WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

На правах рукописи

Тучкова Марианна Ивановна ЛИТОЛОГИЯ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ МЕЗОЗОЙСКИХ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН (БОЛЬШОЙ КАВКАЗ, СЕВЕРОВОСТОК АЗИИ) Специальность 25.00.06 – литология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва 2009

Работа выполнена в Учреждении Российской Академии наук Геологическом институте РАН (ГИН РАН)

Официальные оппоненты:

профессор, доктор геолого-минералогических.наук Япаскурт Олег Васильевич (МГУ им. М.В. Ломоносова, ГИН РАН, г. Москва) член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук Верниковский Валерий Арнольдович (Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А. Трофимука, г. Новосибирск) профессор, доктор геолого-минералогических наук Постников Александр Васильевич (Российский Государственный Университет нефти и газа им. И.М. Губкина, г. Москва)

Ведущая организация: Учреждение Российской Академии наук Дальневосточный геологический институт Дальневосточного отделения Российской академии наук (ДВГИ ДВО РАН), г. Владивосток

Защита состоится 26 мая 2009 г. в 14 часов 30 минут на заседании диссертационного совета Д 002.215.02 Геологического института РАН по адресу: 119017, г.Москва, Пыжевский пер., д.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологической литературы Секции наук о Земле по адресу: 119017 Москва, Старомонетный пер., 33 (здание ИГЕМ РАН)

Автореферат диссертации разослан 2009 г.

Ученый секретарь диссертационного совета кандидат геолого-минералогических наук Т.А. Садчикова e-mail:tamara-sadchikova@yandex.ru

Общая характеристика работы

Актуальность исследований Начиная со второй половины прошлого века, изучение осадочных комплексов складчатых областей стало одним из главных направлений современной литологии. При этом большое внимание уделялось связи осадконакопления и тектоники (Батурин, 1937;

Рухин, 1947; Шутов, Коссовская, 1955; Коссовская, 1962; Шапиро и др., 1973, 1992;

Япаскурт, 1992; Лукьянова, 1995; Чамов и др., 1996; Маркевич и др., 1989, 2000; Morton et al., 1992, 1994; Garzanti et al., 2000, 2003, 2004; Willner et al., 2003 и многие другие). Однако большинство работ, ставших уже классическими, опиралось на геосинклинальную концепцию (Пустовалов, 1956; Coombs et al., 1959; Коссовская, 1962; Копелиович, 1965;

Фролов, 1965; Шванов, 1984, 1987; Kbler, 1967; Логвиненко, 1968; Шутов, 1960, 1975;

Симанович, 1978; Япаскурт, 1992). Со сменой тектонической парадигмы и переходом на актуалистические модели тектоники плит осадконакопление и история формирования осадочных бассейнов стали рассматриваться во взаимосвязи с геодинамическими обстановками. Примером подобных исследований является ряд отечественных и зарубежных работ, в которых применены современные литологические методы исследования в комплексе с данными стратиграфии, тектоники и петрологии, и позволяющие решать проблемы эволюции осадочных бассейнов и геодинамического развития региона (Буалло, 1985;

Конюхов, 1987; Курносов, 1984; Обстановки осадконакопления, 1990, 1992; Худолей, 2004;

Кориковский и др., 1995; Лукьянова, 1995; Романовский, 1998; Гаврилов и др., 1999;

Буякайте и др., 2003; Чамов, Курносов, 2001; Кринари и др., 2002; Garzanti et al., 2002;

Willner et al., 2003; Zimmerman, Bahlburg, 2003; Mader, Neubauer, 2004; Симанович и др., 2004; Япаскурт, 1999; 2005; Кориковский и др., 2005; Петрова, 2005; Кузьмичев и др., 2006;

Srodon et al., 2006; Garzanti, 2007).

В последние годы было показано, что не только седиментогенез, но и процессы преобразования осадков в породу осуществляются по разным сценариям, обусловленными геодинамическими режимами (Симанович, 2002; Симанович, Япаскурт, 2002; Симанович и др., 2004). В тоже время из-за сложности преобразований пород в складчатых областях, этот раздел литологии остается одним из слабо разработанных, несмотря на прогресс, достигнутый в разработке этой проблемы (Копелиович, 1965; Коссовская, 1962;

Копелиович, 1965; Шутов, 1975; Симанович, 1978; Япаскурт, 1992, 1999; Лукьянова, 1995 и др.). Вопросы постседиментационных преобразований, вызванных кратковременными, но интенсивными импульсами тектонических деформаций оставались на втором плане. В связи с этим актуальной задачей становится не только выяснение особенностей преобразований пород на фоне и во взаимосвязи с тектоническими процессами, но и приведение в соответствие базовых положений литогенеза и современных геодинамических моделей.

Представленная работа является продолжением направления исследований Геологического института РАН, рассматривающего в неразрывной связи процессы накопления осадков и их вторичные преобразования (Коссовская, 1962; Граувакки, 1972;

Кристаллохимия минералов…, 1975; Шутов, Коссовская, 1976; Симанович, 1978, 2004;

Копорулин, 1992; Гаврилов, 1992, 2005; Гаврилов и др., 1999; Петрова, 2005 и др.). В качестве предмета исследований выбраны осадочные отложения пассивных и активных континентальных окраин, история формирования которых прослежена начиная от накопления осадков и до образования покровно-складчатых структур.

Цели и задачи исследований Целью настоящего исследования является выявление закономерностей процессов седиментации и постседиментационных преобразований осадочных отложений в различных геодинамических обстановках – в условиях пассивных и активных континентальных окраин, а также при смене геодинамических режимов. Для достижения поставленной цели потребовалось решение ряда задач, основными из которых являются:

1. Сбор и систематизация материалов по истории формирования осадочных бассейнов пассивных и активных континентальных окраин.

2. Выявление фациальной зональности, минерального состава, геохимических и изотопно-геохронологических характеристик, постседиментационных преобразований изучаемых комплексов и сравнение с эталонными объектами континентальных окраин.

3. Установление постседиментационной зональности в пространстве и во времени для отложений, сформировавшихся в различных палеоландшафтах, и выявление закономерностей постседиментационных преобразований в рассматриваемых регионах.

4. Сравнительный анализ литогенеза изученных терригенных отложений пассивных и активных континентальных окраин Тетиса, Арктики и северо-западной части Пацифики.

Фактический материал и методика Работа выполнялась в лаборатории тектоники океанов и приокеанических зон Геологического института РАН, г. Москва. Фактический материал, положенный в основу диссертации, был получен автором во время экспедиционных работ на Кавказе и Чукотке. На территории Кавказа основным объектом являлись нижне-среднеюрские отложения (пять полевых сезонов). На территории Западной Чукотки основным объектом исследований служили терригенные комплексы триаса, изучение которых потребовало также пяти полевых сезонов. Помимо своего каменного материала, автором были проанализированы коллекции образцов К.А. Крылова, В.Н. Григорьева, С.Д. Соколова и В.И. Копорулина по меловым осадочно-вулканогенным комплексам обрамления Пенжинской Губы, а также П.В.

Маркевича и О.В. Чудаева по палеоцен-эоценовым отложениям Ильпинского полуострова.

При полевых работах автором проводились детальное описание и литологофациальное изучение разрезов и отбор образцов для дальнейших минералогических, геохимических и изотопно-геохронологических исследований. Изучение минерального и химического состава песчаников производилось на представительных для изучаемых отложений образцах. Для обеспечения комплексного подхода к литологическому изучению осадочных пород были использованы единые образцы для: седиментологических, геохимических, цирконометрических, постседиментационных и других исследований.

Характеристики, получаемые при изучении серии эталонных образцов, постоянно проверялись и при необходимости корректировались изучением дополнительных коллекций.

При обработке литературных данных не были использованы публикации, в которых отсутствовала методика выделения постседиментационных преобразований.

При изучении триасовых отложений Западной Чукотки автором было просмотрено и описано 865 прозрачных шлифов, просмотрено 35 препаратов тяжелой фракции. Для выявления постседиментационных преобразований было проанализировано 1рентгенодифрактометрического определения глинистой фракции, сделано 43 химических анализа на главные элементы. При изучении нижне-среднеюрских отложений Кавказа автором было описано 1200 прозрачных шлифов и 150 препаратов тяжелой фракции. Для выявления особенностей постседиментационных преобразований было проведено около 1определений состава глинистых минералов (микрозонд), 250 рентгенодифрактометрических исследований глинистой фракции, сделано 50 химических анализов на главные элементы.

При изучении меловых отложений обрамления Пенжинской Губы было просмотрено и описано 186 прозрачных шлифов, использованы данные 154 анализов минералов тяжелой фракции и 79 химических анализов на главные элементы, а также учтены опубликованные данные В.И. Копорулина (Копорулин, 1992) и П.В. Маркевича (Геосинклинальный литогенез, 1987). При изучении флишевых отложений Ильпинского п-ва было просмотрено и описано 60 прозрачных шлифов, использованы данные О.В.Чудаева по 45 анализам минералов тяжелой фракции и 20 химическим анализам на главные элементы, а также данные по изучению состава глинистых фракций (43 шт). Кроме того, автор использовал данные, полученные совместно с коллегами по датированию цирконов (методом SHRIMP, fission-track и laser ablation).

Исследования проводились в рамках тематических планов Геологического института РАН, а также при поддержке грантов РФФИ, программ ОНЗ РАН, Ведущей научной школы «Тектоника и геодинамика океанов и активных континентальных окраин» (руководитель академик Ю.М.Пущаровский).

Научная новизна Комплексное изучение особенностей накопления и изменения минерального состава осадочных пород складчатых областей с использованием cовременных теоретических разработок геодинамики является новым направлением в отечественной литологии (Маркевич и др., 2000; Филлипов и др., 2004, 2006; Конюхов, 2006; Малиновский и др., 2006;

Симанович и др., 2004; Тучкова, 2003, 2004, 2007).

Для изученных складчатых осадочных комплексов пассивных и активных континентальных окраин определены седиментологические, минералогические и геохимические характеристики, которые позволили установить этапы и особенности накопления терригенных пород. На основе анализа парагенезов и кристаллохимических характеристик аутигенных минералов песчаных пород реконструированы Р-Т условия их формирования на разных стадиях постседиментационных преобразований.

Проведено сравнение характера осадконакопления и постседиментационных преобразований на различных пассивных окраинах Евразии: тетической (Большой Кавказ) и арктической (Чукотский микроконтинент), а также для активных континентальных окраин западного обрамления Тихого океана (Пенжинская Губа, Ильпинский полуостров).

Отличительной особенностью работы является единый методический подход, рассматривающий все изученные объекты последовательно, начиная от стадии накопления осадков и формирования породных ассоциаций, до стадии постседиментационных преобразований, вызванных становлением покровно-складчатых структур континентальных окраин. Более того, данная последовательность литогенетических событий изучалась на фоне и в тесной взаимосвязи с геодинамическими обстановками и тектонической эволюцией регионов, что с одной стороны обеспечивало достоверность литолого-палеогеографических реконструкций, а с другой стороны позволило дополнить или пересмотреть существующие представления о геологической истории рассматриваемых объектов. Например, выявленная в разрезах Чукотки постепенная проградация шельфа указывает на рост края микроконтинента, предшествующего этапу коллизии. При этом изучение и датирование аутигенных слюд позволило установить, что рост края микроконтинента завершился деформациями пассивной окраины.

Анализ обширного литературного материала и детальные литологические исследования нижне-среднеюрских отложений Большого Кавказа, позволили существенно дополнить историю развития региона данными о литологических критериях, фиксирующих смену режима пассивной окраины на активный. Установлено влияние на осадконакопление двух крупных речных систем с большим водосбором, характер и распределение минерального состава песчаников в разных ландшафтных зонах, распространение самих ландшафтных зон в осадочном бассейне, а также стадийность постседиментационных преобразований песчаников и роль деформаций в этом процессе.

Для изученных объектов активной окраины установлены закономерности седиментации и их взаимосвязь с тектоническими событиями, определены влияние и роль островодужного источника в седиментационной истории бассейнов с разными геодинамическими обстановками. Выявлены стадийность, уровень постседиментационных изменений и влияние деформаций на преобразование отложений. Установлена зависимость степени изменения отложений от исходного минерального состава осадочных пород, который периодически менялся в связи с увеличением или прекращением вулканической активности.

В результате проведенных комплексных исследований литологии терригенных пород складчатых областей мезозойских континентальных окраин Северо-Востока Азии и Большого Кавказа, сформулированы следующие защищаемые положения.

Защищаемые положения:

1. Установлено, что на пассивных континентальных окраинах осадконакопление может происходить, по крайней мере, по двум сценариям. В случае перекомпенсированного осадконакопления (триасовые отложения Западной Чукотки) происходила проградация шельфовых образований в более глубоководные части осадочного бассейна. При компенсированном осадконакоплении (юрские отложения Большого Кавказа) положение шельфовой зоны оставалось постоянным. В обоих бассейнах состав песчаников представлен ассоциациями устойчивых минералов, в которых снизу вверх по разрезу появляется все более метаморфизованный материал.

2. Осадконакопление на активных континентальных окраинах, зависящее от состава, близости и интенсивности вулканизма островодужной системы, характеризовалось поступлением обломочного материала первого цикла седиментации. Состав песчаников представлен неустойчивыми, преимущественно фемическими ассоциациями минералов и позволяет проследить смену и эволюцию синхронных осадконакоплению извержений.

3. Смена геодинамического режима с пассивного на активный, произошедшая в конце аалена на Большом Кавказе, привела к изменению путей транспортировки обломочного материала и возникновению новых источников сноса. В результате в осадках появляются вулканокластические граувакки, пепловые частицы и произошло совмещение отложений аркозового и грауваккового составов, характеризующих разные источники питания.

4. Постседиментационные преобразования осадочных отложений пассивной и активной континентальных окраин происходили в два этапа, но различались сценариями и продолжительностью литогенеза погружения. Определена роль тектонических деформаций при орогенном литогенезе и установлено, что максимальные преобразования развиваются в зонах сочленения палеоструктур.

Практическая значимость Особенности состава, пространственного распределения фаций, постседиментационных преобразований триасовых отложений Западной Чукотки могут быть использованы при металлогенических построениях. Установленная связь вторичных преобразований с зонами деформаций в терригенных отложениях расширяет перспективы Чукотского региона на поиски нетрадиционных видов золото-платиновой минерализации.

Данные автора по распределению минералов тяжелой фракции в нижне-среднетриасовых песчаниках были использованы при планировании поисковых работ на золоторудное оруденение в Билибинском районе. Детальная литологическая характеристика осадочных комплексов пассивных континентальных окраин может служить и при поисках углеводородов. Проведенные палеореконструкции позволяют выявлять участки, расположенные в местах впадения крупных рек и являющиеся вероятными очагами нефтегазообразования.

