масштаба 1 : 50000, проведенной геологами Северо-Кавказского ПГО в 1985 г. (С.И.Сыровацкий и др.), на основании которых построена мелкомасштабная схема геологического строения района исследований (см. рис. 1). По данным этих авторов, мощности среднеюр-ских отложений в различных структурно-фаци-альных зонах региона колеблются от 2.8 до 5 км.
В целом, тоарские и ааленские комплексы на изученной территории однотипны по строению и представлены ритмичным чередованием просло-
тгггг
2 1.1.1.1.1.1
• • • • • • • • < Л 3
4
5
6
7 •
8 А
>==== 9 ■
11 12
13
14
15
16
17
18
10 км
Рис. 1. Схема геологического строения и зоны постседиментационного преобразования (использованы материалы С.И. Сыровацкого и др.).
1, 2 - нижняя юра (1 - нижний-верхний тоар; 2 - верхний тоар); 3-8 - нижняя и средняя юра (3 - тоар-аален, свита Бурши (на севере) и бежетинская свита (на юге); 4 - нижний аален; 5 - нижний-верхний аален; 6 - верхний аален; 7 - аален-байос; 8 - байос-бат); 9 - верхняя юра; 10 - верхняя юра - нижний мел; 11 - геологические границы; 12 - разломы; 13 -граница зон орогенного катагенеза I и II (К.1. = 0.60); 14 - граница зоны орогенного катагенеза II и метагенеза (К.1. = = 0.42); 15 - государственная граница; 16-18 - точки опробования, минералы ряда гидрослюда-серицит (16 - Ad 0 -0.05; 17 - Ad 0.06-0.15; 18 - Ad >0.15).
ев песчаников, алевролитов и аргиллитов, соотношение которых существенно меняется от толщи к толще в тоар-ааленских разрезах. По данным Ю.О. Гаврилова [2002], нижне-среднеюрский комплекс Северо-Восточного Кавказа формировался под влиянием крупной речной системы, выносившей в бассейн осадконакопления огромные массы терригенного материала. Накопление осадков дельты компенсировалось интенсивным погружением ложа водоема, а также эвстатичес-кими колебаниями уровня моря, что приводило к отступлению или выдвижению дельты в сторону
моря. Этим обусловлено отчетливо выраженное циклическое строение тоар-ааленской толщи. Ю.О. Гаврилов [2002] выделяет циклы трех порядков, при этом образование циклов первого порядка (сотни метров) обусловлено периодическим прогибанием ложа бассейна и его компенсационным выполнением; циклы второго порядка (десятки метров) связаны с выдвижением в море песчаных лопастей дельты. Циклы первого и второго порядков характеризуются регрессивным типом строения. Тонкое (сантиметры) переслаивание алевритовых и глинистых слойков (циклы тре-
тьего порядка), вероятно, обусловлено сезонными (паводковыми) изменениями состава взвеси.
Важно подчеркнуть, что накопление тоар-ааленских толщ Северо-Восточного Кавказа происходило в режиме пассивной окраины континента [Панов, 2001; Ломизе, Панов, 2002].
В пределах исследованной территории (см. рис. 1) складчатость отчетливо зональна: в целом напряженность складчатости и дизъюнктивных деформаций возрастает с северо-востока на юго-запад [Шолпо, 1964; Шолпо и др., 1993].
Для северных частей изученной площади, в пределах левобережья р. Самур и Самурского хребта выделяется зона коробчатых складок, в пределах которой наблюдаются участки пологого и даже горизонтального залегания, разделенные полосами крутого залегания (на крыльях складок). Амплитуда складок составляет 500600 м, их ширина измеряется первыми километрами.
Значительная часть исследованного района относится к складчато-глыбовой зоне Бокового хребта (междуречья рек Самур и Ахтычай, верховья р. Самур). В пределах этой зоны развиты симметричные и асимметричные округлые и остроугольные складки, осложненные крутыми мелкоамплитудными разломами, а также многочисленными разрывами типа взбросов.
Тоар-ааленские толщи Бежитинской складчатой зоны обнажаются в узких тектонических блоках между складчато-глыбовой зоной Бокового хребта и складчатой зоной Главного хребта (см. рис. 1). В пределах этих блоков развиты асимметричные, иногда опрокинутые остроугольные и округлые складки, часто осложненные мелкой складчатостью.
В юго-западной части района выделяется складчатая зона Главного Кавказского хребта. Это область интенсивной и сложной складчатости. Характерны асимметричные остроугольные, гребневидные, опрокинутые, нередко изоклинальные складки, осложненные многочисленными взбросами и надвигами.
Толщи тоар-ааленских терригенных пород на большей части исследованной территории Южного Дагестана не кливажированы даже в участках килевидной складчатости. Зона интенсивного кливажа ("аспидные сланцы") прослеживается в верховьях р. Самур (в тоарских толщах); восточнее она кулисообразно переходит в верхнеаален-ские толщи верхнего и среднего течения р. Ахтычай. Показанная на карте (см. рис. 1) зона метагенеза совпадает по площади с областью развития кливажа. Проявления кливажа в интенсивно деформированных байосских толщах не установлено. Кливаж известен в батских отложениях, ближе к осевой части Главного Кавказского хребта.
ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ПОСТСЕДИМЕНТАЦИОННОГО ЛИТОГЕНЕЗА
Песчаники. На всей исследованной площади вне зависимости от возраста и степени деформи-рованности толщ песчаники очень однообразны. Макроскопически это плотные, чаще всего массивные, реже тонкослоистые буровато-серые породы, весьма прочные. По гранулометрии различаются тонко-, мелко- и среднезернистые разновидности. Сортированность обломочного материала, как правило, хорошая, реже - средняя. Окатанность кластических зерен плохая. Глинистая примесь отсутствует или незначительна. По составу обломочных компонентов песчаники также довольно однообразны: кварц составляет 45-55%, плагиоклаз - 8-15% (отмечаются единичные зерна калиевого полевого шпата), обломки пород - 40-50%, кластические слюды - 1-3%. Из акцессорных минералов постоянно присутствуют циркон, турмалин; отмечаются сфен и апатит. Обломки пород представлены литокластами (кремни, кремнисто-слюдистые породы, метаосадочные тонкозернистые породы; очень редко встречаются обломки эффузивов с микролитовой структурой).
Таким образом, по классификации В.Д. Шутова [1967], изученные песчаные породы являются кварцевыми литокластическими граувакками.
Песчаные породы наиболее информативны для решения вопроса о связи процессов их лити-фикации с теми или иными геологическими процессами. В условиях недеформированных осадочных бассейнов (литогенез погружения, платформенные области) литификация песчаных пород происходит в результате растворения обломочных зерен под литостатическим давлением с образованием конформных, инкорпорационных и микростилолитовых контактов между зернами. В условиях примерно равного литостатического и флюидного давления р = Р^) растворенное вещество, главным образом кремнекислота, переотлагается внутри пласта или в соседних прослоях в вид
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.