Полная версия

Главная arrow География arrow Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо- и рудообразования

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Кратко о стадиях осадочного процесса

Поясню вначале причину использования термина «процесс» то в единичном, то во множественном числах. Природные процессы многоранговы: на атомарно-молекулярном уровне они изучаются геохимией, на более высоких уровнях системной организации — соответственно, минералогией, литологией и др. геологическими науками. В разделе 3.3. были описаны виды только «элементарных» процессов минерально-компонентного уровня. Их совокупности на уровне горных пород и породных комплексов представляют уже более сложные категории. Например, процесс конкрециеобразования в породе включает: коррозионные, диффузионные, трансформационные элементарные процессы, аутигенез и возможные проявления метасоматоза. Элизионный процесс генерации вод на стадии катагенеза объединяет в себе процессы: гравитационного уплотнения, коррозии, минеральных трансформаций, минеральной дегидратации, дегазации и др.

Базовый термин «осадочный процесс» вмещает в себя всю совокупность известных, малоизвестных и покуда нам не известных физических, химических и биохимических процессов от разных системных уровней, которые присущи всем нижеследующим стадиям осадочного цикла (рис. 3.8.): 1 — мобилизации веществ (в основном гипергенной, но местами вулканогенной и биогенной), 2 — их транспортировки, 3 — их накопления (2-я и 3-я объединяются понятием седиментогенез), 4 диагенеза, 5 — катагенеза (начального, или слабого и позднего, или глубинного), 6 — метагенеза, или анхиметаморфизма (выделяется не всеми) и 7 — наложенного на 5-ю и 6-ю стадии регрессивного эпигенеза (не везде). Совокупно — 4-ю, 5-ю и 7-ю стадии автор, следуя за П.П. Тимофеевым и др. (1974), рассматривает в рамках надстадии литогенеза (принято не всеми). Метагенез своими Р-Т условиями и процессами тяготеет к метаморфизму более, чем к литогенезу (см. ниже).

Подробный обзор всего этого стадиального ранжирования см. в книге (Япаскурт, 1999). Здесь ограничимся только лаконичными комментариями, чтобы облегчить читателю путь поиска литературных первоисточников.

Гипергенез понимается, согласно трактовке академика А.Е. Ферсмана (1955, 1977), как весь комплекс химических, био- и физико-химических явлений, которые протекают на границе между атмосферой и твердой земной оболочкой. Поднятые тектоническими силами наверх из земных недр горные породы (магматические, метаморфические, древние осадочные) состоят из минеральных агрегатов, которые в большинстве своем были сформированы при динамотермальных (Р-Т) и физико-химических условиях, совершенно иных, чем на поверхности Земли. Оказавшись в зоне гипергенеза, эти минеральные агрегаты попадают под воздействие чужеродных им атмосферных газов и

Стадии осадочного процесса и их главнейшие параметры

Рис. 3.8. Стадии осадочного процесса и их главнейшие параметры.

вод, а также бактериального, растительного и животного биоса. Такая природная система (в которой живые организмы не изолированы от неорганической, или «косной» материи) названа академиком В.И. Вернадским «биокосной». Она исключительно неравновесна. Ее компоненты стремятся к уравновешиванию, и это служит основной движущей силой гипергенных процессов. Они принадлежат к двум категориям: господствующей деструктивной (корродирование вплоть до полного растворения наиболее неустойчивых в экзогенной среде минеральных видов — в первую очередь, оливинов, ромбических пироксенов, амфиболов, кальциевых плагиоклазов и многих др.) и конструктивной (глинизация цепочечных, каркасных и слоистых силикатов; новообразования гидрооксидов, оксидов и сульфатов; формирование и минерализация органических компонентов и др.). Очень широкое распространение получают химические реакции гидратации и гидролиза твердых веществ.

Главными агентами влияния на вышеперечисленные процессы служат вода совместно с потребляющим ее живым органическим веществом (ОВ). Без участия последнего и при невысоких значениях экзогенных Р-Т параметров, роль чистой воды в качестве растворителя минералов и концентратора минеральных солей была бы весьма скромной. Однако эти функции воды существенно активизируются за счет живущих там бактерий и др. организмов и, в особенности, за счет растворенных в воде продуктов их жизнедеятельности. Это различные газы — в первую очередь С02, а также H2S, СН4, NH3 и др., а также гумус и различные органические кислоты. Количества и качественные составы их зависят от насыщенности воды биосом и от видовой принадлежности его (например, газовая фаза зависит от господства аэробных либо анаэробных бактерий, из которых первые продуцируют преимущественно С02, а вторые — также H2S и др. газы).

