Хмелевський В. О.
Особливості стадіального аналізу літогенезу

Катагенез або епігенез. Катагенетичні перетворення осадової породи

Після завершення діагенезу (у тому випадку, якщо сформована з осаду порода не була піднятою у зону гіпергенезу, а продовжувала занурюватися углиб стратисфери) починається наступна стадія літогенезу, яку одні дослідники називають епігенезом, або регіональним епігенезом, а інші – катагенезом. На нашу думку, катагенез є ліпшим терміном, перш за все, тому що слово “епігенез” геологи-розвідники гідротермально-метасоматичних рудопроявів давно використовують для позначення накладених, вторинних біляжильних або білярудних змін у будь-якій породі. Його застосування у стадіальній термінології може спричинити небажане змішування різних понять.

Утворення початкового катагенезу багато в чому успадковані від діагенетичних, проте вони їх продовжують на якісно іншій основі. Як уже зазначено, біогенно-хімічні процеси втрачають попереднє значення, поступаючись суто хімічним. Активізуються процеси трансформацій, а також корозії мінералів у поєднанні з великою кількістю новоутворень. Колоїдна фаза або розкристалізовується, або розчиняється. І, як наслідок, активізуються зміни початкових структур породи. Цьому сприяють наявні у порових проміжках водні розчини та газові флюїди, а також суттєво підсилювана дія глибинного теплового потоку та тиску розміщених вище товщ на породу, що занурюється. Як відомо, підвищення температури всього на 10 °С прискорює хімічну реакцію майже вдвічі. А нерівномірно розподілений усередині пласта тиск на одних ділянках сприяє сильній активізації реакції розчинення мінералів (у точках багаторазово підвищеного тиску – там, наприклад, де стикаються та вклинюються один в одного два уламкові піщані зерна), а на інших – привнесенню та концентрації цієї розчинної речовини (у цьому випадку – всередині між зернових порових проміжків, які орієнтовані перпендикулярно до вектора тиску). Це досить відомий принцип Рікке – принцип диференціації речовини, який найяскравіше виявляється на початкових етапах метагенезу (у процесі формування кліважу) та під час метаморфізму порід. Однак такі самі за суттю процеси виникають на початку катагенетичної стадії, тільки тоді вони менш помітні. Спостерігати їхні наслідки можна і порівняно неважко навіть за допомогою звичайного поляризаційного мікроскопа.

Крім описаних вище, ще суттєвіші перерозподіли речовин реалізуються завдяки міжпластовим міграціям газоводних флюїдів. На важливу роль гідрохімічних умов під час катагенезу осадових порід звертав увагу В. Холодов (1982, 1983). Він, наприклад, описав теоретичну модель (підкріплену спостереженнями постседиментаційних перетворень у потужних товщах відкладів кайнозою та мезозою) специфічного катагенезу в басейнах породоутворення, які особливо швидко занурюються, – так званого катагенезу елізійного типу (від лат. elisio – виштовхування, опущення).

Суть цього явища полягає в тому, що під час ущільнення порід глинисті пачки слугують своєрідними “компресорами” – з них відтискаються флюїди в сусідні пласти порівняно пористих порід (піщаних, вапнякових) або у зони змішувачів розривних порушень. Відтискається не тільки вода, що просочує глину. Водні розчини виділяються також у процесі трансформацій глинистих мінералів та ін. Зокрема, на глибинах майже 3-4 км важливу роль відіграє дегідратація глинистих порід унаслідок трансформації смектитів через змішаношаруваті утворення в гідрослюду. Значна кількість води, яка в цьому разі виділяється, привносить у пластиколектори розчинений кремнезем (його залишок зумовлений тією ж трансформацією) та інші компоненти, з яких можуть кристалізуватись у міжзернових проміжках піщаних порід кварц та деякі інші аутигенні мінерали.

Важливе значення має також міграція вуглекисло-сірководневих вод (унаслідок перебудови молекулярного складу органічної речовини, що включена в глини). Відтік вуглекислого газу по ослаблених зонах тут же приводить до кристалізації аутигенних карбонатів пізніших генерацій порівняно з карбонатами діагенетичними.