Результаты исследований автора по активным континентальным окраинам позволили не только проследить закономерности осадконакопления в бассейнах с интенсивным вулканизмом и установить особенности постседиментационных преобразований отложений, но и дали возможность восстанавливать температурные режимы и термальную историю бассейнов, что имеет важное значение для выявления обстановок, благоприятных для нефтегазообразования.

Полученные результаты используются автором при чтении лекций студентам, магистрам и специалистам в области нефтяной геологии.

Апробация работы и публикации Диссертант является автором или соавтором 42 публикаций (из них 2 главы в монографиях на английском языке и одна глава в монографии на русском языке). По теме диссертации опубликовано 22 работы. Основные результаты диссертационного исследования изложены в статьях, опубликованных в журналах "Доклады РАН", "Литология и полезные ископаемые", "Геотектоника", "Бюллетень МОИП", "Tectonics", "Вестник КРАУНЦ", в монографии "Альпийская геодинамика Большого Кавказа", в монографии "The use of heavy minerals in determinings the provenance and geodynamic evolution of Mesozoic sedimentary basins in the continent-ocean transition zone of East Russia: examples from Sikhote Alin and Koriak-Kamchatka" и в многочисленных сборниках. По теме диссертации были регулярные выступления с докладами на Всероссийских и Международных совещаниях и конференциях (Всероссийское литологическое совещание, Всероссийское тектоническое совещание, Международная конференция по морской геологии, Международная конференция, посвященная памяти Л.М.Парфенова, Международные совещания IAS, EUG, AGU, ICAM и другие).

Благодарности На протяжении многих лет работы автор пользовалась советами, консультациями и поддержкой коллег по институту, пользуясь случаем, выражаю им свою благодарность.

Автор выражает глубокую благодарность коллегам К.А. Крылову, В.Н. Григорьеву, С.Д.

Соколову, О.В. Чудаеву, за предоставленные образцы вулканокластических песчаников, а также И.М. Симановичу, который в процессе знакомства с первым вариантом рукописи сделал ряд важных замечаний и советов. К тому же автор неоднократно консультировалась с ним при петрографических исследованиях, за что выражает ему свою признательность.

Особенно хотелось бы поблагодарить В.И. Копорулина и В.Б. Курносова за полезные замечания и рекомендации к диссертации и автореферату.

При интерпретации изотопно-геохимических данных автор пользовалась советами Д.И. Головина и М.И. Буякайте (ГИН РАН, г.Москва), А.К. Худолея (Санкт-Петербургский Университет), Х. Торо (J.Toro, West Virginia University, USA) и А.В. Соловьева (ГИН РАН), за что автор чрезвычайно признательна всем перечисленным коллегам. По вопросам физических методов изучения глинистых минералов автор пользовалась консультациями и советами В.А. Дрица и Б.А. Сахарова (ГИН РАН), которым автор глубоко признательна.

Во время проведения исследований региональные и общие вопросы тектоники и литологии обсуждались с С.Д. Соколовым, И.М. Симановичем, Г.Е. Бондаренко, Д.И.

Пановым, М.Г. Ломизе, О.В. Япаскуртом, А.И. Малиновским, П.В. Маркевичем, А.В.

Прокопьевым, С.П. Глотовым, Ю.О. Гавриловым, В.Д. Чеховичем, вопросы стратиграфии – с В.А. Захаровым, В.Г. Ганелиным, А.С. Бяковым, В.Н. Синельниковой, Д.В. Витухиным, что помогло конкретизировать многие высказанные в работе идеи, и, которым, пользуясь случаем, выражаю глубокую благодарность. Отдельно хотелось бы поблагодарить И.О. и Е.В. Галускиных (Силезский Университет, Польша, г.Сосновец) за многочисленные и разнообразные анализы породообразующих минералов.

Выражаю признательность геологам Анюйского горно-геологического предприятия (г. Билибино) за помощь и всестороннее содействие в организации и проведении полевых работ на Чукотке – С.П. Глотова, В.Т. Бурченкова, П.Н. Безызвестных, Г.И. Акименко и др.

А также хотелось бы поблагодарить Ю.В. Макарова, который помогал и учил соискателя фациальному анализу в период совместных исследований на Кавказе. Особая благодарность адресуется Д.И. Кудрявцеву, бывшему первым читателем и критиком настоящей работы.

Помимо многочисленных научных консультантов автору хотелось бы выразить искреннюю благодарность М.Е. Горшковой, без помощи которой многие исследования не были бы выполнены. Также хотелось бы поблагодарить Е.В. Покровскую, так как она выполнила основную часть рентгенодифрактометрических исследований и В.Л. Косорукова, который очень помог и выполнил часть анализов глинистой фракции в период поломки дифрактометра в ГИНе.

Отдельные слова благодарности хотелось бы адресовать А.Г. Коссовской, наставнице, коллеге и учителю. Автор чрезвычайно признателен безвременно ушедшему в 2007 году А.И. Вознесенскому, консультации и дискуссии с которым на протяжении многих лет позволяют автору считать его своим учителем. Автор также хотела бы выразить свою благодарность П.П. Тимофееву, который был у соискателя руководителем кандидатской диссертации.

Структура и объем диссертации Диссертация, объемом 292 стр., состоит из введения, заключения, четырех глав, списка литературы (496 названий), 192 рисунков и приложений (таблицы с результатами петрографических, геохимических и микрохимических исследований и фотографиями).

В главе 1 кратко изложены основы комплексного изучения терригенных осадочных пород в складчатых областях. Также рассмотрены эволюция взглядов на постседиментационные преобразования осадочных пород и современные представления на эту проблему. Приведена основная терминологическая база. Для лучшей иллюстрации вторичных структур, на основании которых определяются стадии преобразования осадочных пород, представлены микрофотографии наиболее типичных структур с их кратким описанием.

В главах 2 и 3 дается описание терригенных отложений, соответствующих определенной геодинамической обстановке. В каждой главе рассмотрено по два хорошо изученных геологических объекта, на которых была проведена типизация их фациального, минералогического и химического составов, а также установлена стадийность постседиментационных изменений.

В главе 4 дан сравнительный анализ изученных объектов и обсуждаются влияние и роль главенствующих факторов литогенеза.

Глава 1. Методы исследования осадочных пород, терминология и объекты В главе изложены особенности комплексного изучения терригенных осадочных пород в складчатых областях. Использование разнообразных литологических методов исследования позволяет решать вопросы, связанные с условиями осадконакопления и палеореконструкций осадочных бассейнов с большой долей достоверности. Подобные исследования широко известны, но в покровно-складчатых областях они имеют свою специфику, поскольку все построения и корреляции приходится проводить на разрозненных разрезах или их фрагментах. Изучение осадочных отложений основано на выделении и описании структурно-вещественных комплексов (Борукаев и др. 1970, Соколов, 1992) или тектоно-стратиграфических единиц (Coney, 1980; Jones et al., 1983; Nokleberg et al., 1994).

Литологическое изучение терригенных комплексов опирается на геологические данные с детальным описанием отложений в естественных обнажениях. На основании этого проводился литолого-генетический анализ с использованием тех же приемов исследований, которые описаны в работах (Reading, 1978; Вознесенская, 1978; Рейнек, Сингх, 1981;

Хворова, 1989; Обстановки осадконакопления, 1990, 1991). Применительно к изученным отложениям с той или иной степенью точности были восстановлены генетические признаки ландшафтных обстановок осадконакопления. Литологические методы в комплексе со структурными наблюдениями и региональными геологическими данными дали возможность решать палеогеодинамические задачи, восстанавливать бассейны седиментации, их эволюцию и особенности постседиментационных преобразований. В работе использован комплекс разных методов исследования: минералого-петрографический и стадиальный анализы, геохимические, электронной микроскопии, рентгенодифрактометрические и микрозондовые определения породообразующих и аутигенных минералов и др.

В главе также показана эволюция взглядов на постседиментационные преобразования осадочных пород и современные представления, рассмотренные в многочисленных статьях и монографиях Н.М. Страхова, А.В. Копелиовича, А.Г. Коссовской, В.Д. Шутова, Н.В.

Логвиненко, И.М. Симановича, В.Н. Холодова, В.Т. Лукьяновой, О.В. Япаскурта, А.П.

Лисицына, Э.И. Сергеевой и др. Приведена основная терминологическая база с определением тех понятий, которые используются в работе.

Под термином «литогенез» понимается вся совокупность процессов, определяющих формирование осадков, их превращение в осадочные породы и дальнейшее преобразование, вплоть до зеленосланцевой фации метаморфизма. В рамках общего понятия «литогенез» предлагается различать процесс накопления (седиментогенез) и последующего преобразования осадочных горных пород (постседиментационный литогенез). При этом в понятие постседиментационного литогенеза включаются все стадии преобразования осадков от диагенеза до метаморфизма, как это понимается в работах (Коссовская, 1962; Тимофеев и др., 1974; Шутов, 1972; Япаскурт, 1999, 2001, 2005).

В работе различается два типа постседиментационного литогенеза – литогенез погружения и литогенез орогенный. Литогенез погружения рассматривается как вертикальная прогрессивная зональность преобразования структур пород, аутигенного минералогенеза и трансформации органического вещества, которые коррелируют с глубинностью, температурным градиентом и ростом литостатического и флюидного давления. Литогенез орогенный понимается как преобразования пород, осуществляющиеся в условиях деформации и стресса, для них характерен особый флюидный режим и особый характер перераспределения растворенного вещества (Симанович, Япаскурт, 2002;

Симанович, 2004; Симанович, Тучкова, 2008).

Глава 2. Литогенез отложений пассивной континентальной окраины 2.1. Типы и осадочные комплексы пассивных окраин в разделе дана краткая характеристика типов пассивных окраин и представление об осадочных комплексах и факторах, влияющих на осадконакопление. Приведен обзор конусов выноса, для каждого из которых указан типовой минералогический состав песчаников.

2.2. Терригенные отложения триаса Западной Чукотки.

В строении триасовых отложений выделено три лито-стратиграфических комплекса, соответствующие нижне-среднетриасовому, карнийскому и норийскому этапам осадконакопления.

Строение осадочных комплексов и обстановки осадконакопления. Отложения нижнего-среднего триаса слагают центральные части антиклинальных структур или крупные тектонические блоки в поле верхнетриасовых отложений. Ориентировка складок и тектонических блоков подчинена направлению разломов северо-западного – юго-восточного простирания. Внутреннее строение толщ осложнено двумя или тремя этапами деформаций.

Контакт с подстилающими палеозойскими образованиями, там, где его можно проследить, тектонический или наблюдается угловое несогласие, есть также данные, по которым нижнесреднетриасовые отложения согласно продолжают верхнепермские (Егоров, 1959; Бычков, 1959; Тильман, Сосунов, 1960; Гельман, 1963).

Для разрезов нижнего-среднего триаса характерно четырех- или, чаще, трехчленное строение. Большую часть разреза слагают отложения нижнего триаса, а мощность отложений среднего триаса значительно меньше. Оценить мощности в некоторых случаях не представляется возможным, так как породы были интенсивно деформированы и смяты в складки. Тем не менее, можно предположить, что мощность нижне-среднетриасового разреза в целом не превышает 1000 м, а в некоторых разрезах наблюдаются и меньшие мощности (400-600 м в бассейне р. Вернитакайвеем; 200-400 м в бассейне рек Люпвеем и Янрамкываам; 750-800 м на правом берегу р. Малый Анюй, п. Островное; около 150-200 м в береговых обрывах р. Ургувеем).

В основании разрез характеризуется тонкоритмичным чередованием темно-серых, иногда почти черных фоновых аргиллитов и отложений зеленовато-серых или серых алевролитов и тонкозернистых песчаников. В средней части разрез представлен неритмичным чередованием прослоев алевро-песчаников и аргиллитов. В венчающей разрез толще вновь доминируют фоновые отложения, среди которых периодически наблюдаются прослои песчаников с косой и косоволнистой слоистостью. Повсеместно встречаются конкреции или конкреционные прослои карбонатного состава, а также одиночные мелкие сульфидные конкреции.

Накопление осадков происходило в следующих ландшафтных зонах: на континентальном склоне в седиментационных ловушках, в зоне подножия континентального склона, и в междельтовых участках подножия склона. Осадконакопление определялось одной крупной палеодельтовой системой, присутствие которой предполагается в восточной части изученной территории, на водоразделе рек Паннаваам и Мелкая (Тучкова и др., 2007).

Строение терригенных толщ свидетельствует о двух этапах развития дельтовой системы. В течение первого происходило интенсивное поступление терригенного материала со стороны континента и его вынос в глубоководную зону бассейна. Слабые вдольбереговые течения и наличие узкого шельфа не позволяли его перераспределить по акватории бассейна.

В результате на континентальном склоне образовывалась аккумулятивная пристройка, которая постепенно выдвигалась в сторону моря. При этом в глубоководной зоне на продолжении дельты сформировался конус выноса, а шельфовая зона проградировала в сторону моря.

В начале второго этапа уклон континентального склона ко времени накопления толщ средней части разреза стал крутым, и на континентальном склоне развивались интенсивные эрозионные процессы, которые провоцировали частый сход высокоплотностных автокинетических потоков. В результате поступающий терригенный материал заполнил питающие каналы, происходило постепенное заполнение канала конуса выноса и количество высокоэнергетичных потоков снизилось. В бассейн вновь стали поступать низкоплотностные потоки, чередующиеся с фоновыми отложениями, и, вероятно, можно говорить о завершающей стадии функционирования питающего канала.

Терригенные отложения карнийского яруса формируют широкие поля северозападного – юго-восточного простирания и характеризуются деформациями разного уровня.

Исследуемые отложения сложены ритмично построенными чередующимися прослоями песчаников, алевролитов и аргиллитов, соотношение которых существенно меняется от толщи к толще на изученной территории. Они представлены двумя горизонтами: нижним сланцевым, и верхним – песчаным и алеврито-песчаным. Мощности карнийских отложений трудно оценить, поскольку породы сильно деформированы. Мощность карнийских отложений из-за интенсивных деформаций оценивается различно и составляет от 700 м до 2000-2500 м.

При накоплении осадков карнийского века на основании седиментологических данных уверенно реконструируются три зоны: внешнего шельфа, подножия континентального склона и удаленных от подножия зон бассейна. Повсеместное присутствие нижней сланцевой толщи с небольшой примесью алевритового материала в основании карнийских отложений свидетельствует о почти застойной гидродинамической обстановке в бассейне в это время. Однако в середине карнийского времени гидродинамическая обстановка осадконакопления стала более активной, на что указывает широкое распространение песчаных и алевропесчаных турбидитовых потоков. Это позволяет утверждать, что практически завершившаяся к концу среднего триаса деятельность дельтовой системы возобновила свое существование в середине карнийского века. Но осадки уже не накапливались на континентальном склоне, а проходили транзитом в более глубоководные зоны, что может указывать на увеличение крутизны континентального склона. На территории южной части Кепервеемского поднятия, вероятно, существовала зона дистальных частей дельты, в которой были широко распространены отложения потоков.

