Хмелевський В. О.
Особливості стадіального аналізу літогенезу

Метагенез. Метагенетичні перетворення осадових порід

Такого типу новоутворення, що належать (на думку багатьох вітчизняних літологів) до типоморфних ознак метагенезу або “анхізони” (як уважають закордонні дослідники), легко діагностують методами звичайної оптичної мікроскопії. Наявність таких новоутворень означає, що елізійні процеси замінювалися принципово новими. Головного значення почали набувати реакції між мінеральними компонентами в породі – дифузійно-метасоматичні, а за досить високої термальної активізації – рекристалізаційно-бластичні. Слабкопроникні блоки порід є свого роду реакторами, де відбувається дегідратація, а системи тріщин, що обмежують ці блоки, слугують колекторами, по яких транспортуються виділені флюїди. Винесення флюїдами частини розчиненого кремнезему, мабуть, зумовило масовий розвиток кварцових жилок альпійського типу. Разом з кремнеземом могли переміщуватися і рудні компоненти.

Формуються товщі масивних пісковиків, мармурів і глинистих філітоподібних сланців, у яких парагенезиси аутигенних мінералів властиві зеленосланцевому метаморфізму, проте їхня рівновага в більшості шарів усе ще метастабільна. Назву “метагенез” для такого типу перетворень порід у 1957 р. запропонували А. Косовська, В. Шутов та Н. Логвиненко. Однак цей термін досі не є загальноприйнятим та має неоднозначне змістове навантаження в різних дослідників. Зокрема, його запропонував Н. Вассоєвич (1957) як перейменування всієї стадії метаморфізму для одноманітності в системі стадіальних термінів: седиментогенез–діагенез–катагенез тощо, проте в цьому трактуванні він не набув поширення. Тоді ж М. Страхов включав у стадію метагенезу як ранній метагенез, так і катагенез, а деякі літологи (А. Копелійович, Л. Рухін, М. Каплан) узагалі не виділяли метагенез як стадію. Більшість же літологів прийняла його у трактуванні А. Косовської та ін.

М. Страхов зазначив про подвійну генетичну природу післякатагенетичних новоутворень: в осадових басейнах з початково високими термічними градієнтами, які надалі стали складчастими спорудами, існують два конвергентно подібні, проте генетично різні види метагенезу. Перший належить до ряду занурення, другий – до динамотермальної активізації.

Метагенез занурення виникає до головного етапу складчастості. Його продукти поступово, з дещо розмитою межею змінюють у низах розрізу зони глибинно-катагенетичних перетворень. Другий вид метагенезу відрізняється від першого зовсім іншою структурно-тектонічною приуроченістю – не обов’язково до низів стратиграфічного розрізу осадової товщі, однак обов’язково у формі ареалів навколо послаблених проявів зонального метаморфізму амфіболітової та зеленосланцевої стадії, які, відповідно, простежуються в зоні глибинних розломів з розсувною складовою у зміщеннях, що по них відбувалися. Час виникнення таких ареалів корелює з історико-геологічними етапами активізації тектонічного режиму в басейні породоутворення.

Саме такі (другого виду) новоутворення в породах треба зачисляти до категорії ранньометаморфічних, дотримуючись учення А. Маракушева (1988) про те, що метаморфізм відбувається за температур, які підвищені порівняно з фоновими (геотермічними) відповідних фацій глибинності. Саме занурення системи, яка закрита для відтоку флюїдів, не приводить до регіонального метаморфізму через те, що тиск порід, розміщених вище, поширюється рівномірно на тверді фази (Рs) і газовий флюїд (РF) та термодинамічно визначає систему як закриту щодо летких компонентів (Рs = РF).

Процеси метаморфізму в системі утруднені через високий парціальний тиск Н2О і С2О, який заважає дегідратації і декарбонатизації мінералів. Однак якщо виявляються тектонічні дислокації глибинного закладення, то вони збільшують проникність порід, що створює умови неоднакового тиску (Рs > РF) та сприяє утворенню вихідних флюїдних потоків підкорового походження, які стимулюють розвиток метаморфізму. Метаморфізм генетично пов’язаний з термічними аномаліями у земній корі. Виникненню флюїдних потоків можуть сприяти деструктивні дислокації в самому осадовому басейні, які перетворили басейн у складчасту систему.

