Хмелевський В. О.
Особливості стадіального аналізу літогенезу

Стадіальне дослідження відокремленого взірця гірської породи та шліфа

Методичні засоби стадіальних досліджень

Від часу класичних праць Л. Пустовалова (1940), Л. Рухіна (1969), М. Страхова (1960) стадіальний аналіз постійно вдосконалювали вітчизняні та зарубіжні літологи, знаходячи, окрім оптичних методів, засоби прецизійних досліджень, перш за все за допомогою рентгенографії та растрової електронної мікроскопії. Так намітилася одна з тенденцій до деталізації та поглиблення знань про зміни мінеральних компонентів. Водночас розвивалася й інша тенденція: синтезувати всі одержані дані на макрорівні породних асоціацій, якими є фації та формації.

Отже, стадіальний аналіз відбувається послідовно на різних рівнях опрацювання фактичного матеріалу: починаючи з вивчення одиничного взірця гірської породи та шліфа з нього, яке, якщо можливо, необхідно деталізувати прецизійними спостереженнями, і закінчуючи вивченням великої кількості препаратів з геологічних розрізів та синтезом одержаних даних на формаційно-палеогеографічних профілях або картах. Розглянемо конкретніше принципи роботи для кожного з таких рівнів.

Стадіальне дослідження відокремленого взірця гірської породи та шліфа

Таке дослідження у деяких випадках може надати багату інформацію про всю передісторію формування конкретних відкладів. Таку змогу ми маємо завдяки принциповій відмінності порід осадового генезису, екзогенних за природою, від порід магматичних та глибоко метаморфізованих. Глибоко метаморфізовані породи мають порівняно рівновагові співвідношення їхніх мінеральних фаз. В осадовій породі процеси постседиментаційного перетворення на будь-якій дометаморфічній стадії, зазвичай, не доходять до остаточного завершення. Корозія, рекристалізація кластогенних компонентів та формування аутигенних новоутворень відбуваються повільно, не встигаючи за темпами зміни термобаричних або гідрохімічних умов у басейні породоутворення. Унаслідок цього ніколи не досягається рівновага мінеральних фаз. А це означає, що у тій самій осадовій породі співіснують мінеральні асоціації, які породжені на різних стадіях седиментота літогенезу – накладення одних аутигенних утворень на інші. Нерідко трапляються разом як стійкі до вторинних змін седиментаційні компоненти, так і майже повністю зруйновані, трансформовані в інші мінеральні види або збережені тільки в реліктах.

Наявність у єдиній породі не остаточно зрівноважених між собою новоутворень є сприятливою для виконання стадіальних реконструкцій. Вона надає великі можливості для науково обґрунтованого міркування про поетапні зміни фізико-хімічних та термодинамічних умов упродовж усього часу існування осадової породи. Для цього спочатку треба з’ясувати ретроспективну послідовність руйнування одних мінеральних компонентів, кристалізації інших, а також змін, які відбулися з органогенними компонентами та структурно-текстурними особливостями взірця породи, який вивчають.

У цьому більшу інформацію дає петрографічне вивчення шліфа, ніж візуальні спостереження, хоч без таких спостережень не обійтися. Макро- і мікроскопічні дослідження завжди повинні бути взаємно доповнювальними, висвітлювати різні рівні організації речовини. До них можна додати і електронно-мікроскопічні дослідження, які з огляду на їхню специфічність розглянуто нижче.

Розпочнемо зі стадіальних візуальних спостережень. Наш зір дає змогу спостерігати перекручення крупнота середньомасштабних седиментогенних текстур (наприклад, біотурбування, стилолітизацію, кільця Лізеганга та ін.), макроструктур (ділянки перекристалізації), а також наявність вторинної тріщинуватості, брекчування або прожилкування. Важливим є опис співвідношення прожилків з текстурними площинами і між собою, а також внутрішньої структури прожилків. До цього аспекту досліджень підвищений інтерес виник недавно, тому що речовина прожилків відображає те гідрохімічне середовище, яке було на стадіях глибинного катагенезу або метагенезу. Мінеральний склад прожилків уточнюють мікроскопічними та аналітичними дослідженнями, однак макроскопічні спостереження дають змогу оцінити відносний час виникнення прожилків різної генерації (пізніші перетинають попередні). Крім того, дуже важливими є спостереження над зальбандами: чи є там вторинні зміни у вмісній породі. Якщо таких немає, то це означає, що відсутність біляжильних метасоматитів зумовлена однаковою температурою вмісних порід та газоводних термальних розчинів і хімічною рівновагою між ними внаслідок насичення розчинів компонентами бокових порід. Отже, у цьому випадку розчини не були ювенільними, а виникли внаслідок катагенетичних або метагенетичних перетворень речовини самих осадових порід.