Таким образом, природа создает естественные реактивы, которые способствуют заметному понижению pH, понижению или повышению Eh, и тем самым существенно ускоряют темпы химического разрушения и преобразования горных пород зоны гипергенеза.

Эта зона имеет непостоянную толщину. Традиционно принято считать, что ее нижняя граница совпадает с уровнем самого верхнего водоносного горизонта, до которого могут просочиться поверхностные воды, питаемые атмосферными осадками. Однако за последнее время накоплено много фактических сведений о том, что в тектонически подвижных областях, где породы интенсивно дислоцированы или смещены крупными разрывными нарушениями, на участках повышенной трещиноватости и флюидопроницаемости пород агенты гипергенных процессов способны проникать внутрь литосферы на глубины от первых сотен метров до 1-1,5 км, привнося туда живущие в воде бактерии вместе с продуктами их метаболизма. Эта область смешения поверхностных вод с глубинными называется гидрогеологами «зоной замедленного водообмена». Учитывая ее наличие в некоторых нефтегазоносных бассейнах, выдающийся литолог-нефтяник Н.Б. Вассоевич предлагал разделять зону ги- пергенеза на две подзоны: 1 — гипергенез на поверхности, то есть собственно выветривание пород и 2 — гипергенез в недрах, или глубинный {вверху аэробный, а внизу анаэробный).

Собственно мобилизация вещества осуществляется в подзоне выветривания. Там, помимо отмеченного бактериального фактора, начиная с девонского периода огромное влияние на химические процессы оказывает жизнедеятельность растений. Внешне их роль может показаться малозаметной, а на самом деле она грандиозна. В качестве примера можно сослаться на исследования Л.К. Яхонтовой и В.П. Зверева и ряда зарубежных литологов (K.L. Moulten, J. West, R.A. Brener в 2000 г.), которые экспериментально и на практике доказали, что корневая система деревьев ускоряет темпы корродирования плагиоклазов в 2 раза, а пироксенов в 10 раз вследствие того, что микросреда вблизи корней примерно в 2 раза кислее сравнительно с почвенной (pH колеблется от 3 до 5-7). Реакционная обстановка вокруг корневых волосков служит причиной выщелачивания Са, Мд, К и др. элементов из силикатных минералов субстрата. В дополнение к этому можно сослаться на эксперименты Л.К. Яхонтовой и др., подтвердившие наличие биогенного выщелачивания кремнезема из силикатных минералов и минеральных агрегатов: полевых шпатов (изъятие до 1,5-2% Si02 от общего количества содержавшегося в опытных образцах в течение всего 15 недель), а также из смектитов и смектитсодержа- щих бокситов.

Это были частные примеры «скрытых» влияний живого вещества на минеральные изменения. Сведения о них можно было бы многократно расширить. Однако гораздо большие масштабы в приповерхностной области гипергенеза имеют еще два взаимодополняющие процесса растительной жизнедеятельности: генерация органического вещества (ОВ) путем фотосинтеза и разложение (минерализация) ОВ. Механизм таких процессов глубоко проанализировал известный отечественный геохимик А.И. Перельман. Он писал об этом нижеследующее.

Образование углеводов из неорганических соединений окружающей среды в результате жизнедеятельности зеленых растений, которые синтезируют ОВ из С02 воздуха, воды и минеральных солей, обычно изображается следующей упрощенной реакцией фотосинтеза:

Таким же способом могут возникать и другие более сложные органические соединения, например, белки. Поглощая из почвы и воды кальций, магний, калий, железо и другие элементы, растения также используют их для синтеза сложных органических соединений. В итоге на земной поверхности накапливается много богатого энергией ОВ, а атомы С, И, N и других элементов «заряжаются энергией».

