ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ, 2007, № 1, с. 84-92
УДК 551.25
ПОСТСЕДИМЕНТАЦИОННЫЙ ЛИТОГЕНЕЗ ТЕРРИГЕННЫХ КОМПЛЕКСОВ В СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЯХ: СТРУКТУРЫ ПОРОД И КЛИВАЖ
© 2007 г. И. М. Симанович
Геологический институт РАН 119017 Москва, Пыжевский пер., 7;
E-mail: simanovich@ginras.ru
Поступила в редакцию 14.09.2006 г.
Для постседиментационного литогенеза складчатых терригенных компплексов пассивных окраин континентов, породы которых не содержат метаморфических минералов, характерны простейшие типы кливажа - межзерновой кливаж и сланцеватость глинистых пород. Области развития кливажа совпадают с выделяемыми на площади зонами метагенеза (анхиметаморфизма). Кливаж нередко наложен на структуры, сформированные в процессе литогенеза погружения (верхоянский терри-генный комплекс); в других случаях кливаж проявляется как завершающий этап соскладчатого формирования микроструктур терригенных пород (юра Южного Дагестана).
Постседиментационный литогенез - это совокупность процессов, начинающихся с первых проявлений диагенеза и заканчивающихся с появлением типичных метаморфических минералов и установлением минеральных равновесий, свидетельствующих об условиях повышенных температур и давлений.
Согласно представлениям отечественных ученых [Коссовская, Шутов, 1955, 1971; Логвиненко, 1968], сложившихся во второй половине XX века, происходит постепенное нарастание степени преобразования осадочных пород от диагенеза к метаморфизму по схеме: диагенез —► начальный катагенез —► глубинный катагенез —► метагенез —- метаморфизм. Под влиянием идей Л.В. Пустовалова [1956], А.Г. Коссовская и В.Д. Шутов [1976] пришли к выводу, что стадия регионального эпигенеза (катагенеза) подготавливает неравновесные системы осадочных пород к постепенному переходу к начальному метаморфизму. Близких представлений придерживались Н.В. Логвиненко [1968] и многие другие исследователи. На примере складчатой системы Западного Верхоянья А.Г. Коссовская и В.Д. Шутов [1976] постулировали постепенное стирание специфики петрографического состава пород верхоянского терригенного комплекса при их погружении на все большие глубины и их переход к биотитовой, а затем и к ставролитовой ступеням метаморфизма.
Многие зарубежные ученые, исследовавшие рассматриваемую проблему [Dunooyer de Segon-zac, 1970; Weaver, 1984], также считают, что степень преобразования осадочных пород напрямую связана с глубиной их погружения в соответствии
с представлениями о "метаморфизме погружения", развитыми в работах Г. Винклера [1979], Р.Х. Вернана [1980] и ряда других петрологов.
В последние годы на основании синтеза результатов собственных исследований и анализа литературных данных мы [Симанович, Япаскурт, 2002; Симанович и др.,2004] разработали принципиально иную концепцию, которая заключается в следующем: главными факторами, определяющими характер процессов постседиментационного литогенеза терригенных комплексов, являются их принадлежность к тому или иному типу осадочных бассейнов (ОБ) и разнообразные проявления последующей геодинамической эволюции этих бассейнов (табл. 1). Постседиментационные преобразования в недеформированных ОБ (литогенез погружения) и деформированных (орогенный катагенез, метагенез) отличаются не только наличием или отсутствием стрессовых деформаций, но и изменением флюидного режима. По A.A. Мараку-шеву [1988], в недеформированных ОБ литоста-тическое и флюидное давление примерно равны, что является основным препятствием к осуществлению метаморфических реакций дегидратации и декарбонатизации. Развитие тектонических дислокаций создает особый (метаморфогенный) режим преобразования осадочных пород, так как при этом литостатическое давление становится значительно больше давления флюидов.
СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЕ И ЛИТИФИКАЦИЯ В ПРОЦЕССАХ ЛИТОГЕНЕЗА ПОГРУЖЕНИЯ
Поскольку главной задачей, поставленной в настоящей статье, является выяснение генезиса
Таблица 1. Геодинамические типы постседиментационного литогенеза
Типы ОБ Стадии постседиментационного литогенеза Источник данных
недеформированные ОБ деформированные ОБ
Древние и молодые платформы Диаг Ката енез генез Копелиович,1965 Осадочные бассейны, 2004 Симанович, 1978, 2000 Симанович, Япаскурт, 2002
Рифты и авлакогены Диаг Ката Метам< погруж енез генез - орфизм ения (?) -Метагенез (анхиметаморфизм) Логвиненко,1968 Симанович, 2000 Ревердатто и др., 1992, 1995
Пассивные окраины континентов Диаг Ката енез - генез - -» Орог ката Мета (анхимета Метам ;нный генез генез морфизм) орфизм Лукьянова, 1995 Симанович, Япаскурт, 2002 Симанович и др., 2004 Коссовская, Шутов, 1955, 1976 Симанович, Япаскурт, 2002 Симанович и др., 2004 Япаскурт, 1999 Кориковский, 1995
Активные окраины континентов Диаг Ката (цеолито! метамо енез - генез ?ая фация физма) -- Аккрен диаг Метам глаукоф ти ионный енез орфизм )анового па Чамов, Курносов, 2001 Coombs, 1960
структур и микротекстур в терригенных толщах складчатых областей, необходимо разобраться в процессах, происходивших до начала складчатости, в додеформационную стадию существования ОБ, так как именно эти процессы во многом определяют характер последующих преобразований под влиянием стресса.