Макроскопічні спостереження також можуть дати оцінну інформацію щодо часу формування конкреційних включень. У цьому розумінні дуже цінні спостереження над характером співвідношень між конкреційними тілами та площинами нашарування. Усю цю інформацію конкретизують та збагачують у ході оптичних досліджень шліфів за допомогою поляризаційного мікроскопа.

Принципи визначення послідовності розвитку постседиментаційних перетворень можна наочно проілюструвати простим прикладом. Якщо в піщаній породі основний каркас складений уламковими частинками, які нагромаджені в процесі седиментогенезу (1), а міжзернові проміжки заповнені вторинними (аутигенними) мінеральними агрегатами (2-4), ближчі до уламків мінерали сформовані раніше від тих, що містяться у більш віддалених ділянках міжзернового простору, отже, мінерал 2 виник раніше, ніж мінерал 3, а той, відповідно, більш ранній, ніж мінерал 4. З огляду на цю послідовність заповнення цементом порових комірок, які щораз більше скорочувалися, потрібно враховувати також характер контактів між аутигенними новоутвореннями. Наприклад, якщо межі між мінеральними агрегатами 2-3 або 3-4 поступові в нашому прикладі, то не виключено, що мінерал 3 сформувався з мінералу 2 або мінерал 4 – з мінералу 3 внаслідок перекристалізації, трансформації кристалічної ґратки або інших процесів. Якщо ж межі між ними різкі, то джерела речовини, необхідні для виникнення кожного з цих мінералів, мабуть, різні. Усе сказане справджується лише у випадках коломорфної, криптозернистої або ксеноморфно-гранобластової структур у мінеральних агрегатах.

Бувають також інші співвідношення. Наприклад, аутигенний мінерал, який має більшу силу кристалізації, ніж інші (5), і утворює порфіробластичні включення ізоморфної або майже ізоморфної форми, може, перебуваючи навіть біля меж з уламковими частинками, належати до пізніших виділень щодо всіх попередніх. У цьому випадку порфіробластичні включення такого мінералу бувають накладені на різні утворення, не пристосовуються до меж поділу між ними, однак перетинають ці межі. А якщо і зазначений мінерал, і більш ранні перетяті прожилком, що заповнений іншим мінеральним агрегатом, то тоді цей агрегат є найпізніший. Розглянемо складніший приклад, коли пісковик перебував у напружених термобаричних умовах глибокого катагенезу або початкового метагенезу і зазнав граничного ущільнення. У цьому випадку більшість його уламкових частинок значною мірою втрачає ознаки вихідної форми і зазнає часткового розчинення під тиском та подальшої регенерації. Структури розчинення зерен під тиском (або вторинні структури гравітаційної корозії) різні: трапляються у вигляді опукло-увігнутих контактів, що їх А. Копелійович (1965) назвав конформними, у вигляді глибоких інкорпораційних включень, або пилчастих мікростилолітових, або сутурних меж. Водночас із цими структурами навколо деяких уламків формуються облямівки або нарости регенераційного цементу, який має той самий речовинний склад, що й вихідне уламкове зерно (тобто кварцовий навколо кварцового уламка, альбітовий навколо польовошпатового, карбонатний навколо карбонатного зерна тощо).

Характерною особливістю будь-якого цементу регенерації є однакове з уламковим мінералом оптичне орієнтування регенераційної облямівки, завдяки чому під час спостереження зі схрещеними ніколями поляризаційного мікроскопа добре видно ефект одночасного “загасання” та “прояснення” уламкового зерна й облямівки, яка на ньому наростає. У цьому прикладі регенераційним цементом запечатано більш ранній плівковий цемент, яким були облямовані уламкові частинки ще до їхньої корозії та регенерації. Завдяки реліктам плівкового цементу ми маємо змогу робити висновок про ступінь обкатаності цих частинок у вихідному осаді. Отже, структури гравітаційної корозії та регенерації – це явні вторинні ознаки, які в цьому випадку суттєво перекрутили первинну седиментогенну структуру, і якщо їх не враховувати, то можна допустити велику помилку в оцінці форми й сортування теригенних частинок осаду.

Регенеровані зерна виглядають кутастими та необкатаними, а вихідні могли бути обкатаними та іншого розміру. На регенерацію бувають накладені ще пізніші утворення – вростки аутигенної серицитоподібної слюди або хлориту, які утворюють “шипувату” або “бородату” вторинну структуру. Ці вростки відрізняються від пластин теригенної слюди за формою та співвідношеннями з уламковими зернами. Пластини теригенної слюди, зазвичай, затиснуті між уламками кварцу та каркасних силікатів, деформовані й пристосовуються до їхніх контурів. А аутигенна слюда входить і в регенераційні облямівки, і в середину самих уламків, тобто вростає в них, тому вона є в цьому випадку найпізнішим утворенням. Отже, у розглянутій породі постседиментаційні перетворення відбуваються багатоетапно й інтенсивніше, ніж у породі з попереднього прикладу. Тут первісні генетичні ознаки доводиться реконструювати.