Но если бы в зоне гипергенеза осуществлялась только биогенная аккумуляция, то вскоре из воздуха был бы поглощен весь С02. Этого не происходит, так как в природе протекает прямо противоположный процесс — минерализация ОВ, при которой сложные ОВ окисляются до простых минеральных соединений (С02, Н20 и минеральные соли). Такой процесс протекает в растениях. Их дыхание окисляет органические соединения. Однако фотосинтез создает значительно больше ОВ, чем их разрушает дыхание.

Основное значение в качестве минерализаторов имеют микроорганизмы. Они вездесущи. В 1см3 почвы или подземной воды находится несколько миллионов бактерий — клетчатковых, десульфурирующих, денитрифицирующих, окисляющих метан, водород, фенол, нафталин и др. Они разлагают мертвые тела растений и животных, минерализуют их до С02, Н20, NH3 и минеральных солей; там же образуется гумус — сложное высокомолекулярное органическое вещество. При разложении растительных остатков освобождаются также Si02, Fe203, Al203, которые, по предположению выдающегося исследователя почв

Б.Б. Полынова, могут вступать во взаимодействие, образуя вторичные глинистые минералы.

Всем этим мобилизуемым в зоне гипергенеза компонентам предстоит активно участвовать в процессах седиментогенеза. Мобилизуемые вещества представлены в 3-х фазах: 1 — твердая (остаточные и новообразованные минеральные агрегаты и ОВ), 2 — жидкая (истинные и коллоидные растворы) и 3 — газообразная (частично растворена, но в большинстве своем улетучивается в атмосферу и тем самым исключается из осадочного процесса).

Здесь еще раз следует обратить внимание на то, что выветривание — это процессы не только разрушительные, но отчасти и созидательные. Конечный результат поверхностного гипергенеза — это, прежде всего коры выветривания. Это вновь возникшие образования. Изучение современной и ископаемых кор выветривания позволило Н.М. Страхову (1960, 1962, 1963) различать в этой стадии четыре последовательных этапа: 1 — преобладание механического разрушения с образованием щебе- нисто-дресвянистых продуктов; химическое разложение выражено слабо; 2 — химическое разложение резко усиливается и совершается преимущественно в щелочных условиях; это гидратация и выщелачивание силикатов с образованием гидрослюд и гидрохлоритов; 3 — химическое разложение протекает преимущественно в нейтральных и кислых условиях среды; это окисление и гидролиз силикатов с образованием нонтронит- монтмориллонитовых и каолинитовых минералов; 4 — завершение химического разложения, полное окисление и гидролиз с образованием охр, железняков и латеритов. Далее Н.М. Страхов показал на конкретных объектах, что в зависимости от местных условий гилергенез проходит либо через все четыре этапа, либо останавливается на любом из них. В конечном итоге, в результате выветривания образуются продукты двух типов: а) обломочные частицы различной крупности и вновь образованные твердые фазы — гипергенные минералы, остающиеся на месте и формирующие более или менее четко выраженную кору выветривания; б) истинные и коллоидные растворы, удаляемые из коры и вступающие на путь миграций в наземных и подземных водотоках. Коры, как и большинство иных продуктов верхней зоны гипергенеза, постоянно подвергаются денудационным процессам, представляя собой исходный материал для последующих стадий (переноса вещества и его накопления в осадке).

Гипергенная мобилизация имеет весьма многообразные формы проявления в зависимости от определяющего влияния на ее процессы двух главнейших факторов — климата и тектонического режима. Первый объясняет обилие, либо недостаточность влаги, высокие либо низкие среднегодовые температуры, а от этого напрямую зависит интенсивность жизнедеятельности. А вода в совокупности с живым и мертвым ОВ, как мы показали выше, служат главнейшими стимуляторами гипергенного изменения породного субстрата.

Следовательно, от климата зависит, в первую очередь, степень измененности выветриваемых пород, которые в одних случаях могут быть затронуты выветриванием слегка, а в иных — переработаны до неузнаваемости. Первый случай относится к областям господства 2-х видов климата: ледового (нивально- го, по Н.М. Страхову) и аридного (жаркого и сухого, где количество испаряющейся влаги превышает количество воды из атмосферных осадков). Гораздо интенсивнее выветривание проявляется при климате гумидном (осадки преобладают над испарением). Последний подразделяется на холодный, умеренный, субтропический и тропический. В том же порядке интенсифицируются и гипергенные процессы. Все это детальнейшим способом было проанализировано в книгах Н.М. Страхова (1962, 1963).