Южнее накапливались отложения подножия континентального склона, включающие как отложения дистальных турбидитов, так и контурных течений.

Терригенные отложения норийского яруса совместно с карнийскими формируют поля северо-западного – юго-восточного простирания, характеризуются деформациями разного уровня и согласно продолжают карнийские. Однако есть свидетельства о тектоническом контакте между норийскими и карнийскими отложениями на некоторых левых притоках р.

Малый Анюй (Соловьев и др., 1981). Отложения норийского яруса представлены двумя толщами. Нижняя – глинистая, или сланцево-алевролитовая, верхняя – преимущественно алевролито-песчаная или песчаная. Мощности норийских отложений оцениваются в среднем примерно 1000 м.

Накопление норийских осадков происходило на шельфе, более глубоководных участков морского бассейна, вероятно, не сохранилось. Широкое развитие получили два типа осадков. Влияние дельтовой (или дельтовых?) системы отмечается практически на территории всей шельфовой зоны, и только в более глубоких участках доминировало фоновое осадконакопление. В зоне действия дельт формировались отложения, накопление которых было обусловлено потоковыми течениями. Предположительно дельты располагались в двух местах – одна в верховьях р. Мачваваам и в юго-западных отрогах хребта Пырканай, и вторая – на северо-западном обрамлении Алярмаутского поднятия, в среднем течении р. Кытеп-Гуйтенрывеем.

Таким образом, фациальный анализ триасовых осадочных пород показывает постепенное продвижение шельфовой зоны в морской бассейн, то есть её проградацию в сторону глубоководной зоны.

Минеральный состав песчаников. Макроскопически песчаники и алевролиты, относимые к триасу, очень однообразны. Это плотные прочные породы серого или зеленовато-серого цвета. По гранулометрии различаются мелко-, средне- и крупнозернистые разновидности, мелкозернистые песчаники преобладают в отложениях норийского яруса. В песчаниках разного генезиса и разного возраста содержание матрикса не одинаково и составляет от 1 до 40% от общей массы породы. По составу породообразующих компонентов песчаники относятся к грауваккам (по классификации В.Д.Шутова, 1967) и формируют довольно компактное поле на классификационной диаграмме. Минеральный состав слагающих песчаники породообразующих компонентов свидетельствует о том, что они сформировались из продуктов размыва метаморфических комплексов. Для песчаников нижнего-среднего триаса характерны обломки низкометаморфизованных пород (углистые сланцы, филлиты, измененные эффузивы основного-среднего состава). В верхнетриасовых песчаниках возрастает содержание высокометаморфизованных пород и кристаллических и слюдистых сланцев, кварцитов, в некоторых случаях – гранитогнейсов. Об увеличении степени метаморфизма в источнике питания говорит появление роговой обманки в составе песчаников, правда, в количестве единичных зерен. Кроме того, при накоплении песчаников нижнего-среднего триаса предполагается размыв деформированного вулканогенного источника среднего-основного состава (Тучкова, 2007).

Химический состав песчаников и ассоциирующих с ними пород. По химическому составу песчаники триаса достаточно однородны, они характеризуются не очень высоким содержанием SiO2 и Al2O3, и отнесены к полимиктовым песчаникам. На диаграммах, основанных на логарифмах отношений различных окислов, например, диаграмме logNa2O/K2O – log SiO2/Al2O3 (Pettijohn, 1981), состав песчаников от раннего триаса к норийскому веку смещается от граувакковых в сторону литоидных аренитов.

Для выяснения степени рециклированния тонкозернистого терригенного материала, был использован литохимический индикатор K2O/Al2O3 (Cox et al., 1995; Маслов и др., 2006).

Проанализированные аргиллиты и глинистые сланцы триасовых отложений Западной Чукотки характеризуются значениями в пределах 0,09-0,195 (<0,35), что указывает на доминирование в их составе рециклированного материала.

Постседиментационные преобразования пород. Интенсивно дислоцированные осадочные толщи триаса характеризуются разной степенью постседиментационных преобразований. Каждая из установленных зон характеризуется определенной минеральной ассоциацией, составом глинистых минералов, вторичными структурами и индексом Кюблера. На площади их развития можно выделить три зоны: 1. Зона развития новообразованного хлорита с небольшой примесью слюды и смешанослойного минерала типа неупорядоченного хлорит-смектита; 2. Зона новообразованных слюд и хлорита; 3. Зона зеленосланцевого метаморфизма. Однако в двух последних перечисленных зонах не выявлено минеральных признаков, отличающих их друг от друга, хотя по индексу Кюблера они различаются. Граница между ними проводится по появлению интенсивного кливажа как в сланцевых, так и в песчаных разностях, по рекристаллизационно-грануляционному бластезу кварцевых зерен, а также по параметру о21. Сопоставление составов аутигенных и обломочных слюд показывает, что усреднения составов тех и других не произошло, следовательно, даже в зоне метаморфизма процесс был неравновесный.

Давление, которому были подвержены максимально преобразованные осадочные породы, накопившиеся на пассивной окраине Чукотского микроконтинента при становлении складчатых структур, было повышенным и составляло около 5 кбар. Температурное воздействие на эти осадочные толщи составляло около 270о-300оС. Более низкие Р-Т условия характерны для остальных зон. Наиболее преобразованные до стадии зеленосланцевого метаморфизма и деформированные толщи наблюдаются в центральной части региона, в зоне совмещения различных структур – на северной границе Южно-Анюйского террейна и южного обрамления Чукотского террейна. Возможно, они обнажаются в ядре антиформной структуры, проявившейся в результате эксгумации.

История развития. Анализ расположения фаций в регионе указывает на углубление палеобассейна с северо-востока на юго-запад в современных координатах. Условия осадконакопления в бассейне контролировались дельтовой системой, меняющей свое положение на протяжении триаса. Установлено постепенное увеличение шельфовой зоны, ее проградация и смещение в глубоководные участки от раннего к позднему триасу. Кроме того, обилие кластического материала, начавшего поступать в бассейн осадконакопления в карнийское время, может указывать на рост орогена на прилежащей суше, в результате чего размыв источников сноса усилился и количество кластического материала, приносимого о2 индекс характеризует уровень кристалличности слюды и измеряется в радианах на полуширине 10 рефлекса насыщенного образца.

рекой, увеличилось. В нории в области источника сноса предполагается существование сглаженного рельефа, на что указывает олигомиктовый состав песчаников в потоковых фациях.

Единый конус выноса Чукотского бассейна в раннем-среднем триасе сопровождался седиментационными ловушками на континентальном склоне и являлся продолжением дельтовой системы. В позднем триасе (в карнийское время) предполагается существование протяженного конуса с развитым руслом на склоне и несколькими лопастями в глубоководной зоне, куда обломочный материал проходил транзитом с шельфа. В норийское время в бассейне установлено существование отложений дельтовых конусов с латерально выдержанными слоями потоковых течений.

Постседиментационная зональность триасовых отложений Западной Чукотки в современной структуре определяется коллизионной историей становления ВерхояноЧукотской складчатой области. В настоящее время считается, что формирование структуры Анюйско-Чукотской складчатой системы в основном завершилось в готериве-барреме и было связано с коллизией активной окраины Северо-Азиатского континента и Чукотского микроконтинента (Парфенов, 1984; Соколов и др., 2001; Бондаренко, 2004). Коллизионные деформации были растянуты во времени и включали два основных этапа – надвиговые (раннеколлизионные) и сдвиговые (позднеколлизионные). Недавно был установлен еще один этап деформаций, предшествовавший коллизионным и приведший к формированию дифференцированных движений вдоль субвертикальных разломов (Тучкова и др., 2007).

Петрографические данные свидетельствуют, что первичные деформации сопровождались образованием слюдистых минералов вдоль плоскостей межзернового кливажа. По развитым вдоль кливажа слюдам были выполнены K-Ar и Rb-Sr определения, которые показали близкие результаты изотопного возраста 180±10 и 200±20 млн лет. Они указывают на позднетриасово-раннеюрский изотопный возраст формирования аутигенных слюд.

2.3. Терригенные отложения нижней-средней юры Большого Кавказа Несмотря на практически повсеместное развитие нижне-среднеюрских отложений, их корреляция затруднена из-за отсутствия фауны и в результате интенсивных деформаций. В качестве стратиграфической основы для седиментологического и стадиального анализов использована схема корреляции разрезов на территории Большого Кавказа, составленная в 90-е годы, а позже дополненная и уточненная (Панов, Гущин, 1987; Юра Кавказа, 1992;

Панов, 1997, 2003, 2004). На основании работ (Ростовцев, 1972; Панов, 1994, 2004, 2007) в регионе выделено три седиментационных цикла – синемюр-раннеплинсбахский, позднеплинсбахско-ааленский, байос-батский.

Строение осадочных комплексов и обстановки осадконакопления. Нижнесреднеюрские отложения Большого Кавказа представлены осадочными, вулканогенноосадочными и вулканическими, преимущественно морскими и в меньшей степени континентальными образованиями. Они залегают несогласно на более древних отложениях, но взаимоотношения самых нижних юрских отложений с палеозойскими образованиями установлены в немногочисленных разрезах. Описание разрезов нижне-среднеюрских отложений приведено в многочисленных и разнообразных публикациях (Белоусов, Трошихин, 1937; Букия, 1954, 1955; Конюхов и др., 1956; Кузнецов, 1956; Ренгартен, Старостина, 1956; Бровков, 1957; Станкевич, 1957; Славин, 1958, 1960; Безбородов и др., 1959; Безносов, 1960; Гофман, Ломизе, 1960; Безбородов, 1961; Алиев, Акаева, 1962;

Балуховский, 1964; Иванов, 1964; Мокринский и др., 1965; Фролов, 1965; Леонов, 1961, 1967;

Мазанов, 1969; Агаев, 1974; Вахания, 1976; Зесашвили, 1979; Топчишвили, 1978, 1986;

Чихрадзе, 1979; Беридзе, 1970, 1983, 1985; Халифа-заде, Магомедов, 1982; Юра Кавказа, 1992; Гаврилов, 1982, 1985, 1994, 1996, 2005; Панов, Гущин, 1987; Панов, 1996, 1997; 1999, 2003; Тучкова, 1987, 1996, 2007 и др.).

Синемюр-ааленский разрез представлен терригенными отложениями с более-менее ритмичным чередованием песчаников, алевролитов и аргиллитов, в основании часто встречаются базальные конгломераты. На северном обрамлении бассейна доминируют толщи, содержащие разнообразные конкреции и конкреционные прослои. В тоар-ааленских отложениях южного обрамления доминируют песчаники. Для синемюр-раннеплинсбахского временного интервала на северном обрамлении бассейна осадочные отложения накапливались на шельфе, на континентальном склоне и в осевом троге. В западной части бассейна установлен дельтовый комплекс. На южном борту Кавказского бассейна установлены отложения мелководного шельфа.

В позднеплинсбахско-ааленское время на северном обрамлении Большекавказского бассейна осадки накапливались в условиях мелководного и глубоководного шельфа, в восточной части которого существовал крупный дельтовый комплекс (Фролов, 1965;

Гаврилов, 1994, 2005). На континентальном склоне, подножье и в осевой части трога накапливались глубоководные алевропелитовые осадки. В тоар-ааленское время на южном борту бассейна прослеживается широкое развитие отложений склоновых шлейфов.

Таким образом, на протяжении синемюр-раннеплинсбахского и позднеплинсбахскоааленского времени в Кавказском бассейне происходило непрерывное осадконакопление. На северном борту Кавказского бассейна в течение синемюр–ааленского времени осадки накапливались в условиях разных частей шельфа от прибрежно-мелководных до шельфовых глубоководных, с дельтовыми и продельтовыми конусами выноса и участками междельтовых пространств. В осевой части бассейна реконструируются фации отложений континентального склона и глубоководных участков, с проявлениями турбидитов и вдольсклоновых течений. На южном борту монотонные терригенные осадки накапливались в условиях шельфа, и только в тоар-ааленское время широкое распространение получили отложения склоновых шлейфов, чередующиеся с межшлейфовыми зонами континентального склона.

В конце ааленского времени единое развитие Кавказского бассейна завершилось, и после предбайосской структурной перестройки на его территории обособились участки бассейна, различные по составу слагающих их осадков (Ломизе, Панов, 2001; Панов, 2004).

Поэтому для байос-батского времени различается три принципиально различных типа разрезов: Северо-Кавказский, зоны южного склона, и Закавказский (Панов, 2004; Панов, Гущин, 1987). Северо-Кавказский тип разреза в основании представлен базальным горизонтом, продолжающимся вверх по разрезу монотонной толщей аргиллитовалевролитов с линзовидными пластами мергелистого алевролита, иногда песчаника и сидеритовыми конкрециями. Батские отложения присутствуют в ограниченных участках бассейна (Панов, 1997; Ломизе, Панов, 2007). Разрез южного склона представлен тонко чередующимися карбонатно-терригенными отложениями, с появлением известняков в батское время (Панов, 2004; Панов, Ломизе, 2007). В Закавказском разрезе байосская его часть («порфиритовая» свита) сложена вулканогенными образованиями основного-среднего состава, в удаленных участках – вулканокластическими отложениями (Беридзе, 1983; Панов, Ломизе, 2001; Панов, 2004). В байос-батское время на южном борту Кавказского бассейна, в периферической северной части Грузинской глыбы, формировались угленосные отложения, часть которых имеет промышленное значение (Мокринский и др., 1965; Баланчивадзе, 19и др.).

Минеральный состав песчаников. Петрографически песчаники весьма разнообразны, и относятся к грауваккам или аркозам (по классификации В.Д. Шутова, 1967). Граувакковые песчаники раннеюрско-ааленского возраста, слагающие шельфовую зону бассейна, представлены ассоциацией устойчивых минералов. Здесь выделяется две терригенноминералогические провинции – западная и восточная, однако по химическому составу большого разнообразия между разными провинциями не наблюдается. Для песчаников северного континентального склона и глубоководной осевой зоны, накопившихся в западной и центральной частях Кавказа, характерен граувакковый состав, аналогичный с шельфовыми песчаниками. По химическому составу они также подобны песчаникам шельфовой зоны.

Песчаники разрезов южного борта западной части бассейна, датируемые тоар-ааленским возрастом, представляют собой другую граувакковую провинцию с полимиктовыми ассоциациями компонентов. Песчаники восточной части осевого трога и южного борта бассейна раннеюрско-ааленского возраста относятся к аркозовой провинции с ассоциациями малоустойчивых компонентов.