Скорость литификации терригенных осадков определяется, прежде всего, их гранулометрическим составом. A.B. Копелиович [1965], считавший, что переход глинистых осадков из текуче-пластичной консистенции в полутвердую осуществляется довольно быстро, уже на глубине нескольких метров, предложил принять этот переход за границу между диагенезом и эпигенезом (катагенезом), а для рыхлых песчаных осадков этот же этап условно соотносить со временем начала литификации вышележащего слоя глини-
стых отложений. По мере накопления вышележащих осадков происходит значительное уменьшение пористости глинистых пород и увеличение степени их литификации (табл. 2).
Таким образом, начиная с глубины всего несколько метров и до глубин порядка 7-10 км в условиях литогенеза погружения происходит прогрессивное и направленное уплотнение глинистых пород и превращение их в неразмокающие аргиллиты.
Совсем иначе ведут себя песчаные породы в процессах литогенеза погружения, если, конечно, они не были сцементированы карбонатным, глинистым, гипсовым и др. цементами на ранних стадиях преобразования. A.B. Копелиович [1965] отмечал, что в третичных, мезозойских, а иногда и в палеозойских разрезах платформенного чехла нередко встречаются пласты несцементирован-
Таблица 2. Пористость и отношение глинистых пород к воде (по Н.В. Логвиненко [1968], с сокращениями)
Породы Пористость, % Отношение к воде Мощность покрывающих осадков
Глина аллювия Волги 50 Легко размокают в воде Несколько метров
Глина карбона, Подмосковье 37 Размокают в воде 100-200 м
Аргиллиты среднего карбона Донбасса 10-12 С трудом размокают в воде Более 4 км
Аргиллиты среднего карбона Донбасса 1-3 Не размокают в воде Более 7 км
ных рыхлых песков. Рыхлые пески отмечались даже в скважинах, вскрывших рифейские отложения (устное сообщение В.В. Костылевой).
Однако гораздо чаще, при погружении на относительно небольшие глубины (первые километры), пески превращаются в прочные песчаники в результате развития структур растворения под давлением и сопряженной с этим процессом регенерации кварцевых обломочных зерен [Ко-пелиович, 1965; Симанович, 1966, 1978; Логвиненко, 1968; Япаскурт, 1999; Heald, 1955, 1956; Lerbekmo and Platt, 1962]. А.В. Копелиович описал три типа структур растворения, возникающих под литостатическим давлением, многократно усиливающимся в точках соприкосновения обломочных зерен: конформные, микростилолитовые и инкорпорационные (рис. 1а). При растворении значительная часть кремнекислоты и других компонентов переходят в раствор. Поскольку объем обломочных зерен пропорционален третьей степени их поперечных размеров, можно приблизительно вычислить объем растворенного вещества [Копелиович, 1965]. В частности, уменьшение поперечных размеров на 5, 10, 20% соответствует растворению на 14.2; 27.1 и 48.8% от их изначального объема.
В условиях примерного равенства литостати-ческого и флюидного давления градиент концентрации SiO2 и других компонентов возникает между напряженными участками, в которых происходит растворение зерен, и зонами наименьшего давления, т.е. порами, в которых и происходит переотложение вещества. В кварцевых, олиго-миктовых и аркозовых песчаных породах это чаще всего кварц, регенерирующий обломочные зерна. В полимиктовых песчаных породах (граув-акках), в которых нередко содержится до 50% обломочного кварца, также наблюдается регенерация кластогенных зерен, но проявлена она заметно слабее [Япаскурт, 1992]. В результате описанных процессов в стадию глубинного катагенеза происходит литификация песчаных пород.
Несмотря на долгую историю изучения структур растворения под давлением и сопряженной с ними регенерации обломочных зерен, многое в этой проблеме до конца не прояснилось. Очевидно, например, что обилие слюдистого детрита в
песчаных породах явно катализирует и интенсифицирует процесс растворения кластогенного кварца и других обломочных зерен, что, вероятно, обусловлено созданием щелочной среды при катагенетическом разложении биотита. В контакте с разложенной слюдой нередко происходит сложное фестончатое изъедание обломочных зерен с двукратным и более сокращением их поперечных размеров. Такие формы часто называют структурами гравитационной коррозии.
Слойки с обильным слюдистым детритом, в которых интенсивно развиты структуры растворения под давлением, иногда чередуются с маломощными прослоями, состоящими из хорошо сортированного и промытого кварцевого обломочного материала. Структуры растворения в таких слойках не формируются; они цементируются аутигенным кварцем за счет выноса кремнекислоты из выше- и нижележащих слойков, в которых происходит растворение кварца под давлением с каталитическим участием разлагающегося слюдистого детрита [Симанович, 1966; Симанович, Костылева, 1994].
Важно отметить, что структуры растворения под давлением формируются не постепенно, по мере погружения под толщей перекрывающих осадков, а практически (в ге
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.