Вместе с климатом на интенсивность и характер мобилизации вещества оказывает сильное влияние тектонический режим, от которого зависит рельеф ландшафта. При вялом режиме усиленно осуществляется денудация, и местность превращается в стабильный пенеплен, на котором агенты выветривания перестают проникать на большие глубины. При активной же тектонике происходит горообразование. Горы растут быстро, и мощные коры выветривания просто не успевают формироваться на их вершинах, а по склонам гор перемещается вниз относительно «свежий» обломочный материал, вступивший в начальную фазу надстадии седиментогенеза.

Мобилизация осадочного вещества реализуется наиболее полно при условиях, когда удачно сочетаются способствующий ей климат с такими скоростями тектонического воздымания, которые близки к темпам развития биохемогенных процессов ги- пергенеза в пределах постоянно денудируемой холмистой суши. Этими условиями обеспечивается неуклонное длительное пополнение резерва веществ (твердых, жидких и газообразных), потребных для седиментогенеза.

Грандиозность масштабов гипергенных процессов и их вездесущность несколько заслонили собой иные (не гипергенные) источники вещественной мобилизации. К ним относится, во-первых, исключительно биогенная мобилизация: в торфяниках и в карбонатных рифовых постройках. Во-вторых, это вулканогенная и эндогенно-гидротермальная формы мобилизации веществ. Последние практически не зависят от климатических факторов, обусловлены в основном тектоническими процессами. Поясним это подробнее. Главные продукты вулканических взрывов — туфы относятся к породам осадочным. Потому что, несмотря на эндогенную природу своего вещества, они, будучи выброшенными из жерла, сразу подвергаются воздействию тех же факторов седиментогенеза (сил гравитации, воздушных и водных потоков), что и обычные продукты физического выветривания субстрата на начальных этапах формирования обломочных отложений. А застывшие на земной поверхности лавы, в отличие от туфов, не причисляются к осадочным образованиям на том основании, что они не соответствуют одному из важнейших признаков осадочного генезиса — низкотемпературности (см. определение осадочной породы в начале главы).

Итак, туфовый (пирокластический) материал — вулканическое стекло, фрагменты застывшей лавы и кристаллокласты (обломки минеральных вкрапленников) представляет собою наиболее яркий пример мобилизованного эндогенного вещества. Помимо него, в областях развития вулканизма из недр поступают горячие гидротермы с растворенными в них веществами, которые выпадают в осадок при резком охлаждении и падении давления растворов вблизи земной поверхности (это агрегаты различных цеолитов, полевых шпатов, сульфатов, сульфидов, слоистых силикатов и др. минеральных видов).

Завершая кратчайший обзор процессов и обстановок трех разновидностей мобилизации веществ — гипергенной, биогенной и вулканогенно-гидротермальной, обращаем внимание на то, что в некоторых учебниках приоритет отдан только первой из них, и там описание стадийности осадочного процесса начинается разделом «Гипергенез». Однако, как мы видели выше, ги- пергенезом не исчерпывается многообразие природных пред- седиментационных процессов. Они в современном их проявлении легко доступны наблюдению исследователя. Однако о характере проявления этих процессов в геологическом прошлом приходится судить зачастую только по косвенным признакам, потому что древние коры выветривания и палеовулканы в большинстве своем бывают уничтожены последующей денудацией. Но информацию о них добывают, исходя из геоминералогичес- ких исследований (Коссовская, 1980).