В байос-батское время мелководные шельфовые и более глубоководные отложения Северо-Кавказского типа разреза характеризуются граувакковым составом пород, сходным с раннеюрскими песчаниками, но в составе минералов тяжелой фракции повышается содержание высокометаморфических минералов, таких, как ставролит и андалузит, иногда шпинели, титансодержащих минералов и эпидота. Продолжается существование двух терригенно-минералогических провинций – западной и восточной. Песчаники разреза южного склона представлены аркозами. Для Закавказского типа разреза характерны вулканокластические турбидиты и тефротурбидиты, относимые в терминологии В.Д.Шутова (1967) к собственно грауваккам. Они имеют высокое содержание обломков эффузивных пород андезибазальтового состава, в редких случаях содержат обломки эффузивного кварца (Беридзе, 1972, 1983; Чихрадзе, 1979; Потапенко, Гурбанов, 1972; Тучкова, 1996).

Химический состав песчаников и ассоциирующих с ними пород. По химическому составу отложения нижней-средней юры не проявляют закономерных различий в разных ландшафтных зонах на диаграммах, основанных на логарифмах отношений различных окислов (log Fe2O3/K2O – log SiO2/Al2O3, Pettijohn, 1981). С другой стороны, на них хорошо различимы два разных поля – литоидных аренитов и граувакк – для синемюр-ааленских песчаников и резкое различие в составе песчаников разных типов разрезов. Для выяснения степени рециклированния тонкозернистого терригенного материала, был использован литохимический индикатор K2O/Al2O3 (Cox et al., 1995; Маслов и др., 2006).

Проанализированные аргиллиты и глинистые сланцы нижне-среднеюрских отложений Кавказа характеризуются значениями в пределах 0,15-0,21 (<0,35), что указывает на доминирование в их составе рециклированного материала.

Постседиментационные преобразования пород. Анализ характера постседиментационных преобразований песчаников нижней-средней юры Большого Кавказа позволяет выделить четыре зоны. 1. Зона развития каолинита и/или смектита, смешанослойных образований и хлорита с карбонатным цементом; 2. Зона гидрослюды, каолинита и/или смектита (монтмориллонита) и хлорита; 3. Зона новообразованных хлорита и серицита; и 4. Зона новообразованных хлорита и мусковита. При этом максимальным преобразованниям (до стадии метагенеза) были подвержены ныне сохранившиеся фрагментарно наиболее древние нижнеюрские осадочные комплексы современного южного склона, которые при тектоническом скучивании оказались в основании счешуенных пластин (Гаврилов и др., 1992, 1999, 2000; Тучкова, 1998, 2004). Парагенез аутигенных минералов в зоне максимального преобразования указывает, что при формировании этой зоны породы испытали давления около 2-2,5 кб и температуры более 300оС (Тучкова и др., 2004).

Севернее, в породах Центрального Кавказа (в разрезах рек Терек, Фиагдон, Гизельдон) формирование аутигенных ассоциаций происходило при температуре не выше 300оС и при давлениях около 3,5 кбар. Для зон меньшего преобразования температурный режим не превышает 70-90 о С, а давление составляет не более 1 кбара.

История развития. От начала ранней юры до конца ааленского века осадочные комплексы северного обрамления Кавказского бассейна накапливались на широком шельфе с двумя крупными дельтовыми системами, и в подножии континентального склона с мощными песчано-алевритовыми осадочными комплексами. Все эти признаки являются основными индикаторами осадконакопления в режиме зрелой пассивной континентальной окраины до конца ааленского века. Основной объем кластики поставлялся крупными речными системами, которые поочередно – в синемюр-раннеплинсбахское время на западе, а в позднеплинсбахско-ааленское время на востоке приносили терригенный материал в бассейн. С юга, со стороны Закавказского массива, постоянно поступал аркозовый материал.

Важной деталью палеогеографических реконструкций раннеюрско-ааленского времени является наличие склоновых шлейфов на южном борту Кавказского бассейна в тоаре-аалене, граувакковый состав которых принципиально отличается от аркозового состава пород южного источника – Закавказского массива. Влияние Закавказского массива устанавливается на протяжении ранне-среднеюрского времени на юго-восточном Кавказе, от верховьев р.Алазани до р.Геокчай. Свидетельств чередования осадков, сформированных то одним, то другим источником в морском бассейне, не найдено, распространение граувакковой и аркозовой петрографических провинций имеют достаточно четкие, хорошо прослеживаемые границы. Следовательно, в современной геологической структуре или не сохранились переходные зоны, или тектонически совмещены области двух принципиально разных источников сноса – северного и южного.

В Кавказском бассейне в синемюр-ааленское время на северном борту установлено два крупных конуса выноса с лопастями в глубоководной зоне. В байос-батское время с переходом к режиму активной окраины сформировалось несколько некрупных конусов незначительной протяженности, с высоким содержанием грубообломочных осадков. На южном борту Кавказского бассейна в тоар-ааленских отложениях уверенно фиксируются многочисленные песчаные конуса выноса склоновых шлейфов.

Обилие обломочного материала, а также теплый гумидный климат и пенепленизированная суша, окружавшая бассейн в ранней юре, были определяющими в его осадконакоплении. Достаточно однородное и быстрое погружение бассейна компенсировалось поступлением большого количества кластики, благодаря чему выдвижение шельфовой зоны в сторону глубоководья не происходило, и расположение ландшафтных зон в бассейне практически не менялось. На рубеже аалена и байоса на территории Кавказа произошла смена геодинамического режима, и регион стал развиваться как активная континентальная окраина (Панов, Стафеев, Юцис, 1999; Ломизе, Панов, 2001;

Панов, 2004; и др.).

Преобразование пассивной континентальной окраины в активную произошло достаточно быстро – в течение 3 млн лет (Панов, 2000; Ломизе, Панов, 2001; Панов, 2003, 2004). Время преобразования сопровождалось поднятием ближайшей к океану части континентальной окраины (Ломизе, Панов, 2001). При этом на шельфе Кавказского бассейна наблюдался почти повсеместный перерыв в осадконакоплении, не зафиксированный в более глубоководных участках. Почти полное замыкание бассейна Большого Кавказа произошло в начале байоса с существенным поперечным сокращением, складчатостью и надвигами южной вергентности, а также паузой магматической активности, и сменой источников сноса (Ломизе, Панов, 2001, 2002; Панов, 2004, Панов, Ломизе, 2007). Надвигание северного борта на комплексы осевой части бассейна и формирование сложных складчато-чешуйчатых структур происходили в обстановке сильного сжатия с прогревом утолщенной коры (Ломизе, Панов, 2001, 2002; Буякайте и др., 2003; Панов, 2004). Вовлеченные в надвигание осадочные толщи были подвергнуты складчатым деформациям и интенсивным постседиментационным преобразованиям. В результате произошло резкое увеличение степени литификации в осадочных толщах, накопившихся к этому времени в бассейне и подвергшихся деформациям. Не вовлеченные в складчатые деформации осадки шельфовой зоны северного обрамления бассейна характеризуются более низким уровнем максимального преобразования и стадийностью литогенеза погружения.

2.4. Выводы Анализ обстановок седиментации и постседиментационного преобразования осадков в изученных объектах пассивных континентальных окраин позволяет сделать следующие выводы. Установлены общие закономерности и определенные отличия накопления и транспортировки огромного количества обломочного материала в морских бассейнах Чукотки и Большого Кавказа. В Чукотском бассейне шельфовая зона увеличивалась и проградировала в глубоководные участки, в Кавказском бассейне положение шельфовой зоны практически не менялось.

По составу породообразующих компонентов песчаники Западной Чукотки относятся к грауваккам, но различаются по содержанию матрикса. Наиболее высокое его содержание отмечается в отложениях нижнего-среднего триаса.

Песчаники северного обрамления бассейна Б. Кавказа также относятся к грауваккам.

Аркозовый состав отмечается в песчаниках южного обрамления, а вулканокластические песчаники характерны байос-батских отложений закавказского типа разреза. Смена геодинамического режима пассивной окраины на активную отчетливо фиксируется в появлении нового островодужного вулканогенного источника сноса в Закавказском типе разреза в байосское время, и установлена по появлению вулканокластических граувакк. В Северокавказском типе разреза следы вулканизма фиксируются по увеличению мафической составляющей в аргиллитах. Кроме того, в обоих изученных бассейнах снизу вверх по разрезу в минеральном составе песчаников появляются продукты размыва все более метаморфизованного материала (обломки гранито-гнейсов в триасовых отложениях Чукотки, минералы высокометаморфических пород в ааленских отложениях северного обрамления Большого Кавказа).

Постседиментационная литогенетическая зональность в изученных объектах была сформирована в два этапа. На первом этапе процесс протекал как литогенез погружения, а на втором произошло увеличение степени преобразования в связи с вовлечением осадочных толщ в деформации, сопровождавшие тектоническую перестройку в регионе.

Глава 3. Литогенез отложений активной континентальной окраины.

3.1. Типы и осадочные комплексы активных окраин.

В разделе кратко описаны типы активных континентальных окраин, дана характеристика осадочных комплексов, которые слагают андийский и западнотихоокеанский типы окраин. Рассмотрены факторы, оказывающие влияние на осадконакопление на активных континентальных окраинах, приведен обзор литературных данных, полученных при изучении конусов выноса, а также по типовым минералогическим составам песчаников для разного типа конусов.

Также как и для пассивных континентальных окраин история осадконакопления рассмотрена на примере двух регионов, развивавшихся в режиме активной континентальной окраины (обрамление Пенжинской губы в меловое время и территория Ильпинского п-ва в палеогеновое), проведено их комплексное литологическое изучение.

3.2. Вулканогенно-осадочные меловые отложения обрамления Пенжинской Губы.

Полный разрез нижнемеловых отложений обрамления Пенжинской Губы (Айнынского террейна) установлен на Маметчинском п-ве (от мыса Водопадный до середины п-ва), на м.Мамет, а также в бассейнах рек Большой Упупкин и Таловка (мялекасынская, тылакрыльская и кармаливаямская свиты) (Геосинклинальный литогенез, 1987; Соколов, 1992). На п-ве Елистратова разрез нижнемеловых отложений представлен отдельными фрагментами в бухте Горных Кузнецов, где установлены мялекасынская и тылакрыльская свиты. Верхнемеловые отложения протягиваются непрерывной полосой на восточном побережье Пенжинской Губы от Маметчинского п-ва на юге до мыса Валижген на севере, а также в северо-восточной части п-ва Елистратова (Копорулин, 1992).

Строение осадочных комплексов и обстановки осадконакопления. Стратиграфия меловых отложений региона основана на разнообразных представительных находках фауны разной степени сохранности (Пергамент, 1960; Похиалайнен, 1970, 1994; Иванов, Похиалайнен, 1973; Захаров и др., 1996 и др.).

Нижнемеловые отложения представлены осадочными и туфогенно-осадочными породами свит мялекасынской (берриас-валанжин), тылакрыльской (готерив), и айнынской серией (баррем-альб). На п-ове Елистратова нижняя часть берриас-валанжинских отложений со стратиграфическим контактом залегает на породах дайкового комплекса офиолитовой ассоциации или же с тектоническим контактом на породах серпентинитового меланжа (Соколов и др., 1999). В основании разреза расположены плохо стратифицированные, грубообломочные полимиктовые образования, часто с подводно-оползневыми горизонтами, в которых чередуются песчаники и алевро-аргиллиты, конгломераты и гравелиты.

Тылакрыльской свите готерива свойственно ритмичное чередование вулканомиктовых конгломератов, гравелитов, песчаников и алевролитов, с горизонтами туфов и пестроцветных туфопесчаников, с редкими линзовидными прослоями известковых пород.

Кармаливаямская свита представлена чередованием дистальных турбидитов, контуритов с фоновыми отложениями алевроаргиллитов. Отложения тихореченской и кедровской свит не изучались. Общая мощность нижнемеловых отложений на п-ве Маметчинский более 4 тыс.

м. На п-ве Елистратова они нарушены разломами и разрез не полный.

Вышележащий комплекс верхнего мела альбско-сенонского возраста залегает на нижележащих породах с резким размывом и угловым несогласием. Возраст основания разреза базальных слоев по данным М.А. Пергамента (1974), датируется сантоном, по данным В.П. Похиалайнена – поздним альбом-сеноманом (Похиалайнен, 1970). Преобладают песчаники и алевролиты при подчиненном развитии конгломератов и гравелитов.

Встречаются также горизонты туфов и пласты каменного угля или углистых алевролитов мощностью от нескольких десятков сантиметров до 3-5 м (Геосинклинальный литогенез, 1987; Копорулин, 1992 и др.).

Накопление терригенных и вулкано-терригенных толщ в раннем мелу происходило в преддуговом бассейне на континентальном склоне и на его подножье (Соколов и др., 1999;

Тучкова и др., 1999, 2001). В конце раннего мела (в альбе) осадки стали накапливаться в более мелководных морских условиях, что было связано с обмелением бассейна в результате роста аккреционной структуры и причленения Куюльского террейна. Осадконакопление развивалось в пределах шельфовой зоны или аллювиальной равнины. Во время регрессий относительно мелководное море превращалось в систему опресненных заливов и лагун или аллювиально-озерную низменность. На прибрежных равнинах возле гор отмечены угленосные осадки (Копорулин, 1992).

Минеральный состав песчаников. По минеральному составу в нижнемеловых песчаниках установлено несколько минеральных ассоциаций, накопление которых обусловлено влиянием различных источников сноса. Идентичность минерального состава нижнемеловых пород, распространенных на п-вах Елистратова и Маметчинском, как в целом, так и по отдельным компонентам, позволяет предположить общие для них источники сноса в течение раннемелового времени. Состав песчаников нижнего мела представлен граувакками разного состава. В берриас-валанжинское время осуществлялся размыв гранитно-метаморфических комплексов, в готеривское время осадконакопление характеризуется усилением роли вулканического источника - интенсивно размывались породы вулканической дуги. Разрез вышележащих отложений баррем-среднеальбского возраста (кармаливаямская, тихореченская, кедровская свиты) на территории Маметчинского п-ва представлен редкими разрозненными выходами, представительность которых недостаточна для их корректного сопоставления с другими частями мелового разреза. Однако полученные результаты исследований позволяют предположить, что эти отложения от песчаников тылакрыльской свиты отличаются, но несущественно.

В верхнемеловых песчаниках установлены два типа граувакк (Копорулин, 1992).

Первый тип характеризуется низким содержанием кварца (5-10%), повышенным содержанием обломков пород основных и средних эффузивов, среди полевых шпатов определен основной олигоклаз-андезин. На п-ве Елистратова эта группа песчаников приурочена к базальным горизонтам маметчинской свиты (Копорулин, 1992). На восточном побережье Пенжинской Губы, в обнажениях от Маметчинского побережья до мыса Конгломератовый песчаники этой группы слагают отложения сеномана, турона, коньяка и сантона, а на мысах Конгломератовый и Валижген – отложения веселовской свиты и нижнебыстринской подсвиты (Копорулин, 1992). Второй тип граувак характеризуется повышенным содержанием кварца (до 28%), а среди полевых шпатов (до 55%) преобладают кислые олигоклазы. В составе обломков пород отмечается высокое содержание гранитоидов, кислых эффузивов и метаморфических пород. Песчаники второй группы на п-ве Елистратова слагают среднюю и верхнюю части маметчинской свиты и пенжинский горизонт, датируемый поздним сеноманом - коньяком (Иванов, Похиалайнен, 1973, Копорулин, 1992).

