Дискретність та імпульсність стадіальних перетворень осадових гірських порід

Положення метаморфічних ареалів у сучасній структурі ніяк не пов’язане з коливаннями потужностей вищих товщ. Поряд з цими є набагато більші площі, на яких кам’яновугільні та пермські породи в низах верхоянського комплексу не метаморфізовані – їхні перетворення нарощуються вниз по розрізу поступово і не виходять за межі зон з типоморфними ознаками раннього метагенезу. Зазначене також свідчить про накладений характер найбільш інтенсивних змін, що пов’язані з тектонічними структурами, сприятливими для міграції флюїдів – важливого чинника теплоперенесення.

Отже, за умов активного тектонічного режиму для становлення басейну породоутворення характерні два способи літогенетичних перетворень. Перший приводить до нарощування структурно-мінеральних новоутворень у породах унаслідок їхнього занурення, другий породжує локально накладені зміни динамотермальної природи на етапах тектонічних активізацій і дислокацій.

Обидва способи тісно взаємопов’язані просторово й генетично і є елементами єдиної флюїдно-породної системи, яка розвивалася безперервно-переривчасто. Літогенетичні перетворення, які виникли в процесі максимальних занурень порід, бувають різною мірою камуфльовані накладеними метагенетичними змінами в складчастій області.

Ці вторинні зміни порід у Верхоянському регіоні, за даними досліджень, корелюють з історико-геологічними етапами розтягання та стиснення, що чергуються. Вони пов’язані з проміжком між пермським та тріасовим часом, а також з кінцем мезозою, тобто з періодами особливо інтенсивного насування складчастих споруд на сусідню (західну) окраїну Сибірської платформи. У підсумку утворилася система різновікових та генетично різнотипних перетворень і змін речовини в однакових осадових формаціях. Додамо, що на етапах післяскладчастого орогенезу (у кайнозої) тут виявилися пізні низькотемпературні (або регресивно-епігенетичні) зміни порід. І хоч вони здебільшого були слабкими, не враховувати їх у стадіальних реконструкціях було б помилкою. Проте розмежувати їх та інші види змін і перетворень з достатньою впевненістю в практичній роботі досить непросто. З наведеного вище прикладу очевидно, що завданням стадіального аналізу є необхідність пошуку чітких критеріїв, за якими можна було б визначати відмінності в багатьох видах літогенетичних перетворень. Це завдання перебуває на стадії розробок і вирішити його непросто, тому що літогенез є багатофакторним та полістадійним. Причому не всі чинники дослідник може взяти до уваги і належно оцінити, оскільки він завжди спостерігає лише кінцевий результат їхньої сумарної дії на речовину осаду. Навіть у тих випадках, коли вдається ретроспективно намітити певну стадійність в аутигенному мінералоутворенні та в змінах структури відкладів, ми ніколи не можемо достатньо повно врахувати:

по-перше, точний інтервал часу активного впливу того чи іншого чинника літогенезу,
по-друге, синхронність або асинхронність дії на породу різних чинників.

Крім того, враховуючи відомі експериментальні та теоретичні дані про закономірності росту кристалів у багатокомпонентних середовищах та флюїдний режим у земній корі, ми маємо підставу стверджувати про дискретний характер процесів породоутворення та зміни мінеральних компонентів осадових порід. Досі це положення, добре відоме мінералогам та петрологам, не мало належного відгуку у літологів. Точніше, літологи акцентували увагу, головно, на дискретності механізму осадонагромадження, а механізм постседиментаційного літогенезу в такому ж аспекті не привернув належної уваги. Між іншим, можна навести чимало доказів на користь цієї тези. Дискретність літогенетичних процесів має багаторівневий характер; до рівня найнижчого рангу можна зачислити зародження або перетворення окремого мінерального виду, а до найвищого – зміну флюїдного і термобаричного режиму в усій системі, якою є осадова формація загалом разом з підстильними та вищими утвореннями.

Перший з названих рівнів є для літологів предметом перспективних досліджень у майбутньому. Якщо звернутися за аналогією до росту мінералів з розплаву в складних багатокомпонентних флюїдних середовищах, то там, за Ю. Воробйовим (1990), цей процес переривчасто-циклічний і складається з таких фаз:

відклади чистого матеріалу,
сповільнення аж до припинення росту кристала,
релаксація,
інтенсивний ріст із захопленням домішок (виникнення пойкілітових включень).

Аутигенез в осадовій породі, який відбувається неодмінно у водно-флюїдному та багатокомпонентному середовищі, без сумніву, підпорядкований тим же законам. Зокрема, такі процеси, як регенерація уламкового кварцу, альбіту, кальциту й інших мінералів, а також рекристалізаційний бластез безперечно відбувалися дискретно і в межах обмежених інтервалів часу.