Седиментогенез включает перенос веществ и накопление осадков. Перенос (транспортировка) мобилизованного вещества осуществляется в твердой и жидкой фазах несколькими способами: под воздействием сил гравитации, суспензионных и водных потоков (наземных и подземных), льда, воздушных струй, а также животных организмов и техногенных средств. Своеобразия процессов и условий данной стадии на суше, в реках, озерах, морях и океанах изучены досконально. Знания о них можно почерпнуть из многих литературных источников: учебников и пособий — классических Л.В. Пустовалова, М.С. Швецова, Л.Б. Рухина, И.В. Логвиненко и недавних В.П. Алексеева,

А.А. Байкова и В.И. Седлецкого, В.Т. Фролова (1992-1995), а также из научных трудов академиков Н.М. Страхова (1963),

А.П. Лисицына (1988, 1991,2001) и др. Также глубоко и подробно изучена следующая за переносом стадия накопления осадков. Прежде, чем рассмотреть ее, отметим, что, по мнению Н.М. Страхова, перенос и отложение в сущности своей нераздельны. Он писал о том, что всякое осадкообразование предполагает движение — перенос осадочного материала — и без такового невозможно. Перенос начинается на склонах водоразделов и кончается в бассейнах седиментации. В путях переноса в той или иной степени происходит отложение: делювий на склонах, пролювий у подножья склонов, аллювий в речных долинах, дельтовые отложения в устье реки. В конечных водоемах стока — озерах, морях — осаждается и захороняется лишь та часть приведенного в движение осадочного материала, которая не успела осесть в пределах водосборов. Следовательно, перенос и отложение являются не чем иным, как двумя сторонами одного и того же явления — осадкообразования. Поэтому, Н.М. Страхов утверждал, что вслед за гипергенезом следует выделять не стадию переноса, а стадию образования осадка, или, иначе, стадию седиментогенеза. Мы рассматриваем ее в ранге надета - дии. В ней, следуя концепции Н.М. Страхова, целесообразно выделять два последовательных этапа: 1) водосборный — скло- ново-долинно-дельтовый седиментогенез и 2) бассейновый седиментогенез. Результаты 1-го этапа не всегда сохраняются в ископаемом состоянии, во многом уничтожаются последующими процессами; поэтому геологи чаще всего наблюдают в природе результат 2-го этапа — бассейнового седиментогенеза.

Затем следуют стадии преобразования осадка в горную породу и внутристратисферных ее изменений. Соответствующие им процессы схематически показаны на рис. 3.9.

Диагенез — термин этимологически означающий «перерождение», или «преобразование», введенный в конце XIX в. немецкими геологами К. Гюмбелем (К. Gumbel) и И. Вальтером (J. Walter), ныне трактуется двояко. В англоязычной литературе Diagenesis — это вся совокупность минеральных и структурнотекстурных изменений вещества, начиная от момента накопления осадка до превращения его в метаморфическую породу. Советские и российские литологи трактуют диагенез по Н.М. Страхову (1960) как стадию биохимического и физико-химического уравновешивания компонентов осадка, представляющего собой, как правило, обводненную и неравновесную систему, насыщенную ОВ (живым и мертвым), в пределах верхней оболочки стратисферы толщиной порядка 10п м, при п = от 1 до 3. Конечные результат этой стадии — образование осадочной породы. Процессы: коррозия минеральных частиц, дегазация ОВ, диффузия ионов и химическая садка минералов, старение коллоидов и синтез новых минералов из соосадившихся коллоидных фаз, реакции гидролиза и трансформации кристаллических решеток слоистых силикатов, метасоматоз, слабое уплотнение, локальная цементация, конкрециеобразование. Их реальное воплощение зависит от типа осадочного бассейна (см. в 3.5), состава исходного осадка, темпов его накопления и климата. Последний воздействует на процессы диагенеза опосредованно, через биос и продукты его метаболизма, влияющие на pH и Eh среды. Так, например, для морских отложений гумидной климатической области с количеством ОВ 2-3% в осадке имеются две зоны (сверху вниз): окислительная, с аэробными бактериями и восстановительная — с анаэробными. Граница этих зон подвижна, толщина окислительной меняется (от 1,5 до 0) обратно пропорционально степени насыщения осадка ОВ. В аноксидной среде условия диагенеза исключительно восстановительные. Напротив, при долях % ОВ (в озерных и морских бассейнах аридной области и в океанском глубоководье), среда диагенеза всюду окислительная, с красноцветными окрасками илов благо-

Схема стадиальной распространенности постседиментационных процессов породообразования и внутристратиформных породных изменений

Рис. 3.9. Схема стадиальной распространенности постседиментационных процессов породообразования и внутристратиформных породных изменений.