На восточном побережье Пенжинской Губы песчаники второй группы слагают пенжинский горизонт и верхнебыстринскую подсвиту.

Химический состав песчаников и ассоциирующих с ними пород. По химическому составу изначально относительно высокое содержание SiO2 в породах мялекасынской свиты (61,3%) к концу нижнего мела существенно снижается до 55,9% в тылакрыльской, 51,7% в кармаливаямской, 52,8 в тихореченской и 56,48 – в маметчинской и быстринской свитах.

Анализ литохимического индикатора K2O/Al2O3 (Cox et al., 1995; Маслов и др., 2006) в меловых фоновых аргиллитах характеризуется чрезвычайно низкими значениями 0,03-0,11, что свидетельствует об отсутствии процессов выветривания на палеоводосборах, то есть в осадках присутствуют породы первого цикла седиментации.

Таким образом, накопление осадков в начале раннего мела происходило в глубоководном бассейне за счет размыва гранитно-метаморфических комплексов пород. С усилением вулканизма Удско-Мургальской дуги в готеривское время в бассейн стал поступать обильный вулканогенный материал. Размыв вулканитов продолжался до позднего альба – сначала пород Удско-Мургальской дуги, а потом Охотско-Чукотского вулканического пояса (ОЧВП). В позднем мелу влияние размыва вулканитов ОЧВП сохраняется, но в ассоциации с породами пояса в бассейн вновь начали поступать размываемые породы фундамента континентальной окраины. При этом сменились ландшафтные условия морского осадконакопления – верхнемеловые осадки стали накапливаться в мелководном бассейне, куда с помощью многочисленных дельтовых конусов сносился материал с континента. В этих же дельтовых системах на континенте часто формировались угленосные отложения (Похиалайнен, 1970; Копорулин, 1992).

Постседиментационные преобразования пород. Для определения характера постседиментационных преобразований вулканомиктовых песчаников обрамления Пенжинской Губы были использованы те же приемы выделения постседиментационной литогенетической зональности по ассоциациям глинистых минералов из цемента песчаников и других новообразованных минералов. В основании нижнемеловых отложений п-ва Елистратова песчаные породы изменены немного сильнее, чем одновозрастные отложения пва Маметчинского – вплоть до верхней зоны глубинного эпигенеза (Тучкова и др., 2003).

Отложения верхнего мела характеризуются неравновесным составом новообразованных минералов и низкой степенью углефикации органического вещества. В целом в меловых породах выделяются: 1. Зона развития хлорита, смектита и клиноптилолита-гейландита, которая охватывает породы раннемелового возраста и 2. Зона развития смектита, хлорита и ломонтита, развитая в отложениях верхнего мела. Обращает на себя внимание тот факт, что в верхнемеловых отложениях отмечается широкое развитие ломонтита, часто в ассоциации с корренситом (Копорулин, 1992), присутствие которых может указывать на бльшее преобразование верхнемеловых пород, чем отложений нижнего мела.

Степень углефикации органического вещества в меловых отложениях обрамления Пенжинской губы, согласно опубликованным данным (Иванов, Похиалайнен, 1973;

Копорулин, 1992), отвечает в большинстве своем низким стадиям метаморфизма. Для верхнемеловых отложений степень углефикации представлена бурыми (Б) и длиннопламенными (Д) углями – на п-ве Елистратова, длиннопламенными и газовыми (Г) – на п-ве Мамет (Иванов, Похиалайнен, 1973; Копорулин, 1992).

Анализ парагенезов глинистых минералов и структурных особенностей песчаных пород, а также степень углефикации органического вещества из меловых осадочных и осадочно-вулканогенных комплексов, развитых на п-вах Елистратова и Маметчинском, свидетельствуют о том, что породы подверглись незначительным постседиментационным литогенетическим преобразованиям, и состав глинистых минералов полностью зависит от исходного минерального состава песчаников. Например, в отложениях готерива трем типам песчаников соответствуют три ассоциации аутигенных глинистых минералов (Тучкова и др., 2003).

Помимо ассоциаций глинистых минералов цемента песчаников, важными минералами–индикаторами условий преобразования пород служат аутигенные цеолиты (Эпигенез.., 1971; Коссовская, Шутов, 1975; Петрова, 2005). В верхнемеловых морских отложениях мелководных фаций придельтовых зон наблюдается высокое содержание анальцима и ломонтита, причем последний преобладает (Копорулин, 1992). В отложениях нижнего мела в готеривских установлен анальцим, клиноптилолит, гейландит, иногда ломонтит; в барремских встречается клиноптилолит и гейландит. В берриас-валанжинских отложениях установлены только следы анальцима.

Анализ постседиментационной зональности, основанной на минеральных ассоциациях глинистых и новообразованных минералов, позволяет выделить две зоны цеолитовой фации. Для нижнемеловых отложений выделяется зона гейландитаклиноптилолита с анальцимом, смектитом и смешанослойным хлорит-смектитом. Для верхнемеловых отложений – зона ломонтита с корренситом, хлоритом и высоким содержанием смектита. Близость составов индикаторных минералов затрудняет выделение зональности. К тому же в верхнемеловых отложениях помимо цеолитов (ломонтит и анальцим), отмечается высокое содержание смектита, который не является типичным минералом ломонтитовой зоны. Тем не менее, можно утверждать, что обе зоны занимают среднее положение в схеме зональности, разработанной А.Г. Коссовской и В.Д. Шутовым (1975), и отвечают главным образом начальному эпигенезу, но имеют зональность, противоположную зональности цеолитовой фации.

Известно, что массовое развитие ломонтита проявляется в основании цеолитовой фации, если толщи испытывают погружение на глубины до 4500 м и температуры от 120о до 125оС (Коссовская, Шутов, 1975). Механизм стадийных преобразований глинистых минералов и новообразование цеолитов предполагает последовательную смену минералов от неизмененного вулканического стекла к зоне массового развития ломонтита и корренсита с постепенными переходами между цеолитовыми минералами (Iijima, Utada, 1971; Дриц, Коссовская, 1990; Петрова, 2005).

В постседиментационной зональности меловых отложений Пенжинской Губы массовое развитие ломонтита наблюдается не в наиболее погруженных нижнемеловых породах, а в перекрывающих верхнемеловых отложениях. Объяснить кажущееся противоречие можно следующим образом. Накопление нижне- и верхнемеловых отложений происходило в разных обстановках (глубоко- и мелководной соответственно) и по времени было разделено структурной перестройкой. К началу перестройки нижнемеловые отложения были преобразованы по схеме литогенеза погружения. Деформации на границе раннего и позднего мела ускорили процесс преобразования нижнемеловых отложений. В результате тектонической перестройки вдоль края Азиатского континента образовался ОхотскоЧукотский вулканогенный пояс. Тепловой поток, активный вулканизм и эксгаляционная деятельность привели к формированию цеолитов за счет повышенных температур самого осадка. Так как система морская вода–осадок весьма неустойчива, в породах верхнего мела зональность цеолитовой фации отсутствует. В результате сформировались более реакционноспособные цеолиты, а углефикация органического вещества и трансформация смектита в хлорит не произошли.

История развития. Накопление терригенных и вулканогенно-терригенных толщ на изученной территории в раннем мелу происходило в преддуговом бассейне. Осадки нижнего мела накапливались в глубоководных условиях, в пределах континентального склона или его подножия (Соколов и др., 1999; Тучкова и др., 1999, 2001). С конца раннего мела (в альбе) и в позднем мелу осадки стали накапливаться в мелководных морских и континентальных условиях в пределах шельфовой зоны или аллювиальной равнины, что было связано с обмелением бассейна в результате формирования и роста раннемеловой аккреционной структуры (Соколов и др., 1999). В позднем мелу, во время регрессий, относительно мелководное море превращалось в систему опресненных заливов и лагун или аллювиальноозерную низменность, на прибрежных равнинах возле гор отмечены угленосные осадки (Копорулин, 1992).

Для меловых отложений обрамления Пенжинской Губы характерны два типа дельтовых конусов. В раннем и позднем мелу отмечаются многочисленные некрупные конуса выноса на продолжении вулканических построек, по-видимому, не столь значительной протяженности, как в рассмотренных примерах пассивных окраин. Состав осадков в них преимущественно вулканокластический. Другой тип встречается в позднем мелу. Он представлен более крупными конусами, которые являются продолжением дельтовых систем, состав осадков в них отличается повышенным содержанием сиалического материала.

Формирование аккреционной структуры произошло быстро и завершилось уже в предпозднеальбское время (Соколов, 1992, 2003). Накопившиеся к этому времени глубоководные осадки, слабо преобразованные постседиментационными процессами, были вовлечены в общее поднятие, перемещены ближе к континенту и оказались включенными в состав новой континентальной окраины. Их постседиментационное преобразование завершилось на стадии глубинного катагенеза и обусловлено деформациями при вхождении этих отложений в аккреционную структуру. Вновь образованная покровно-складчатая структура была перекрыта верхнемеловыми постаккреционными отложениями, которые накапливались уже в зоне шельфа и преддугового прогиба ОЧВП. Формирование их постседиментационной зональности обусловлено палеогеографическими условиями мелководного морского бассейна, в которые попали нестойкие минералы.

3.3. Вулканогенно-осадочные отложения палеогена Ильпинского полуострова Осадочные комплексы Ильпинского п-ва обнажающиеся в его южной части являются одним из опорных разрезов на юге Корякского нагорья (Чехович, 1989; Коваленко, 1992;

Коваленко, Ремизова, 1997; Геосинклинальный литогенез, 1987; Коваленко, 2003).

Структуры полуострова на современных геологических схемах выделяются в виде протяженных зон, история развития которых тесно связана с историей развития Ачайваямской и Говенской островных дуг (Чехович, 1989; Коваленко, 1992; Коваленко, Ремизова, 1997; Геосинклинальный литогенез, 1987; Коваленко, 2003; Константиновская, 2003).

Нижняя часть разреза представлена вулканогенно-осадочным комплексом кампандатского возраста (Чехович, 2003; Коваленко, 2003; Маркевич и др., 2006). Средняя часть (палеоцен-эоцен) сложена флишевым комплексом с мощными пачками турбидитовых песчаников, разделенных горизонтами алевролитов, гравелитов, туфов и микститов, Верхнюю часть разреза занимает моласса, состоящая из песчаников, алевролитов, гравелитов, конгломератов, глинистых пород, туфов и углей. Несогласия отмечаются в основании палеоцена и среднем миоцене (Гладенков и др., 1988; Коваленко, 2003; Соловьев, 2008 и др.).

В настоящей работе рассмотрены отложения флишевой толщи, охватывающие палеоцен-эоценовый интервал накопления турбидитовых песчаников, объединенных в ильпинскую серию, распространенную на п-вах Ильпинском, Говена и вдоль северного обрамления прогиба. Максимальная мощность серии вскрывается в береговых обнажениях Ильпинского п-ва.

Строение осадочных комплексов и обстановки осадконакопления. Отложения флишоидного комплекса с размывом и несогласием залегают на вулканогенных образованиях верхнего мела, в низах разреза отмечается пачка конгломератов (Богданов и др., 1982). Нижняя часть комплекса представлена преимущественно ритмичным переслаиванием песчаников, аргиллитов, алевролитов, туфопесчаников. Количество прослоев песчаников постепенно убывает вверх по разрезу. Выше расположена пачка преобладающих аргиллитов с мергельными и известняковыми конкрециями. Общая мощность свиты на юге Ильпинского п-ва составляет около 1500 м (Богданов и др., 1982;

Гладенков и др., 1988).

Минеральный состав песчаников. Песчаники флишевой толщи составляют 50-80% мощности разреза, достаточно однообразны и по минеральному составу относятся к полевошпатовым и кварц-полевошпатовым грауваккам (по классификации В.Д.Шутова, 1972). Породы сложены почти исключительно вулканогенной группой песчаников – продуктами разрушения вулканических островодужных построек и содержат вулканический материал синхронный осадконакоплению. В целом вверх по разрезу увеличивается содержание кварца и обломков пород и возрастает значение продуктов разрушения осадочных комплексов, подстилающих турбидиты.

В составе тяжелой фракции изученные песчаники имеют ярко выраженный фемический состав с довольно однообразным комплексом фемических малоустойчивых минералов, среди которых преобладает моноклинный, реже ромбический пироксен, количество которого составляет от 50% до 88 %. Доля ассоциации фемических минералов не опускается в ней ниже 95%, но часто бывает еще больше. Остальные минералы представлены эпидотом (первые проценты, но может достигать 46 %), апатитом (не более 3,6%). Кроме того, присутствуют единичные (до 1%) кристаллы роговой обманки, магнетита, хромита, периклаза. Редко присутствуют рутил, анатаз, ильменит, гранат, циркон и сфен (Геосинклинальный литогенез, 1987; Маркевич, Малиновский, 2006; Маркевич, Малиновский, Тучкова, 2006).

Химический состав песчано-алевритовых и ассоциирующих с ними пород характеризуется неглубокой химической переработкой обломочного материала. Содержание SiO2 составляет от 54 до 63%, на диаграмме (Na2O+K2O) – SiO2 данные химического состава песчаников и алевролитов формируют компактное поле. На диаграммах Бхатия (Bhatia, 1986) средние химические составы песчаников главным образом занимают положение активных континентальных окраин. Литохимический индикатор K2O/Al2O3, который используется для выяснения степени рециклированния тонкозернистого терригенного материала – фоновых аргиллитов (Cox et al., 1995; Маслов и др., 2006), характеризуется значениями 0,14-0,18, что свидетельствует о незрелости глинистых пород и низком содержании рециклированного материала в составе тонких фракций.

Постседиментационные преобразования пород. В разрезах Ильпинского п-ва выделено три зоны преобразования пород (Маркевич, Чудаев, 1979, 1981, 1983). 1. Зона развития хлорита, корренситоподобного минерала и смектита (монтмориллонита), наблюдается в нижней части флишевой толщи южного окончания Ильпинского п-ва. 2. Зона развития группы корренситоподобных минералов отмечается в средней части флишевой толщи. В цементе песчаников этой зоны наиболее распространенным минералом является корренситоподобный смешанослойный минерал. 3. Зона собственно смектита и смешанослойного сапонит-хлоритового минерала развита в верхней части флишевой толщи.

В отличие от нижней части разреза, где доминирует триоктаэдрический хлорит, в зонах верхней части разреза преобладают разбухающие триоктаэдрические минералы. Также как и в вулканогенно-осадочных отложениях Пенжинской Губы, в породах Ильпинского п-ва повсеместно встречаются гейландит (клиноптилолит) и ломонтит – цеолитовые минералы, формирующиеся за счет разложения вулканического стекла основного – среднего состава.