Отже, для регіонального або локального накладеного метаморфізму осадових порід необхідний потужний ендогенний тепловий імпульс, який породжує різноманітні гідророзриви та інші шляхи відтоку власних (петрогенних) флюїдів, що сконцентровані в басейнах породоутворення, у напрямі зниженого тиску.

Відтік флюїдів, який стимулює метаморфогенні процеси, та механізм взаємодії флюїд–порода стали об’єктами спеціальних досліджень петрологів Б. Вуда, Дж. Уолтера, Дж. Феррі та ін. На незвичності цього підходу до проблеми наголосив А. Маракушев: розгляд метаморфізму, головно, в аспекті його фізичних ТР-параметрів, які впливають на мобілізацію летких компонентів (Н2О, С2О), що первісно містяться в породах. З підігрівом знизу вони можуть утворювати конвективні комірки (у разі невеликої глибинності) або (за великої глибини метаморфізму) надходити вверх у вигляді одноразових флюїдних потоків. За такого підходу в аналіз метаморфізму включають кількісні співвідношення породи, яка зазнає метаморфізму, та флюїдних компонентів, які містяться в ній. Це і є новизна в дослідженні ранньометаморфічних утворень, тому що петрологи, зазвичай, ці співвідношення не враховують, оскільки метаморфізм вони пов’язують з дією на породи не тільки температури та тиску, а й ювенільних флюїдів глибинного (підкорового) походження, тоді як ювенільні флюїди можуть відігравати роль тільки стимуляторів активізації власних енергетичних ресурсів осадових породних басейнів.

Розглянутий нами ряд перетворень, який безперервно посилюється (у напрямі від діагенезу до початкового метаморфізму), відображається у вигляді певної зональності мінеральних парагенетичних асоціацій, що змінюються в розрізі. Зональність найчіткіше виражена в потужних товщах теригенних порід. Класичні описи такого типу зональностей зроблені для таких відкладів: верхоянського складчастого комплексу та синхронних з ним товщ верхнього палеозою та мезозою Вілюйської синеклізи Сибірської платформи, карбону Донецького басейну, рифею, венду та нижнього палеозою Придністер’я, мезозою Північного Сходу та Далекого Сходу Росії, мезозою Західносибірської плити та ін. У кожному з названих регіонів літогенетична зональність дещо різна (у наборі конкретних аутигенних мінералів, у потужностях окремих зон та глибинах їхнього знаходження в розрізі), проте всюди чітко помічена спільність багатьох ознак, які характеризують описані вище стадії та підстадії катагенезу і метагенезу.

Однак не треба вважати, що послідовність стадійних перетворень всюди така ж чітка. У багатьох місцях вона надзвичайно ускладнена різноманітними локально накладеними процесами. Їхні продукти належать до категорії утворень регресивного епігенезу або регресивного катагенезу. Вони властиві таким різновидам басейнів породоутворення, які зазнали разом з переривчастими зануреннями інверсійних піднять або латеральних тектонічних зміщень окремих блоків. Такі нестійкі тектонічні режими впливають на зміни інфільтраційних режимів глибинних вод (у тому числі артезіанських). Проникнення в будь-яку ділянку басейну води з чужорідними для місцевого середовища гідрохімічними властивостями порушує хімічну рівновагу розчинів з мінеральною речовиною. Особливо це стосується вод, що проникають ззовні й раніше контактували з нафтовим покладом, який руйнується, унаслідок чого вони насичені розчиненою в них вуглекислотою і вуглеводнями та мають різко знижені значення рН.

Ці води сприяють активному кородуванню теригенних та аутигенних мінералів аж до виникнення зон децементованих, вторинно розпушених порід, які в разі швидкого огляду можна помилково прийняти за слабко змінені, які нібито не зазнали процесів катагенезу. Однак релікти попередніх новоутворень катагенезу занурення все ж можна побачити за допомогою стадіальних мікроскопічних спостережень.