Поряд з елізійними виділяють також інші гідрохімічні типи катагенезу:

  • інфільтраційний,
  • гравітаційно-розсільний та
  • змішані.

Особливо наголосимо, що катагенетичні перетворення осадової породи – це результат сукупного прояву великої кількості різних за генетичною природою глибинних та екзогенних процесів. Кожний з них не обов’язково є синхронним з рештою. Він може прямо чи непрямо впливати на характер і активність прояву інших процесів і водночас сам зазнавати їхнього впливу. Усі вони взаємопов’язані та взаємозумовлені в межах єдиної стадії породоутворення. Окрім термобаричних та гідрохімічних умов катагенезу, дуже багато залежить від початкового мінерального складу осаду, від його первісних структурно-текстурних особливостей (які визначені конкретними умовами седиментації), від кількості та компонентного складу розсіяної в осаді органічної речовини та від тектонічного режиму в конкретному осадовому басейні.

Багатофакторність цієї стадії досить утруднює розробку простих і чітких критеріїв для визначення меж і моментів її початку та завершення. Проте є загальні ознаки, які дають змогу виявляти цю стадію літогенезу і навіть розчленовувати її на дрібніші підстадії, або градації, незважаючи на деяку “розмитість” її меж.

Спочатку розглянемо, на підставі яких критеріїв можна визначити поняття про цю стадію. Перше і найширше визначення її дав А. Ферсман у 1922 р. Учений катагенезом називав усю сукупність перетворення породи після того, як вона стала відокремленою від водного басейну новим шаром осаду, і аж до того моменту, коли вона стала поверхнею материка, тобто виявилася на межі з атмосферою (у цьому разі виключали процеси, пов’язані з дією високої температури та тиску, тобто всю область контактового та глибинного метаморфізму).

Н. Логвиненко та Л. Орлова (1987) навели конкретні параметри катагенетичної стадії. Дещо перефразовуючи та уточнюючи їхнє формулювання, можна сказати, що катагенезом називають стадію зміни речовинного складу та структури осадових відкладів у стратисфері за підвищених тиску (діапазон від 10 до 200 МПа) і температур (від 25 до 200 °С (± 25 °С), за наявності та активної участі підземних вод та (або) порових розчинів. Додатково наголошено, що “ці зміни ще не сильні, так що породи не втрачають свого осадового вигляду, і цю стадію можна називати стадією існування осадових порід”.

До цього висловлювання треба ставитися обережно, оскільки воно може призвести до помилкової думки, применшуючи уявлення про реальні масштаби катагенетичних перетворень. По-перше, насправді відомі приклади докорінних змін складу і структури породи під час катагенезу (наприклад, 100 % доломітизація вапняку з повною втратою ним усіх первинних ознак). По-друге, такі великі зміни речовинного складу осаду (наприклад, повна трансформація всіх його глинистих компонентів) можуть, навпаки, на перший погляд здатися малосуттєвими тільки тому, що збереглися слабко спотвореними седиментогенними структурами. Фразу “зміни ще не сильні” треба сприймати у прямому значенні тільки стосовно порівнянь катагенетичних утворень з глибоко метаморфізованими. Якщо ж відхилитися від зіставлення з метаморфізмом, то перетворення цієї стадії літогенезу потрібно визнати досить суттєвими.

Насправді речовинний склад породи, що зазнала катагенезу, зазвичай, є не зовсім таким, як у вихідного осаду. Враження про слабку зміненість речовини, яка проходить через стадію катагенезу, виникає завдяки тому, що седиментогенні структури перетворюються не так контрастно, щоб помітно макроскопічно змінити гранулометричні параметри осаду: піщаному осаду відповідатимуть пісковики тих же гранулометричних класів, алевритовому – алевроліти тощо. Однак якщо уважно придивлятися до будови перерахованих порід на рівні оптичної мікроскопії, то неважко помітити перекручення вихідних розмірів та форм у частини кластичних зерен, а іноді навіть у більшості з них. Це корозійні заглиблення та регенераційні нарости. Вони можуть створити уявлення про гіршу обкатаність уламкових частинок порівняно з тією, яка була їм властива насправді. Деякі частинки виглядають дещо дрібнішими, а інші – більшими, ніж справжні розміри.