Гейландит характерен для самой верхней части разреза, ломонтит развит по всему нижележащему разрезу флишевой толщи.

Степень углефикации органического вещества в палеогеновых отложениях Ильпинского п-ва к основанию разреза увеличивается. Согласно опубликованным данным (Баженова, Кореньков, 1974) в нижней части разреза метаморфизм органического вещества отвечает коксовым углям, средняя часть – газовожирным и газовым, а верхняя часть соответствует длиннопламенным углям.

Минеральные преобразования, свойственные породам палеогеновой флишевой толщи, соответствуют ломонтитовой зоне цеолитовой фации, о чем свидетельствует широкое развитие смектита и корренситоподобного минерала. Как известно, эти два минерала служат минералами-индикаторами для выделения цеолитовой фации в регионах интенсивного проявления вулканической деятельности (Коссовская, Шутов, 1976; Дриц, Коссовская, 1990, 1991). Однако стадийность преобразований нарушена, последовательность аутигенных минералов неполная. Установлен ряд сапонит–смешанослойный неупорядоченный–корренсит–хлорит, в котором не встречен смешанослойный минерал с преобладанием смектитовых пакетов. В целом, сверху вниз по разрезу наблюдается последовательная смена неустойчивых аутигенных минералов на более устойчивые, то есть наблюдается литогенетическая зональность погружения. Обилие в составе осадков андезибазальтовой вулканокластики провоцирует формирование цеолитовых минералов, которые также проявляют зональность сверху вниз по разрезу.

Анализ парагенезов новообразованных минералов, вторичных структурных особенностей песчаных пород, метаморфизма углей, а также существенное влияние исходного вещества пород на формирование аутигенных минералов, позволяют сделать вывод, что при преобразовании этих отложений температурный режим прогрева флишевой толщи Ильпинского п-ва составлял в верхней зоне 40-60оС, в средней зоне 85-90оС, а в нижней зоне достигал 120-125оС. Уровень постседиментационных преобразований флишевой толщи палеогена незначителен и отвечает начальным стадиям или цеолитовой фации эпигенеза (в понимании Коссовской, Шутова, 1976).

Наблюдается нарушение последовательной зональности литогенеза погружения, в результате чего в толще наблюдается неполная стадийность формирования аутигенных глинистых минералов в цементе песчаников. Вероятно, это было связано со сменой тектонического режима и проявления деформаций после накопления турбидитов, что отразилось в составе флюидных растворов, циркулирующих внутри флишевой толщи. Со временем возросли концентрации FeO и MgO, за счет которых был сформирован стабильный хлорит в нижней зоне и корренситоподобный минерал в средней.

История развития. Формирование палеоцен-эоценовых флишевых отложений тесно связано с развитием Говенской островной дуги, в тектонической истории которой выделяются два этапа (Малиновский, 1991; Цуканов, 1991; Константиновская, 1992, 20Чамов, 1996). В рассматриваемом флишевом бассейне в относительно глубоководных условиях накапливались вулкано-терригенные осадки с остатками бентосной фауны, относимой к теплолюбивым комплексам (Гладенков и др., 1988; Волобуева и др., 1994;

Маркевич, Малиновский, 2006; Маркевич и др., 2006). Основным источником сноса служила Говенская островная дуга, поставлявшая в близлежащие бассейны вулканиты и вулканокластические отложения. Размыв островодужных комплексов приносил огромное количество фемического материала. Конуса выноса имели небольшую протяженность и являются продолжением вулканических построек.

В эоценовое время начались интенсивные горообразовательные движения, приведшие к обмелению Ильпинского бассейна и смене морских глубоководных обстановок осадконакопления на более мелководные и континентальные.

3.4. Выводы Анализ обстановок седиментации и преобразования осадочных пород изученных объектов активных континентальных окраин, позволяют сделать следующие выводы. Осадки являются отложениями первого цикла седиментации, и формируются главным образом за счет разрушения островодужных комплексов. В составе отложений снизу вверх по разрезу отражаются изменения характера вулканизма в островной дуге. По минеральному составу песчаники изученных отложений относятся к вулканокластическим грауваккам, в которых количество вулканокластики меняется по разрезу в зависимости от активности островной дуги. В периоды прекращения извержений усиливается снос с континента, что отмечается в составе минералов тяжелой фракции и породообразующих.

Постседиментационная литогенетическая зональность характеризуется невысоким преобразованием изученных отложений. Ассоциации аутигенных минералов обнаруживают зависимость от первичного состава песчаников, однако последовательная смена неустойчивых всё более устойчивыми минералами, как правило, нарушается в связи с вовлечением осадочных толщ в деформации. Как и на пассивных континентальных окраинах, формирование постседиментационной литогенетической зональности могло происходить в два этапа. Вместе с тем, соотношения этапов, смена и нарушение стадийности имеют здесь более сложную зависимость.

Глава 4. Закономерности литогенеза при различных геодинамических режимах В главе проведено сравнение основных параметров осадочных комплексов, позволяющих восстанавливать условия седиментации и постседиментационного развития изученных бассейнов двух пассивных и двух активных континентальных окраин. Кроме того, на примере Кавказского бассейна охарактеризованы особенности терригенной седиментации при смене геодинамического режима пассивной окраины на активную. В истории развития изученных бассейнов на фоне региональных особенностей обнаружены черты сходства, которые могут рассматриваться как общие закономерности.

4.1. Пассивные континентальные окраины.

Осадочные комплексы и обстановки осадконакопления. Рассмотренные в работе объекты пассивных континентальных окраин по своему структурному положению принадлежат разным складчатым поясам – триасовые комплексы Западной Чукотки относятся к арктическому поясу, а нижне-среднеюрские комплексы Б.Кавказа к Средиземноморскому поясу. Для обоих бассейнов характерно терригенное осадконакопление, связанное с выносом со стороны близлежащего континента огромного количества кластического материала.

Терригенные отложения представлены чередованием пород всех гранулометрических спектров разной степени ритмичности. Количество обломочного материала в бассейне контролировалось крупными реками с большим водосбором. Для Чукотского триасового бассейна предполагается существование одной крупной дельтовой системы, для Кавказского – две. Кроме того, в тоар-ааленское время на южном борту Кавказского бассейна уверенно реконструируются многочисленные песчаные конуса выноса склоновых шлейфов.

Дельтовые системы в обоих бассейнах различны. В Чукотском отчетливо фиксируется формирование разреза регрессивного типа, что указывает на продвижение фронта дельты. В Кавказском бассейне дельтовая система незначительно меняет свое положение на шельфе, и вокруг заболачивающихся участков дельты формируются угленосные отложения.

На продолжении дельтовых систем в обоих изученных бассейнах установлены подводные конуса выноса. Они крупные и протяженные, иногда сопровождаются седиментационными ловушками на континентальном склоне, что подтверждается минеральным составом более глубоководных отложений. Количество лопастей и их разветвленность так же, как и мощность дельтовой системы, зависит от интенсивности поступления обломочного материала.

Несмотря на общие черты осадконакопления, установлены определенные различия в эволюции бассейнов. В Кавказском осадочном бассейне на протяжении ранней и средней юры (около 25 млн лет) положение ландшафтных зон северного континентального обрамления бассейна практически не менялось. В Западно-Чукотском бассейне в триасе (более 30 млн лет) происходила постепенная проградация шельфовой зоны. В результате шельфовые фации перекрывали более глубоководные осадки, и шельфовая зона постепенно смещалась в южном направлении (в современных координатах). Осадконакопление обеспечивало аккрецию континентального края.

Минеральный состав песчаников. Для выяснения и сравнения характера обстановок осадконакопления была использована широко известная классификационная диаграмма В.П.

Нечаева и др., построенная по ассоциациям минералов тяжелой фракции (Нечаев и др., 1989). Для обоих изученных бассейнов на этой диаграмме обстановки осадконакопления относятся к области пассивных континентальных окраин.

На основании изменения минерального состава песчаников Чукотки установлено, что для главным источником сноса служили комплексы метаморфических пород от низко– до высокометаморфизованных в разные этапы триасовой седиментации (глава 2). Для синемюр ааленских песчаников Большого Кавказа источники сноса различаются для разных ландшафтных зон этого крупного бассейна. Для северного обрамления бассейна источником сноса служила крупная питающая провинция, конкретный состав которой определить достаточно трудно из-за большого водосбора и смешивания обломочного материала из разных источников, однако и здесь отмечается повышение уровня метаморфизма в источнике (глава 3). Состав обломочного материала представлен устойчивыми ассоциациями и практически не менялся в течение синемюр-ааленского времени. Аркозовые песчаники характерены для южного обрамления бассейна, состав обломочного материала которого также не менялся в синемюр-ааленское время, и представлен неустойчивыми ассоциациями минералов тяжелой фракции.

С указанными данными хорошо согласуется генетическая дискриминантная диаграмма источников сноса У. Диккинсона (Dickinson, 1980; рис.1). На основании этой диаграммы, для песчаников триаса Чукотского бассейна источником сноса главным образом служили комплексы орогенной области, а для нижне-среднетриасовых помимо этого, отмечаются магматические породы. Состав источников питания Кавказского бассейна для песчаников осевого трога, южного и северного бортов также представлен комплексами пород орогенной области, для восточной части северного борта – комплексами пород континентальных блоков.

Рис. 1. Дискриминантная диаграмма, отражающая состав песчаников и типы их источников питания (Dickinson, 1985). а) средние составы песчаников триаса Анюйского террейна, цифры отражают этапы седиментации в палеобассейне для 1 – раннего-среднего триаса, 2 – карния, 3 – нория. б) средние составы песчаников юры Большого Кавказа, цифра 1 отражает синемюрско-ааленский этап седиментации в бассейне, в котором ЮББ – южный борт кавказского бассейна, СББ – северный борт кавказского бассейна, ОТ – осевой трог.

Аббревиатуры даны в соответствии с данными Д.И.Панова (2004, 2007).

Для уточнения состава пород в источниках сноса, были проанализированы некоторые породообразующие минералы в песчаниках. В этом смысле наиболее информативными являются кристаллохимические характеристики обломочных слюд (Cipriani, 1971;

Кориковский, 1995; Willner et al., 2001). Для триасовых песчаников Чукотки в источниках сноса на основании состава обломочных мусковитов предполагаются граниты или метаморфические породы низкого давления. Кристаллохимические характеристики обломочных биотитов позволяют предполагать источником сноса для них гранитные или гнейсовые породы. При этом на основании изменения содержания Na компонента в обломочных слюдах можно утверждать, что уровень метаморфизма пород источника увеличивается к позднему триасу, что хорошо коррелируется с данными по минеральному составу песчаников. Для тоар-ааленских песчаников Большого Кавказа по составу обломочных биотитов устанавливаются гнейсовые породы и кристаллические сланцы или диориты (?)в источнике сноса.

Химический состав песчаников и ассоциирующих с ними пород. На основании диаграмм, определяющих обстановки осадконакопления и построенных по главным химическим элементам (Bhatia, 1989), триасовые породы Чукотки относятся главным образом к пассивной континентальной окраине, за исключением некоторых образцов нижнего-среднего триаса, которые принадлежат полю активной окраины. Что касается Кавказского бассейна, то практически все нижнеюрские песчаники относятся к пассивной континентальной окраине. В отличие от этих данных, на диаграмме (Roser, Korsch, 1986, рис.

2) химические составы песчаников в координатах K2O/Na2O – SiO2, указывают на неоднозначную интерпретацию – песчаники в одинаковой мере принадлежат полям активной и пассивной континентальной окраины.

Рис. 2. Поля тектонических провинций осадконакопления, диаграмма по (Roser, Korsch, 1986).

а) песчаники Западной Чукотки, ромбы – нижнего среднего триаса, квадраты – карнийского яруса, треугольники – норийского яруса; б) песчаники нижней-средней юры Большого Кавказа, ромбы – синемюр-нижнеплинсбахского возраста, квадраты – позднеплинсбахско-ааленского, треугольники байос-батского яруса.

Для проверки интерпретации геодинамических обстановок изученных бассейнов были привлечены данные по фоновым отложениям (Maynard et al., 1982). На диаграмме, построенной по соотношениям SiO2/Al2O3 – K2O/Na2O в современных глубоководных илах, накапливавшихся в разных геодинамических обстановках, химические анализы аргиллитов Чукотки и Большого Кавказа намного превышают средние составы илов пассивных окраин по соотношению K2O/Na2O, и не обнаруживают приуроченности к тому или иному геодинамическому типу.

Для оценки степени рециклирования тонкозернистого терригенного материала был использован литохимический индикатор K2O/Al2O3. Аргиллиты и глинистые сланцы обоих изученных бассейнов характеризуются значениями в пределах 0,09-0,21 (0.2), что указывает на присутствие в их составе высокой доли рециклированного материала.

Интересные выводы получены на основании анализа индекса СIA (химический индекс выветривания). Для песчаников Чукотки наблюдается увеличение уровня выветривания на протяжении триаса, хотя тренд не соответствует идеальному. Для песчаников Кавказа в течение синемюр-ааленского времени наблюдается уменьшение уровня выветривания источников сноса, и тренд выветривания имеет противоположное идеальному направление.

Представляется возможным объяснить эти различия ландшафтно-климатическими особенностями в питающих провинциях. В одном случае для триасовых отложений Чукотки породы питающей провинции подвергались постоянному выветриванию и эоловому воздействию. В другом – для морских отложений Большого Кавказа в средней юре в питающих провинциях происходили структурные перестройки, которые обновляли источники сноса.

Постседиментационные преобразования. Терригенные породы, накопившиеся к началу деформаций в разных ландшафтных зонах континентальных окраин, были литифицированы за счет накопления больших мощностей осадков, и в них сохранялись признаки первичных структур. При деформациях осадки были вовлечены в складчатость и надвиги, в результате участки, в которых происходили наиболее интенсивные разнонаправленные деформации, оказались максимально преобразованы – до стадии метагенеза (Большой Кавказ) или даже нижних ступеней метаморфизма (Западная Чукотка).

Следовательно, для изученных складчатых областей основным фактором, влияющим на преобразования пород пассивных окраин, являются деформации. Максимальному изменению и в Западно-Чукотском и в Большекавказском бассейне оказались подвержены толщи, накопившиеся на континентальном склоне, которые при коллизии формируют горноскладчатые сооружения. Важно подчеркнуть, что выделенные зоны преобразований терригенных пород секут стратиграфические границы и не зависят от мощности слагающих их толщ.

Изучение составов глинистых минералов цемента песчаников, по ассоциациям которых выделены зоны постседиментационных преобразований, показало, что их состав зависит от исходного состава пород вплоть до начального метаморфизма. Это хорошо видно на диаграмме состава глинистых минералов во фракции<0.001 цемента песчаников (рис. 3).