Однак не всі перекручені генетичні ознаки новоутворення можна бачити так явно й однозначно, як у наведених прикладах. Для їхнього розшифрування доводиться вивчати багато шліфів і не тільки шліфів. Наприклад, до камуфльованих новоутворень належать трансформації, які відбулися в кристалічних ґратках глинистих мінералів. Для того, щоб їх розуміти, необхідно проводити тонкі (презиційні) дослідження. Після їхнього виконання треба графічно задокументувати одержану інформацію, щоб її не втратити під час дослідження інших численних шліфів (з порід на інших рівнях розрізу) і щоб наочніше порівняти між собою одержані дані про етапи руйнування або видозмінення одних компонентів та зародження інших.

Першим важливим документом є фотографія або рисунок шліфа. Рисунок навіть ліпше, тому що на фото великі форми структури можуть затьмарити цікаві деталі. На рисунку ж деталі зображають дещо чіткіше, щоб привернути увагу саме до них. Такий суб’єктивізм дослідника цілком припустимий через те, що він не перекручує загальної картини в принципі, а привертає увагу дослідника до важливих для нього подробиць.

Однак рисунок шліфа – це лише перший крок до документування стадійності продуктів літогенезу. Далі виконують ще два види графіків:

  • схему філогенетичних мінеральних рядів у кожному окремому літотипі
  • схему еволюції цих рядів знизу вверх по геологічному розрізу в осадовій товщі, яку досліджують.

Схема філогенетичних мінеральних рядів графічно відтворює стадійні зміни головних мінеральних компонентів. На початку кожного такого ряду позначають вихідний компонент, а у кінці – продукт його перетворення. Між вихідним та кінцевим мінералами може розміщуватися ціла асоціація перехідних відмін. Її виявляють тільки в процесі масових оптичних спостережень.

Як простий приклад можна навести філогенетичний ряд теригенного біотиту, який багаторазово описаний у працях, у розрізах теригенних осадових формацій різного віку (від мезозою до пізнього докембрію). Загальною властивістю цього мінералу є його порівняно легка піддатливість постседиментаційним змінам, починаючи від ранніх етапів літогенезу. Зміни ці постійно зростають і стають тим сильнішими, чим глибше у розрізі міститься порода, аж до повного руйнування біотиту (на стадії метагенезу). У цьому разі може виникнути декілька різних філогенетичних рядів унаслідок неоднаковості геохімічних умов або будь-яких варіацій у складі вихідного мінералу. Початок одного з найпоширеніших рядів такий:

  • біотит → гідрооксиди заліза + тонкоголчастий рутил → вермикуліт → гідрослюди (діта триоктаедричні) + анатаз або брукіт.

Далі можуть намітитися два ланцюжки перетворень:

  1. триоктаедрична слюда → опал + монтморилоніт → хлорит;
  2. діоктаедрична гідрослюда через її політипні модифікації 1Мd – 1М – 2М1.

Гідрослюда поступово вдосконалює кристалічну структуру аж до виникнення мусковіту. Наприкінці такими способами біотит трансформується у мусковіт-хлоритові пакети, які зазнають облямування або переміщаються вздовж площин спайності з включеннями тонкодисперсних агрегатів мінералів – оксидів заліза та титану, а також SiO2. Залишковий кремнезем, виділений спочатку у формі опалу, може поступово трансформуватися у кристалічно-зернисті кварцові агрегати. У дещо інших умовах замість хлоритизації та гідрослюдизації біотиту відбувається його повна або часткова каолінізація. Іншими прикладами схеми філогенетичного ряду можуть бути зміни теригенних плагіоклазів:

  1. кислий плагіоклаз → гідрослюда діоктаедрична → серицит;
  2. кислий плагіоклаз → альбіт (регенераційний);
  3. середній плагіоклаз → цоїзит + альбіт + кальцієві цеоліти (продукти деанортизації) → дикіт або каолініт та інші утворення.

Усе це позначають у вигляді прямокутників або кружечків, які з’єднані стрілками. Для синтезу цих даних у межах більш-менш потужної товщі осадових порід зображають іншу схему еволюції стадіальних змін у розрізі. Для цього перераховані вище ряди мінеральних новоутворень зображають для наочності збоку від літологічних колонок. Такі побудови допоможуть помічати певну зональність постседиментаційних перетворень. Так само можна фіксувати етапність формування вторинних структур у породах. Принцип зображення простий: кожна вертикальна графа відповідає певному виду мінерального або структурного новоутворення, наявність якого поодиноко позначають тонкою вертикальною лінією (припущення про наявність – штрихуванням); у міру того, як прояви стають частішими, лінію поступово потовщують. Там, де такого об’єкта немає, лінію переривають. Тут наочно виділяються рівні стадіальних перетворень речовини.