У шліфі такі перекручення можуть здаватися несуттєвими. Та насправді це не так. Розрахунки, виконані А. Копелійовичем (1965), дали змогу виявити, що, наприклад, у кварцовому пісковику зменшення поперечних розмірів зерна, що простежується у шліфі, лише на 5, 10 і 20 % відповідає розчиненню 14,2, 27,1 і 48,8 % від його початкового об’єму. У перерахунку на об’єми потужних пластів породи це може дати величезну кількість ремобілізованого SiO2. Те саме стосується й інших речовин та мінералів. А за допомогою сканувального електронного мікроскопа в літологічних дослідженнях вдалося виявити не менш суттєві перетворення і в глинистих, і в інших породах з пелітовими структурами.

Отже, катагенетичні перетворення породи (особливо на ранніх етапах катагенезу), які мають дещо замаскований характер, з першого погляду можуть спонукати неуважного дослідника зробити помилковий висновок щодо “млявості” або статичності деметаморфічних етапів породоутворення. Про це не треба забувати в практичній роботі.

Ще необхідно завжди враховувати одну з важливих особливостей процесів катагенезу: анізотропію інтенсивностей перетворення порід, що залягають поряд у єдиній товщі. Одні з різних причин легко піддаються змінам і складу, і структури, а інші залишаються ніби “законсервованими” у своїй первісності.

Можна навести приклад анізотропії у перетвореннях вуглистої та мінеральної речовини породи, що вміщує вугілля. Давно відомо, що вугілля чутливо реагує на температурні зміни в породному басейні, тому його марочний склад є найбільш наочним параметром інтенсивності постседиментаційних перетворень. Ще у 1974 р. геологи-вуглярі, у тому числі Ю. Мазор і А. Матвєєв звернули увагу на те, що “метаморфізм” вуглистої речовини, зазвичай, сильно випереджає всі структурно-мінеральні перетворення, що відбуваються в піщано-алеврито-глинистих породах. Завдяки дослідженням проф. Г. Крашеніннікова у 1972–1977 рр. у Ленському вугільному басейні виявлено, що не в усіх тектонічних умовах можна визначати пряму корелятивну залежність між ступенем катагенезу породи і ступенем вуглефікації органічної речовини у тій же породі. Наприклад, у тектонічно активних зонах зчленування східної окраїни Сибірської платформи з Верхояно-Колимською складчастою системою мезозою часто фіксують великий розкид значень ступеня зміненості вугілля та вмісних порід. У зонах насувів (тобто інтенсивних стресових дій) перетворення піщаних порід місцями навіть випереджають ступінь вуглефікації порівняно з перетвореннями тих же відкладів у сусідніх платформних умовах. Це пояснюють тим, що аномальний тиск і гідрогеологічний режим, який змінюється під його дією, активно впливають на породи, тоді як головним чинником вуглефікації є температурні умови. Тому в самій складчастій системі, де виникали палеотемпературні аномалії, вуглефікація органічної речовини знову різко випередила темпи зміни інших порід. З урахуванням викладеного вище ми припускаємо роздільне картування зональності структурно-мінеральних перетворень різних порід та вуглистої речовини з подальшим синтезом даних, які одержані таким способом, на єдиній історико-геологічній основі.

Вище зазначено про різниці в інтенсивностях катагенетичних перетворень. Однак у чому полягає міра їхньої інтенсивності? Для вугілля вона давно визначена – це підвищення ступеня їхньої карбонатизації, зменшення вмісту летких компонентів та інші перетворення, згідно з правилом Хільта: від бурих до довгополуменевих, потім до газових, жирних, коксівних, збіднено-спікливих та ін. Для розсіяної в породі органічної речовини теж визначено конкретні параметри перетворення, що збільшуються. Вони описані в працях Н. Вассоєвича (1986) та інших літологів-нафтовиків. Для більшості порід індикаторами інтенсивності катагенезу передусім є парагенезиси аутигенних мінералів і зміни складу деяких кристалохімічних параметрів мінералів-індикаторів стадійності літогенезу.

