Хмелевський В. О.
Особливості стадіального аналізу літогенезу

Стадії літогенезу. Діагенез. Способи формування новоутворень

Назви окремих стадій літогенезу, параметри та межі між ними дослідники донині сприймають неоднозначно. Наприклад, термін “діагенез” уперше вжили у 1883-1886 рр. німецькі геологи К. Гюмбель та І. Вальтер. Використане ними слово етимологічно означає переродження, або перетворення, що дає підстави трактувати його двояко. Одні дослідники (головно зарубіжні) мають на увазі всю сукупність змін речовини від моменту седиментації до метаморфізму. У їхньому розумінні діагенез і нашому – літогенез є синонімами. Інші (переважно вітчизняні) діагенезом уважають тільки початкові етапи таких змін, які відбуваються в практично однакових із зоною осадонагромадження термобаричних умовах і приводять до перетворення осаду в осадову гірську породу.

Відповідно до визначення М. Страхова, діагенез – це стадія біохімічного та фізико-хімічного врівноваження компонентів осаду, який є, зазвичай, обводненою та нерівноважною системою, яка тою чи іншою мірою насичена органічною речовиною – живою (бактерії) та неживою. Відмінності прояву діагенезу залежно від фаціально-ландшафтних та кліматичних умов, які змінювалися, докладно описані у працях М. Страхова (1960), П. Зарицького (1985), Н. Логвиненка (1982), Л. Орлової (1987), Ж. Милло (1968) та ін.

На підставі аналізу цієї інформації можна переконатися в тому, що багатофакторність і тісний зв’язок між собою фізичних, хімічних та біологічних процесів літологу, який провадить стадіальні дослідження, треба враховувати завжди. Досі, коли йшлося про діагенез, багато геологів частіше мало на увазі головно лише фізико-механічні зміни осаду: його ущільнення та переорієнтування мінеральних частинок, що зумовлювало зменшення пористості та заміну розріджено-плинної консистенції речовини на пластичну та напівтверду. Та це тільки найпомітніші факти. Фізикомеханічні властивості можна легко описати та виміряти (наприклад, під час буріння морських свердловин). Однак зводити всю суть діагенезу тільки до них – означає спрощувати уявлення про дуже складні природні утворення.

Не можна недооцінювати біохімію та хімію діагенезу. Н. Логвиненко та Л. Орлова (1987) так писали про це: “У період діагенезу в осадах існує екосистема або декілька систем, які складаються з бактерій, грибків, червів, молюсків та низки інших організмів, які риють та занурюються у мул. Ця система постійно функціонує, унаслідок чого відбувається деструкція органічної речовини, відновлення сульфатів, нітратів в одних умовах та розкладання й окиснення в інших: утворюються СО2, СН4, Н2S, H2, NH3, у біомасі бактерій нагромаджуються білки, ліпіди, вуглеводи й інші компоненти, деякі види бактерій безпосередньо осаджують низку елементів”. Перераховані процеси певним чином позначаються на усталенні та зміні таких важливих чинників мінералоутворення, як рН, Еh, PCO2, PH2, PO2, склад та концентрація розчинів порових вод в осаді.

Новоутворення, які виникли в цьому разі, можуть формуватися такими п’ятьма способами.

  1. Трансформація мінералів – уламкових, седиментогенних або ранньодіагенетичних. Термін трансформація увів французький дослідник Ж. Милло (1968), щоб означити перетворення мінералу під впливом змінних умов навколишнього середовища, яке відбувалося зі збереженням вихідного структурного типу кристалічної ґратки, всередині якої окремі аніони або катіони заміщуються на інші, та загального балансу електричних зарядів, які врівноважуються. Уже класичними стали описи трансформацій смектитів у гідрослюду (правда, відбуваються головно нижче зони діагенезу під час катагенезу). У ході діагенезу перш за все трансформуються частинки фемічних слюд групи біотиту, які частково або повністю перетворюються у хлорит (в одних умовах) або монтморилоніт та інші глинисті мінерали (в інших умовах). До цієї ж групи процесів належать гідрослюдизація та каолінізація польових шпатів у кислих середовищах або їхня монтморилонітизація і карбонатизація в лужних середовищах. Кальцієві карбонати, взаємодіючи з Mg-вмісними розчинами, трансформуються в доломіти. Особливо цікаво, що ознаки трансформаційного генезису мінералів не завжди бувають візуально помітними, навіть за великих збільшень поляризаційного мікроскопа. Їх виявляють частіше за допомогою електронної мікроскопії.

  2. Розчинення мінералів (або, за Ф. Дж. Петтіджоном, 1981, “внутрішнє розчинення”), яке іноді супроводжується заміщенням їх новими фазами. Під час діагенезу розчиняються, зазвичай, мінерали, які не стійки до дії екзогенного середовища, передусім фемічні каркасні силікати – олівіни, піроксени та амфіболи. Явища корозії можна виявити оптичними спостереженнями. Наприклад, А. Запорожцева у 1960 р. описала в слабко змінених піщаних породах нижньокрейдової вугленосної формації на північно-східній окраїні Сибірської платформи теригенний гранат зі слідами інтенсивних корозійних заглиблень. У кислих середовищах (а їх створюють підвищені концентрації органічної речовини) розчиняються, навіть повністю, також карбонати і фосфати, у тім числі органічні скелетні рештки. Саме діагенетичним розчиненням пояснюють “палеонтологічну німоту” глинистих товщ у багатьох розрізах. У лужних умовах, навпаки, корозії та розчинення зазнають мінерали групи кремнезему.