Після етапу корозії може настати інший етап, пов’язаний з виділенням із води СО2 і підійманням її вверх по тріщинах тектонічно послаблених зон. Відсутність СО2 стимулює масову кристалізацію розчинених у воді карбонатів, що мають пізніший генезис щодо решти мінеральних компонентів та “байдужі” до початкової фаціальної належності породи, яка їх уміщує. Якщо цього не врахувати, то можна серйозно помилитися з генетичним аналізом осадової товщі.

Для проявів регресивного катагенезу, крім корозії і нової кристалізації карбонатів, на початкових етапах характерна також масова каолінізація (цьому сприяють передусім низькі значення рН). Каолініт може заміщувати внаслідок трансформацій більш ранній аутигенний хлорит, а також розвиватися по теригенних біотитах та плагіоклазах.

Зони масової вторинної каолінізації набувають пластоволінзоподібного характеру, через що їх у деяких випадках помилково приймають за поховані кори звітрювання. Для того щоб їх відрізнити, необхідно зробити детальні дослідження всього профілю та його спадковості від підстильних порід. Зональність упорядкування структур глинистих новоутворень знизу вверх по розрізу, яка властива корам, відрізняється від хаотичного зміщення різнотипних регресивно-катагенетичних змін порід. Однак, на жаль, ознаки їхньої відмінності не завжди очевидні. Критерії для їхньої діагностики треба ще вивчати.

Частіше регресивно-катагенетичні зміни накладені на всі решта у менш помітній формі – роззосереджених плямистих включень карбонатних порфіробластів. Такого вигляду утворення поширені в теригенних породах гірськоскладчастих областей (юрські поклади Кавказу, пізньопалеозойські та ранньомезозойські Верхояння та ін.). Мабуть, вони виникли на етапах блокових піднять порід, які раніше були глибоко зануреними, під час масової дегазації порово-тріщинних вод, що там містилися.

Регресивно-катагенетичні новоутворення завжди мають накладений характер, а тому належать до категорії вторинних змін. Вони відрізняються від ранньометаморфічних змін, які теж генетично пов’язують з дегазацією та дислокаціями порід, високотемпературністю і низькотемпературністю регресивно-катагенетичних процесів, що місцями поєднуються з гіпергенними процесами.

Тут виникає важлива теоретична проблема – уточнення закону про фізико-хімічну спадковість осадових порід, сформульованого Л. Пустоваловим (1940). Суть закону така: “У будьякій осадовій гірській породі, яка має сингенетичні мінерали, продовжують панувати фізико-хімічні, а отже, і геохімічні умови, які були в момент формування осадової породи, або ж, правильніше, умови, які досить наближені до них”.

Л. Пустовалов на підставі цього закону наголошував: пристосовуючись до умов навколишнього середовища, які змінюються, порода все ж таки зберігає, зазвичай, більше ознак схожості з вихідним осадом, ніж відмінностей від нього. На цьому ґрунтуються палеогеографічні побудови та всі петрохімічні реконструкції складу регіонально-метаморфізованих утворень, які на цей день практикують.

У глобальному масштабі це положення справджується для катагенетичних, і, можливо, метагенетичних перетворень, що не досягли стану повної мінеральної рівноваги в переважно занурених породних басейнах.

Однак за умов інверсійно-блокових та складчастих дислокацій і вторинних змін порід, що супроводжують їх (низькотемпературних – регресивно-катагенетичних або високотемпературних – метаморфічних), природа може внести в цей закон свої корективи.

Доведено, що регресивно-катагенетичні новоутворення афаціальні. Наприклад, вторинна карбонатизація і каолінітизація можуть бути властиві таким відкладам, у яких за умовами седиментації та діагенезу згадані мінерали були забороненими для конкретного фаціального середовища. І навпаки, добре відомі рівні вторинної декарбонатизації або вторинного розчинення та вилучення з породи седиментогенних компонентів SiO2 та ін. У таких випадках весь спектр, який характеризує ці літотипи, суттєво відрізнятиметься від початкового.

Отже, існують умови, за якими фізико-хімічна спадковість порід може бути суттєво закамуфльованою, а можливо, навіть повністю зруйнованою. Розкрити їх можна тільки завдяки засобам стадіального аналізу.

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