Спробувати знайти способи точної фіксації цих інтервалів стосовно геологічної історії еволюції породного басейну – означає вивести стадіальний аналіз на якісно новий рівень. Якщо звернемося до флюїдного режиму в стратисфері, який впливає на аутигенез загалом, то тут імпульсивність і циклічність його впливу мають ще чіткіший характер. Вона корелює з циклічністю геотектонічних режимів розвитку осадових басейнів. В. Хаїн (1994) та К. Сеславінський (1991) наголосили, що процеси тектогенезу (також складкоутворення) відбуваються безперервно, проте виявляють періодичні різкі підвищення інтенсивності, які приводять до суттєвих якісних змін – перебудови внутрішньої структури великих ділянок літосфери. З подібними імпульсами геотектонічних активізацій вдається пов’язувати деякі конкретні етапи постседиментаційних перетворень або накладених (вторинних) змін у породі конкретної осадової формації, про що зазначено вище на прикладі верхоянського комплексу. Такі ж закономірності (визначені спочатку емпірично) отримують подальше теоретичне пояснення на підставі відомих літологам закономірностей дії флюїдних систем на мінеральні компоненти в породах.

Для того щоб пояснити зазначене вище, нагадаємо: у більшості порід флюїд може повільно просочуватися по межах зерен або всередині їх. Водні плівки, адсорбовані на поверхнях мінеральних зерен, зазвичай, розглядають як каталізатори мінеральних перетворень, що відбуваються дуже розтягнуто в періоди порядку 10⁸-10⁹ років (А. Файф, Н. Прайс, А. Томпсон, 1981). У праці А. Файфа зі співавт. з посиланнями на експерименти Гаррелса та інших закордонних дослідників доведено, що на межах зерен у породі існують безперервні та дуже тонкі канали, через які флюїд здатний дифундувати з такою ж швидкістю, як і розчинені речовини в загальній його масі. У глибоких частинах земної кори площа меж зерен може зменшуватися внаслідок диференційного термічного розширення мінералів, а тиск, який зменшує об’єм міжзернових просторів, сприяє ущільненню гірських порід та розчиненню під тиском.

Автори згаданої праці, аналізуючи інтенсивності дифузії метаморфічних флюїдів і швидкості реакцій, роблять цінні для розуміння конкретних стадіальних спостережень висновки. Особливо цікаві оцінки впливу реакцій дегідратації різних мінералів на темпи вивільнення флюїдів. Експериментальні дослідження свідчать про те, що реакції дегідратації відбуваються зі швидкістю, яка допускає їхній повний перебіг упродовж декількох тижнів, місяців або років. Усі ці терміни вкладаються в часові масштаби тектонічних процесів та дають змогу зробити висновок, що процеси вивільнення флюїдів можуть цілком відбуватися впродовж епізоду деформації. Це підтверджує сказане раніше про корельованість вторинних змін порід з тектонічними активізаціями. Отже, осадова формація сама по собі є флюїдогенерувальною системою, водночас вона може пропускати через себе потоки флюїдів з нижчих утворень. Цьому ж сприяють такі новоутворення в літифікованих шарах, як шви флюїдорозриву, текстури кліважу і тектонічні послаблені зони різної морфології. У тому випадку, коли швидкість потоку флюїдів більша, ніж швидкість реакції дегідратації та вивільнення флюїду, відбудеться неповне вилуговування з нерівноважним масоперенесенням на відстань, яка визначена розмірами тріщин і реактивною ємністю флюїду. Ця ситуація характерна для приповерхневих флюїдопереважних режимів, наприклад, наявних у системах гідротермальної зміни та мінераловідкладення у відкритих тріщинах. Стадіальні аналізи мінерального заповнення таких тріщин (у формі переважно кварцових та інших жил) чітко відображають імпульсивний, тобто переривчастий з часом характер мінераловідкладання. Цей процес може відбуватися багаторазовими та короткочасними циклами.

Вірогідніше, подібна імпульсивність процесів, яка формує та змінює породи, і відносна їхня короткочасність поширена в природі набагато більше, ніж це здається на перший погляд. Проте в багатьох випадках вона має прихований від прямого спостереження характер, перш за все, у розрізах тих товщ, які тривало перебували в умовах стабільного тектонічного занурення (наприклад, “розтягнутий” по розрізу свердловини в Каліфорнійській затоці перехід смектиту в слюду). Водночас відомі інші приклади (зокрема, Верхоянська складчаста область), коли глибинні термальні імпульси різко перевищували швидкості такого типу трансформацій, надаючи їм контрастного вигляду. Наслідком цього були різкі зменшення потужностей перехідних зон і виникнення в розрізі рівнів масових (стрибкоподібних) мінеральних і структурних новоутворень, які мали різко незгідні співвідношення з простяганнями стратиграфічних і фаціальних меж у середині товщі.

Отже, можна зробити такі висновки:

процес літогенезу загалом має безперервно-переривчастий характер;
він історичний, тому його треба реконструювати на засадах історико-геологічного підходу до спостережень, виконуваних на всіх рівнях дослідження (від мінерального до формаційного);
він потребує геолого-генетичної типізації.

Третє розглянемо докладніше.