Для песчаников Чукотки преобладающим глинистым минералом остается слюда, для песчаников Кавказа – слюда и хлорит в разных соотношениях, хотя по минеральному составу песчаников породы формируют сходные поля на классификационных диаграммах.

Об этом же свидетельствует анализ обломочных слюд, отдельные зоны которых сохраняют первичный состав исходных пород.

Рис. 3. Состав глинистой фракции цемента песчаников (фр.<0,001мм) в осадочных комплексах:

(а) триасовых отложений Чукотки, (б) нижней и средней юры Кавказа.

Зона 1, 2, 3, 4 – зоны преобразований от низкой до высокой.

Отмечается различие составов между слюдами аутигенными и обломочными в зоне зеленосланцевого метаморфизма: в слюдах Западной Чукотки от обломочных к новообразованным наблюдается понижение алюминиевого компонента и калиевого. Существеннее различие между составами обломочных и аутигенных слюд в зоне метагенеза (зона новообразованных слюды и хлорита). Следовательно, несмотря на тенденцию выравнивания составов с повышением степени преобразований, можно считать, что глинистые минералы являются не только минералами-индикаторами постседиментационной литогенетической зональности, но и остаются минералами-свидетелями источников сноса вплоть до начального метаморфизма.

4.2. Активные континентальные окраины.

Осадочные комплексы и обстановки осадконакопления. Изученные бассейны, накопление осадков в которых происходило в режиме активной континентальной окраины, расположены в Тихоокеанском складчатом поясе (обрамление Пенжинской Губы и Ильпинский п-ов), и в Средиземноморском поясе (байос-батские отложения Кавказа). Для изученных бассейнов Тихоокеанского пояса главной составляющей разреза являются вулканогенно-осадочные и вулканогенные отложения, которые представлены чередованием пород разной степени ритмичности и размерности от глинистой до конгломератов. Для Кавказского региона, помимо подобных отложений, отмечается появление рифовых построек в средней юре на шельфе северного обрамления бассейна. Количество кластики в бассейне контролировалось интенсивностью деятельности островной дуги. Осадочный материал формировался как за счет размыва сформировавшихся в островной дуге вулканитов, так и за счет синхронных извержений. В бассейн осадконакопления кластика приносилась мелкими и иногда временными водотоками, а также при помощи пеплопадов при наземных извержениях, или сносилась автокинетически с вулканических построек.

Конуса выноса для изученных активных континентальных окраин представлены многочисленными песчаными конусами, являющимися продолжением речных дельт или продолжением вулканических построек. Дельтовые системы часто угленосны (Кизильштейн, 1962; Мокринский, 1965; Похиалайнен, 1970; Копорулин, 1992; Баланчивадзе, 1994, 2005).

Вулканогенно-осадочная седиментация продолжается на фоне и в течение островодужного вулканизма. С началом деформаций в регионе начинают размываться комплексы, подстилающие островодужные образования, и комплексы древних пород близлежащей суши.

Минеральный состав песчаников. Типы обстановок седиментации, установленные на диаграммах состава минералов тяжелой фракции (Nechaev et all., 1986) различны для изученных бассейнов. Поле фигуративных точек для меловых отложений Пенжинской Губы относится к вулканическим областям, окраинным морям и глубоководным котловинам Тихого океана, палеогеновые отложения Ильпинского п-ва соответствуют активным континентальным окраинам, тогда как байос-батские отложения Большого Кавказа относятся как к пассивным, так и к активным окраинам.

В тоже время изучение минерального состава пород показало, что осадки во всех рассмотренных бассейнах накапливались за счет размыва островодужного материала и формировали толщи первого цикла седиментации.

На классификационных диаграммах (Dickinson, 1980, рис. 4) в байос-батских отложениях Кавказа в разрезе южного склона преобладал обломочный материал из размывавшихся пород континентального блока, а для разреза северного склона как источник сноса отмечается рециклированный ороген. В отложениях разреза Закавказского типа доминирует осадочный материал из островных дуг.

Рис. 4. Дискриминантная диаграмма, отражающая состав породообразующих компонентов песчаников и типы их источников питания (Dickinson, 1985): а) средние составы меловых вулканокластических песчаников триаса Айнынского террейна и его перекрывающих комплексов, цифры обозначены отложения:

1 – берриас-валанжина, 2 – готерива, 3 – баррем-альба, 4 – верхнего мела. б) средние составы вулканокластических палеогеновых песчаников Ильпинского п-ва. в) средние составы песчаников байос-бата Большого Кавказа, в котором СС – разрез северного склона, ЮС – разрез южного склона, ЗТ – закавказский тип разреза (аббревиатуры даны в соответствии с данными Д.И.Панова, 2004, 2007).

Для меловых вулканогенно-осадочных отложений Пенжинской Губы и палеогеновых Ильпинского п-ва показано, что источником сноса служили островные дуги. Исходя из классификационных полей этой диаграммы для нижнемеловых отложений Пенжинской Губы наблюдается направленная эволюция – от переходной дуги к нерасчлененной, а для верхнемеловых отмечается смещение вновь к полю переходной дуги. Источником обломочного материала для флишевых песчаников Ильпинского п-ва служила островная дуга (рис. 4).

Такой вывод для объектов Тихоокеанского пояса подтверждается химическим составом обломочных пироксенов из пород Пенжинской Губы и Ильпинского п-ва. По составу проанализированные пироксены представлены диопсидом и авгитом, а их происхождение, определенное на дискриминационных диаграммах, подтверждает островодужную природу этих минералов, и, соответственно источника сноса (Тучкова и др., 2003; Малиновский и др., 2006).

Химический состав песчаников и ассоциирующих с ними пород. Определение обстановок осадконакопления по главным химическим элементам произведено на диаграммах Бхатия (Bhatia, 1986). Данные химического состава нижне-верхнемеловых песчаников Пенжинской Губы занимают положение, приближенное к полю активных континентальных окраин, однако наблюдается некоторый разброс данных. Данные химического состава палеогеновых песчаников Ильпинского п-ва занимают положение активных континентальных окраин.

На диаграмме соотношения K2O/Na2O – SiO2 (Roser, Korsch, 1986) анализ данных химического состава изученных песчаников однозначны, относятся к полю островной дуги или активной континентальной окраины и приблизительно одинаковы для всех проанализированных пород (рис. 5). Для байос-батских песчаников Большого Кавказа см.

рис. 2.

Рис. 5. Поля тектонических провинций осадконакопления, диаграмма по (Roser, Korsch, 1986).

Данные химических анализов песчаников: а - обрамления Пенжинской Губы мелового возраста, б - Ильпинского п-ва палеогенового возраста.

Интерпретация геодинамической обстановки по составу фоновых аргиллитов также как и для пассивных континентальных окраин, невозможна из-за высокого соотношения K2O/Na2O в изученных породах.

Для фоновых аргиллитов литохимический индикатор K2O/Al2O3 (Cox et al., 1995;

Маслов и др., 2003) характеризуется низкими значениями, что свидетельствует о незрелости глинистых пород и об отсутствии рециклированного материала в составе тонких фракций, т.е. аргиллиты являются отложениями первого цикла седиментации. Однако при сравнении этого параметра между собой, оказывается, что индекс K2O/Al2O3 в разрезе Ильпинского п-ва (Олюторском террейне) выше, чем в меловых отложениях Айнынского террейна.

Следовательно, в разрезе Ильпинского флиша породы еще менее зрелые, чем в Айнынском террейне, что указывает на то, что источник сноса был расположен гораздо ближе к области осадконакопления.

Тренд индекса химического выветривания (CIA) подтверждает данные о типах источника питания, отраженные на рис. 4. Он свидетельствует о низком уровне выветривания в области питающих провинций отложений Пенжинской Губы и Ильпинского п-ва. Сравнение этих диаграмм позволяет предположить, что для нижнемеловых песчаников Пенжинской Губы свежесть обломочного материала возрастает к концу нижнего мела, то есть близкая синхронная вулканическая деятельность продолжается. В позднем мелу наблюдается усиление процессов выветривания, что свидетельствует о вероятно большем расстоянии до источника сноса и о затухании вулканической деятельности близкорасположенной островной дуги или окраинно-континентального вулканического пояса. Для палеогеновых флишевых толщ Ильпинского п-ва индекс химического выветривания соответствует индексу готеривских отложений Пенжинской Губы, что указывает на также близко расположенный синхронный вулканический источник сноса.

Палеогеографические условия были похожими – в обоих бассейнах был достаточно теплый климат, в Пенжинском бассейне на прилегающей суше произрастала разнообразная растительность, и накапливались угленосные отложения. Ильпинский флиш накапливался в условиях теплого и даже жаркого климата, но леса произрастали в некотором удалении от береговой линии.

Для изученных байос-батских отложений активной континентальной окраины Кавказа анализ индекса CIA свидетельствует о низком уровне выветривания в питающей провинции, тренд выветривания на графике отсутствует, так как данные формируют компактное поле в точке основания идеального тренда.

Постседиментационные преобразования. При постседиментационных изменениях вулканокластических пород, основными факторами, влияющими на преобразования пород активных окраин, являются исходный состав обломочного материала, характер и время проявления деформаций в регионе. Осадочные породы, накопившиеся в разных ландшафтных зонах бассейна к началу деформаций или структурных перестроек, оказываются литифицированы как за счет большой мощности осадков в зонах повышенных температур вблизи вулканических построек, так и за счет чрезвычайно реакционноспособного осадочного материала. При этом уровень преобразований и состав новообразованных минералов полностью зависит от исходного состава слагающих осадки пород, что хорошо иллюстрируется на примере отложений готерива Пенжинской Губы. В составе готеривских отложений трем индивидуальным минералогическим типам песчаников соответствуют три ассоциации аутигенных глинистых минералов. Это также хорошо видно на диаграмме состава глинистых минералов цемента песчаников (рис. 6).

Рис. 6. Состав глинистой фракции (фр.<0,001 мм) цемента песчаников в вулканогенноосадочных комплексах:

а)меловых отложений обрамления Пенжинской Губы, б) палеогеновых отложений Ильпинского п-ва.

Зона 1, 2, 3 – зоны преобразований от низкой до высокой.

Для меловых песчаников обрамления Пенжинской Губы установлена поликомпонентная ассоциация, в которой присутствуют хлорит, смектит, смешанослойные минералы в разных соотношениях. Для палеогеновых песчаников Ильпинского п-ва в составе глинистых минералов доминирует триоктаэдрический смектит и смешанослойные политипы смектит-хлорит, остальные минералы находятся в подчиненном количестве.

4.3. Факторы, влияющие на литогенез континентальных окраин разного типа В исследованиях, посвященных выяснению главенствующих факторов, контролирующих осадконакопление и постседиментационные преобразования осадочных пород, выделяются следующие: тектоника, климат, обстановки осадконакопления, минеральный состав пород, термодинамические условия, флюидный режим (Рухин, 1947;

Страхов, 1963; Коссовская, Шутов, 1976; Шутов, 1978; Симанович, 1978; Шванов, 1984, 1987; Япаскурт, 1992, 2003, 2004, 2005; Stonecipher et al., 1984; Morad et al., 2000; Лисицын, 2001; Левитан, 1998, 2007; Mansurbeg, 2007 и др.). Эти факторы к тому же усложняются более мелкими взаимосвязанными компонентами, включающими состав поровых вод, фациальные условия и другие. Подводя итоги проведенным исследованиям, кратко остановимся на главных.

Тектоника. Тектонический, а точнее, геодинамический фактор является главенствующим при влиянии на литогенез. Во второй и третьей главах подробно освещено влияние тектонической обстановки на осадконакопление и постседиментационные преобразования отложений. Показано, что постседиментационные преобразования в деформированных и недеформированных отложениях протекают по- разному. В первом случае по сценарию литогенеза погружения при относительном равенстве литостатического и флюидного давлений. Во втором случае при деформациях литостатическое давление становится значительно больше флюидного, что способствует декарбонатизации и дегидратации, и ускоряет процесс литификации осадочных пород вплоть до метаморфизма.

В связи с вышесказанным, существование двух типов постседиментационных преобразований (литогенеза погружения и литогенеза орогенного) в складчатых областях вполне объяснимо. Длительное развитие пассивных окраин с накоплением огромных масс обломочного материала приводит лишь к уплотнению и незначительному уменьшению порового пространства в песчаниках. Процесс литогенеза погружения протекает медленно, и при отсутствии деформаций или стресса может продолжаться десятки и сотни млн лет.

Нарастание степени преобразования осадочной породы при орогенном литогенезе обусловлено стрессом, складко- и надвигообразованием, повышением температур и давлений в присутствии флюидов, вызывающих быструю и интенсивную переработку минеральных и структурных парагенезов.

Известно, что время проявления деформаций значительно короче периода накопления осадков. Корреляция основных тектонических событий в Тихоокеанском полушарии показала, что этапы длительного тектонического развития прерывались кратковременными эпохами тектонических деформаций и структурных перестроек (Соколов, 1992, 2003). При этом образование чешуйчато-надвиговых структур может происходить за время менее 1 млн лет (Соловьев, Шапиро, Гарвер, 2001; Soloviev et al., 2002). Как правило, именно с этими кратковременными эпохами и связано усиление постседиментационных процессов.

Следовательно, наибольшее влияние на преобразования осадочных толщ оказывают исходный состав пород и давление (стресс), которое испытывают толщи при формировании тектонических структур.

В бассейне Западной Чукотки период интенсивных деформаций, связанных с формированием складчато-надвиговой структуры Южно-Анюйской сутуры, устанавливается в конце неокома (Соколов и др., 2001; Бондаренко, Лучицкая, 2003; Бондаренко, 2004), что соответствует интервалу не более 10 млн лет (по шкале Gradschtein, 2004). В юрском бассейне Большого Кавказа этап наиболее интенсивных деформаций, связанных с преобразованием пассивной континентальной окраины в активную с существенным поперечным сокращением, складчатостью и надвигами южной вергентности, произошел в течение 3 млн лет (Панов, 2000; Ломизе, Панов, 2001; Панов, 2003, 2004).

Степень литификации нижнемеловых отложений Пенжинской Губы полностью зависит от исходного минерального состава осадочных пород, их преобразование завершилось на стадии глубинного катагенеза, и обусловлено деформациями при вовлечении этих отложений в аккреционную структуру. Для перекрывающих отложений верхнего мела формирование новообразованных минералов обусловлено условиями мелководного бассейна и прогревом осадочных толщ за счет продуктов вулканических извержений.

Совершенно другой сценарий формирования постседиментационной литогенетической зональности прослежен в палеогеновых отложениях Ильпинского п-ва. В них прослеживается неполная последовательность преобразований глинистых минералов. В ряде стадийного изменения смектит-хлорит отсутствует политип с преобладанием смектитовых пакетов, а в нижней части толщи устанавливается стабильный хлорит.

Вероятно, неполная стадийность изменения минералов глин обусловлена прекращением литогенеза погружения в связи со сменой флюидного режима.