Для полегшення кореляції катагенетичних перетворень В. Шутов, А. Косовська, Н. Логвиненко на початку 1960-х років запропонували виділяти фації регіонального епігенезу (катагенезу): угруповання порід близького хімічного складу, які мають сукупність новоутворених структурномінералогічних ознак, що виникли та існують на певних етапах постдіагенетичного розвитку порід. У таких угрупованнях, на відміну від фацій метаморфізму, мінеральні компоненти метастабільні. Наприклад, для початкових кварц-каолінітових теригенних порід, літокластів та аркозів на підстадії початкового катагенезу виділяли єдину фацію “уламкової речовини успадкованого складу”, де набір новоутворених мінералів повністю успадкований від стадії діагенезу. На підстадії глибокого (пізнього) катагенезу цим родинам порід відповідають уже зовсім інші фації: кварцкаолінітовим породам – фація “кварц-дикітова”, літокластам і аркозам – “гідрослюдисто-хлоритова”, а вулканоміктовим граувакам – “ломонтитова”.

Отже, стадію катагенезу розчленовували мінімум на дві підстадії. Для їхнього утворення характерний комплекс не універсальних відмін. Вони залежать від складу та будови конкретної осадової товщі, однак мають деякі загальні ознаки, а саме (окрім зазначеної вище заміни мінеральних фацій):

  1. перетворення всіх глин у аргіліти, що не розмочуються у воді;
  2. трансформації більшості смектитових компонентів у хлорито-гідрослюдисті або гідрослюдисті;
  3. удосконалення кристалічної структури в значної частини аутигенної гідрослюди (початок заміни політипів 1М на 2М1);
  4. масовий розвиток конформних або інкорпораційних структур гравітаційної корозії уламкових частинок у багатьох різновидах пісковиків та ін.

Ознаки глибокого катагенезу в породах з’являються поступово і не водночас у різних літотипах. Тому між утвореннями глибокого початкового та глибокого пізнього катагенезу існує перехідна зона, “розтягнута” в геологічному розрізі на багато сотень метрів. Її наявність дала підставу застосувати тричленне розділення катагенезу.

У схемах згаданих вище авторів початковий катагенез корелює зі стадією бурого вугілля, протокатагенезу органічної речовини, середній катагенез – приблизно зі стадіями довгополуменевого та газового вугілля, або з початковими градаціями мезокатагенезу (МК1 – початок МК2), пізній – з марками газового, жирного і коксівного вугілля, або з кінцевими градаціями мезокатагенезу (кінець МК2 – МК5). Однак ця кореляція чинна головно для тих тектонічних западин, які безперервно занурювалися впродовж усього їхнього існування. Для басейнів породоутворення, які зазнали тектонічних інверсій, а тим більше складчастості, вона помітно порушена.

Під час входження цієї системи у ще більш напружені термобаричні умови (глибше ізотерм 250 ± 50 °С, тиск понад 200 МПа) елізійний режим гідрохімічних процесів змінюється іншим – дифузійно-метасоматичним. У цих термобаричних умовах літогенетичні процеси стають якісно іншими. Там, де ущільнення порід практично досягло межі й система взаємопов’язаних пор зникла, починають переважати хімічні реакції між мінеральними частинками у твердому стані, зокрема активізується дифузія іонів до меж цих частинок. Відбуваються масове окварцювання або альбітизація периферійних ділянок зерен польових шпатів, повне руйнування (серицитизація, хлоритизація та ін.) теригенних біотитів. З’являються гіллясті шви гідророзривів. Виникають принципово нові структури: рекристалізаційно-грануляційного бластеза кварцу, диференціального сковзання лінзоподібних мікроблоків з міцно зцементованих уламків та косо напрямлених до їхніх країв вростків серицитоподібної гідрослюди політипу 2М1.

Скачати повну версію книжки (з малюнками, картами, схемами і таблицями) одним файлом