  3. Хемогенне осадження мінералів з розчинів порових вод тісно взаємопов’язане з групою описаних вище явищ. Йому сприяє фізико-хімічна відкритість системи під час діагенезу, тобто можливість відтоку з цієї системи газоводних флюїдів. Відомо, що між флюїдною та мінеральною фазами у системі існують умови нестійкої рівноваги, порушення яких в одних випадках призводять до розчинення, а в інших – до кристалізації твердої фази. Це стосується передусім системи вуглекислота–вода–карбонати. Наприклад, добре відома оборотна реакція “твердості води”:

    Н2О + СО2↑ + СаСО3↓ ↔ Са(НСО3)2.

    У разі вилучення з системи СО2 реакція, згідно з принципом Ле-Шатальє, переміститься вліво, у бік кристалізації СаСО3 (як відомо, бікарбонат кальцію добре розчиняється, а карбонат – слабко).

    Вилученню ж СО2 сприяє будь-яке порушення суцільності осаду, у тому числі його перемішування рийними тваринами – червами, молюсками, ракоподібними (біотурбація). Те саме стосується не тільки кальциту, а й інших карбонатів, наприклад, сидериту. Унаслідок цих процесів виникають або розсіяні в породі компоненти у вигляді плівкового чи порового згусткового цементу, які частково скріплюють її кристалічно-зернисті карбонати, або їхні стяжіння у формі різних конкреційних тіл. Отже, карбонатна речовина перерозподіляється: з одних шарів вона повністю виходить, а в інших концентрується.

  4. Утворення колоїдів у процесі сорбції – колоїдів оксидів і гідрооксидів Si, Al, Fe, Mn та інших, колоїдів деяких глинистих мінералів тощо. Зазначимо, що на стадії діагенезу (особливо на початкових етапах) ці процеси кількісно мають перевагу над описаними вище.

  5. Синтез нових мінералів різнорідних колоїдних фаз, співосадження. Виникнення нового мінералу з розчинів, які живляться завдяки корозії та руйнуванню інших, нестійких до цього середовища мінералів, Ж. Милло запропонував називати новоутворенням. Прикладом можуть бути новоутворення кристалічно-зернистих цеолітів у порах деяких різновидів первісно бідних на органічну речовину піщаних осадів фацій дельт і лагун, які нагромадилися в лужних або нейтральних і водночас окисних умовах (а саме такі умови, як відомо, сприяють синтезу цеолітів за наявності у розчинах SiО2, Al2О3, катіонів Са та інших елементів). Однак треба пам’ятати, що відрізнити новоутворені та трансформовані аутигенні мінерали буває непросто.

Розглянемо далі стадії літогенезу. Уже з короткого переліку діагенетичного переродження осаду в породу виявляється, що змінюється не тільки склад і консистенція речовини, а й частково седиментогенна структура (перш за все форма поверхні, розміри кластогенних, глинистих, карбонатних зерен) і мікротекстура. Зрештою, ці структурно-текстурні зміни помітні лише досвідченому спеціалісту-літологу в ході оптичних та електронно-мікроскопічних спостережень. Порода, що пройшла через стадію діагенезу, мікроскопічно виглядає порівняно “свіжою” і не обов’язково зцементованою. Саме з огляду на такі причини нижню межу зони діагенезу дослідники визначають по-різному. Більшість вітчизняних літологів приймає її на малих глибинах під поверхнею осадів, що нагромаджуються в межах метрів або десятків метрів, максимально – 150-300 м, за М. Страховим, а в осадах океанічних глибин, за даними А. Косовської зі співавт., аж до багатьох сотень метрів. А. Ферсман у 1922 р. визначав кінцевий момент діагенезу як час накладання нового шару, петрографічно відмінного від попереднього, який відокремлював осад, підстелений ним, від безпосереднього контакту з придонною водою. Майже так само Г. Бушинський у 1954 р. оцінював нижню межу зони діагенезу. А. Копелійович (1965) звернув увагу на те, що швидкість діагенетичних перетворень різна залежно від структури та складу осадів. Він запропонував уважати перехід глинистого осаду з плинно-пластичної консистенції у напівтверду етапом закінчення діагенезу, а для піщаного осаду цей же етап умовно співвідносити з часом літифікації перекривного шару глинистих відкладів. М. Страхов та Н. Логвиненко (1959), зазначаючи про величезну роль у процесах діагенезу життєдіяльності бактерій, уважали, що однією з ознак завершення цієї стадії є зникнення живої органічної речовини. Це принципово важливий рубіж літогенезу. Однак точно виявити рівень зникнення життєдіяльності бактерій на практиці не просто.