Климат. Во всех исследованиях, посвященных строению пассивных континентальных окраин, предполагается, что климат является важным фактором, влияющим на осадконакопление и постседиментационные преобразования. Характер осадконакопления в изученных бассейнах пассивных окраин практически одинаков, хотя располагались они в разных климатических зонах, и уровень выветривания пород питающей провинции был разным. В связи с этим, вероятно, в случаях бассейнов пассивных окраин с терригенной седиментацией, климатический фактор не является определяющим, хотя и оказывает влияние на осадконакопление. Для всех изученных объектов активных континентальных окраин установлен одинаковый теплый и влажный климат, поэтому проследить влияние климатической зональности не представляется возможным.

Влияние климата на постседиментационные преобразования отложений пассивных и активных континентальных окраин незначительны.

Обстановки осадконакопления. Различие в минеральном составе песчаников в разных ландшафтных зонах и в разных фациях зависит от близости источника сноса, скорости осадконакопления, количества поступающего в бассейн обломочного материала, гидродинамических условий и пр. В изученных объектах пассивных окраин доминирует терригенное осадконакопление, в активных – вулкано-терригенные. И в том и в другом случае в бассейнах реконструированы разные ландшафтные зоны. В работе показано, что каждый из перечисленных выше признаков может оказаться главенствующим при накоплении осадков на пассивных или активных континентальных окраинах.

При постседиментационных преобразованиях на пассивных континентальных окраинах наибольшим преобразованиям оказались подвержены отложения континентальных склонов. На активных окраинах уровень преобразований от ландшафтной зоны зависит в меньшей степени, хотя, безусловно, фациальные обстановки влияют на изменения пород.

Минеральный состав песчаников определяется источником сноса, устойчивостью обломочного материала, длительностью его транспортировки, климатической зональностью, фациальными условиями и рядом других факторов, соотношение интенсивности влияния которых является решающим в разных геодинамических обстановках. Состав песчаников определяется условиями и обстановками осадконакопления, и является ведущим фактором в начальных стадиях постседиментационных преобразований. Важной характеристикой является также наличие или отсутствие глинистого цемента. Песчаники, в составе которых присутствует большое количество исходного глинистого цемента, обладают бльшим набором глинистых минералов и легче подвержены преобразованиям, чем песчаники, отмытые от глинистой примеси (Граувакки, 1972; Шутов, 1975).

В песчаниках изученных пассивных континентальных окраин состав глинистого компонента различен, хотя в обоих случаях они относятся к грауваккам и на классификационных диаграммах формируют почти одинаковые поля. В вулканокластических песчаниках активных континентальных окраин определяющее значение имеет состав исходного материала, который контролирует постседиментационный процесс.

P-T условия. В рассмотренных бассейнах эти параметры достаточно постоянны и не оказывают существенного влияния на седиментацию. Вместе с тем термодинамические условия являются важной характеристикой при постседиментационных преобразованиях.

Чем более высокие температуры и давления испытали породы, тем интенсивнее их постседиментационные преобразования.

В осадочных толщах наблюдаются новообразованные структуры и аутигенные минералы, парагенетические ассоциации которых указывают пределы Р-Т условий их формирования. На примере изученных объектов пассивных окраин показано, что при одинаковом температурном воздействии уровень преобразований осадочных комплексов может меняться из-за разного давления. При формировании складчатых зон изученных активных континентальных окраин при более-менее одинаковых невысоких Р-Т условиях могут формироваться разные ассоциации аутигенных минералов, т.к. в этом случае определяющим фактором оказывается исходный состав пород.

Флюидный режим. Существует тесная связь между геодинамическим режимом и количеством флюидов, содержащихся в земной коре – степень насыщенности ими тем выше, чем динамичнее геоструктура (Соколов, Холодов, 1993; Чамов, Курносов, 2001; Киссин, 2006; Kyser, 2007). В связи с этим флюидные системы областей складчатости и тектономагматической активизации наиболее флюидонасыщенны.

Основным фактором, влияющим на разнообразие проявлений флюидных систем, являются деформационные процессы, поэтому влияние флюидов на процесс седиментации в бассейнах осадконакопления незначительно.

При постседиментационных изменениях в изученных объектах пассивных окраин влияние флюидов сказывается в появлении регенерационного цемента, структур растворения и кварцевых жил и прожилков, пронизывающих песчаники. В некоторых случаях, при интенсивных деформациях, кварцевые жилы будинированы и смяты в складки, что указывает на интенсивную разгрузку флюидных растворов на начальных стадиях преобразования пород. На объектах активных континентальных окраин влияние флюидов наиболее заметно при формировании ассоциаций новообразованных минералов, появлению цеолитов разного состава в массе и по отдельным компонентам породы. Перераспределение флюидов в породе выражается в появлении узких регенерационных кайм вокруг обломочных зерен.

Заключение В результате комплексных литологических исследований были установлены характер и условия накопления и последующих преобразований терригенных и вулканогенноосадочных комплексов складчатых областей, что позволило определить общие закономерности и особенности развития осадочных бассейнов пассивных и активных континентальных окраин. В работе обсуждается влияние различных факторов на формирование горных пород.

Осадконакопление на пассивных континентальных окраинах определяется количеством обломочного материала, приносимого в бассейн с близлежащей суши речной системой с большим водосбором. На активных континентальных окраинах осадконакопление зависит от состава и близости положения островодужной системы, поставляющей вулканокластику в осадочный бассейн, а также интенсивности её вулканической деятельности. Кроме того, на активных окраинах седиментация протекает в условиях мобильных структур и накопление осадков часто прерывается тектоническими деформациями и структурными перестройками.

Состав песчаников на пассивных окраинах представлен устойчивыми ассоциациями минералов и характеризуется смешением нескольких источников сноса, некоторые из которых восстанавливаются только по реликтам исходных структур обломков пород.

Влияние палеогеографических условий прилегающей суши и уровень выветривания в области питающей провинции на осадконакопление в бассейне не является определяющими.

На активных окраинах состав песчаников представлен неустойчивыми, преимущественно фемическими ассоциациями минералов и позволяет проследить смену и последовательность синхронных осадконакоплению извержений. В преддуговом Пенжинском бассейне по составу песчаников установлено два источника сноса. При этом вулканический источник периодически подавлял поступление терригенного материала. Состав турбидитов Ильпинского бассейна указывает на единый вулканогенно-осадочный тип седиментации с преобладающим островодужным источником сноса.

Установлено два этапа формирования постседиментационной зональности и определены их особенности для осадочных комплексов пассивных и активных окраин.

Литогенез погружения происходит на начальном этапе в недеформированных породах, заполняющих осадочный бассейн. Орогенный литогенез начинается с момента проявления первых тектонических деформаций, которые в дальнейшем вызывают прекращение осадконакопления и формирование складчатых структур. Важнейшими факторами, определяющими особенности постседиментационных процессов, являются характер перераспределения растворенного вещества, флюидный режим, стресс и зоны разгрузки деформаций. Наиболее преобразованные осадочные породы наблюдаются в зонах сочленения и взаимодействия различных тектонических структур. Границы постседиментационной литогенетической зональности не зависят от мощности отложений и их положения в осадочном бассейне.

На примере Б.Кавказа показано, что при переходе от пассивного к активному геодинамическому режиму происходит появление новых источников сноса, за счет чего меняется минеральный состав песчаников и изменение ареала их распространения.

Структурная перестройка усиливает уровень изменений накопившихся к этому времени отложений, вовлеченных в деформации, и постседиментационные преобразования могут достигать метаморфизма. В отложениях, которые не подверглись деформациям, продолжается литогенез погружения.

При обработке фактического материала использовались наиболее популярные дискриминантные диаграммы. Сравнение и анализ полученных результатов в комплексе с другими геологическими данными накладывает определенные ограничения на применение этих диаграмм. Нередко подсчеты минерального и химического состава песчаных пород могут привести к неоднозначным интерпретациям. Например, для песчаников нижнегосреднего триаса Чукотки по диаграммам реконструируется островодужная обстановка, хотя по геологическим данным известно существование типичной пассивной окраины с локально развитым рифтогенным вулканизмом. Показано, что для корректировки микроскопических и химических данных необходимы дополнительные исследования с целью выявления природы источников сноса по составу отдельных породообразующих компонентов.

Список основных публикаций автора по теме диссертации Статьи в монографиях 1. Markevich P.V., Malinovsky A.I., Tuchkova M.I., Sokolov S.D. and Grigoriev V.N. The use of heavy minerals in determining the provenance and tectonic evolution of Mesozoic and Cenozoic sedimentary basins in the continent-Pacific Ocean transition zone: examples from Sikhote-Alin and Koryak-Kamchatka Regions (Russian Far-East) and Western Pacific. Editors Mange M.A.

and Wright D.T. // Developments in sedimentology. Heavy Minerals in Use. Amsterdam:

Elsevier. 2007. P. 789-822.

2. Тучкова М.И. Литология нижне-среднеюрских отложений Большого Кавказа (осадконакопление, минеральный состав, вторичные преобразования) – палеогеографические и геодинамические следствия // Глава 4 в монографии Большой Кавказ в альпийскую эпоху, ред. Ю.Г. Леонов. М.: ГЕОС. 2007. С. 141-214.

3. Tuchkova M. I., Sokolov S.D. and Kravchenko-Berezhnoy I. R. Provenance analysis and tectonic setting of the Triassic clastic deposits in western Chukotka, northeast Russia // Submitted to Parfenov Memorial Volume, David B. Stone, Editor in Chief (in press).

Статьи 4. Коссовская А.Г., Тучкова М. И. К проблеме минералого-петрохимической классификации и генезиса песчаных пород // Литология и полезные ископаемые. 1988.

№ 2. С. 8-24.

5. Тучкова М.И., Макаров Ю.В. Осадконакопление в ранне-среднеюрском осадочном бассейне Большого Кавказа // Флиш и флишоидные комплексы в различных зонах земной коры (формации и геоминералогия). М.: ГИН РАН. 1994. С. 80-90.

6. Тучкова М.И. Эпигенетическая зональность в нижне-среднеюрских отложениях Центрального Кавказа // Литология и полезные ископаемые. 1998. № 3. С. 280-291.

7. Тучкова М.И. Ранне-среднеюрский осадочный бассейн Большого Кавказа:

осадконакопление и история развития // Строение и история развития платформ и подвижных поясов Евразии. М.: Изд. МГГА. 2000. С. 67-69.

8. Бондаренко Г.Е., Соловьев А.В., Тучкова М.И., Гарвер Дж.И., Подгорный И.И. Первые результаты трекового датирования детритовых цирконов из мезозойских флишевых отложений Южно-Анюйской сутуры (Западная Чукотка, Северо-Восток Азии) // Доклады РАН. 2002. Т.387. № 5. С. 662-667.

9. Бондаренко Г.Е., Соловьев А.В., Тучкова М.И., Гарвер Дж.Г., Подгорный И.И. Возраст детритовых цирконов в песчаниках верхнемезозойского флиша Южно-Анюйской сутуры (Западная Чукотка) // Литология и полезные ископаемые. 2003. № 2. С. 192-208.

10. Тучкова М.И., Крылов К.А., Григорьев В.Н., Маркевич П.В. Особенности раннемеловой седиментации в Пенжинском преддуговом бассейне // Тихоокеанская геология. 2003.

№ 3. С. 93-106.

11. Тучкова М.И., Маркевич П.В., Крылов К.А., Копорулин В.И., Григорьев В.Н.

Минералого-петрографический состав и геодинамические условия накопления меловых отложений Пенжинской Губы // Литология и полезные ископаемые. 2003. №3. С. 237-250.

12. Тучкова М.И., Брагин Н.Ю., Крылов К.А. Ассоциации глинистых минералов в составе триас-нижнемеловых отложений Дальнегорского опорного разреза (южный СихотэАлинь) // Литология и полезные ископаемые. 2004. № 2. С. 185-199.

13. Тучкова М.И., Карпова Г.В., Покровская Е.В. Ассоциации аутигенных глинистых минералов и их распространение в песчаниках нижней-средней юры Большого Кавказа // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2004. Т. 79. Вып. 3. С. 53-66.

14. Соколов С.Д., Бондаренко Г.Е., Тучкова М.И., Лейер П., Тектоническая позиция и происхождение вуланогенно-осадочных образований Полярнинского поднятия (ЮжноАнюйская сутура, Западная Чукотка) // Доклады РАН. 2006. Т. 410. № 6. С. 784-788.

15. Miller E., Toro J., Gehrels G., Amato J., Prokopiev A., Tuchkova M., Akinin V., Dumitru T., Moore T., Embry A. and Cecile M. New Insights into Arctic Paleogeography and Tectonics from U-Pb Detrital Zircon Geochronology // Tectonics. 2006. V.25. TC3013, doi 10/1029/2005TC001830.

16. Малиновский А.И., Маркевич П.В., Тучкова М.И. Тяжелые обломочные минералы терригенных пород как индикаторы геодинамических обстановок в палеобассейнах орогенных областей востока Азии // Вестник КРАУНЦ. Науки о земле. 2006. № 2. Вып. 8.

С. 97-111.

17. Tuchkova M. I., Bondarenko G.E., Miller E.L., and Katkov S., Triassic terrigeneous deposits of Western Chukotka: sedimentation, mineral composition, deformation (NE Russia). In Stone D.B., Origin of Northeastern Russia: Paleomagnetism, Geology and Tectonic, Geophysical Institute Report UAG-R-330. 2006. University of Alaska, Fairbanks, AK (CD).

18. Тучкова М.И., Бондаренко Г.Е., Буякайте М.И., Головин Д.И., Галускина И.О., Покровская Е.В. Структурно-литологические и геохронологические индикаторы деформаций Чукотского микроконтинента // Геотектоника. 2007. № 5. С. 76-96.

19. Тучкова М.И., Морозов О.Л., Катков С.М. Нижне-среднетриасовые отложения р.

Энмынвеем (Западная Чукотка) // Литология и полезные ископаемые. 2007. № 5. С. 486502.

20. Симанович И.М., Тучкова М.И. Постседиментационный литогенез: терминология // Новое в региональной геологии России и ближнего зарубежья. Материалы совещания.

М.: 2008. С. 74-77.

21. Тучкова М.И., Морозов О.Л., Акименко Г.И., Катков С.М. Результаты литологических исследований опорного разреза нижне-среднетриасовых отложений (Западная Чукотка) // Доклады РАН. 2008. Т. 418. № 3. С. 366-371.

22. Тучкова М.И., Симанович И.М. Классификация песчаников и типы полимиктовых песчаных пород // Литология и геология горючих ископаемых: Межвуз. Науч. Темат. Сб., редколл: Алексеев В.П. (отв. ред.) и др. Екатеринбург: Изд-во Уральского Гос. Горного Ун-та. 2008. Вып. II (18). С. 86-96.




© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.