даря примесям в них оксидов Fe3+ и Мп4+. Восстановительная среда переводит эти металлы в низковалентные модификации; они в сочетании с тонкодисперсным ОВ, частицами хлорита, глауконита и др. придают осадку темно-серые, зеленоватые или синеватые тона окрасок. Всюду граница между окислительной и восстановительной зоной диагенеза представляет геохимический барьер, где особо активизируются процессы диффузии и аутигенного минералообразования.

Другой фактор — темп осадконакопления (ТО) сказывается на толщине всей сферы диагенеза, которая обратно пропорциональная этому темпу. В океанских глубинах, где ТО = 1-0,01 мм/1000 лет, толщина зоны незавершенного диагенеза достигает 1-1,5 км, а на морском шельфе, где ТО на много порядков выше, она не более 250-300 м; а вблизи побережья — 10-50 м. Длительность процессов диагенеза также разная — от многих десятков млн. лет до тысячи и меньше лет. Одна из причин — отсутствие литостатических нагрузок давления (Ps) в осадках океанского дна, где медленно накапливаемые частицы рассредоточены иловым раствором, который компенсирует давление мощного «столба» океанской воды. А на шельфе, в дельтовых и подводных конусах выноса лавинные скорости поступления твердых веществ обеспечивают значительные Ps. Они, так же как и повышения с глубинной Т, ускоряют физико-химические процессы превращения осадка в породу.

Генезис множества видов полезных ископаемых — металлических, неметаллических и горючих находится в прямой зависимости от особенностей диагенетической стадии: ее процессы могут в одних условиях благоприятствовать, а в иных — препятствовать концентрированию рудного вещества или приобретению породой необходимых для этого вещественных и физикомеханических свойств.

Так, например, специалисту по геологии и геохимии горючих ископаемых всегда необходимо учитывать историю трансформаций ОВ в период превращения осадка в породу. Известно, что накопление на стадии седиментогенеза в морском водоеме больших масс ОВ сапропелевого типа создает благоприятные предпосылки для формирования нефтегенерирующих глинистых, карбонатных или кремнистых толщ. Эти «нефтематеринские» толщи, погружаемые тектоническими силами на многокилометровые глубины, проходят через диапазон температур порядка 100±20°С, или через названную Н.Б. Вассоевичем главную зону нефтеобразования (ГЗН). Она отвечает примерно середине последиагенетической стадии катагенеза (см. ниже). Так вот, от особенностей диагенеза зависит, сохранит ли ОВ свои необходимые для генерирования жидких углеводородов свойства, или утратит их еще до попадания в ГНЗ. Последнее обстоятельство случается при длительном наличии окислительных обстановок в пределах диагенетической стадии. В этом случае всё или большая часть компонентов ОВ будут окислены, и вместившие такое ОВ толщи пород окажутся «выхолощенными» и бесплодными даже в благоприятных обстановках ГЗН. Напротив, если диагенез был восстановительным или кратковременным (при высоких скоростях погружения дна водоема), то соответствующие по исходному сапропелевому составу ОВ в ГЗН смогут реализовать свой нефтегенерационный потенциал. Так же существенно влияет диагенез и на изначальные качества каменных углей.

Из прочих категорий минерального сырья, его виды, прямо или косвенно связанные с диагенезом, многочисленны. Это многие железные, марганцевые, урановые и ванадиевые руды, отчасти медные и полиметаллические руды (они полигенетич- ны, но диагенетическая стадия играет важную роль в концентрировании их металлов); а также неметаллические полезные ископаемые: фосфориты, опалолиты, доломиты, цеолиты, каолиновые глины субстрата угольных пластов (бывших торфяников) и монтмориллонитовые глины, сформированные за счет диагене- тического преобразования пепловой вулканокластики — гумб- рин, бентонит, аскангель и др. Поэтому особенности диагенеза рассматриваются как важный раздел в учении о полезных ископаемых.

Все вышесказанное свидетельствует, насколько важна для практики реконструкция диагенетических процессов в древних отложениях. Эта реконструкция неотделима от знания палеогеографии. И в таком деле важную роль могут сыграть приемы стадиальной геоминералогии. Важным их элементом служит выделение внутри отдельных стратиграфических интервалов так называемых аутигенно-минералогических провинций.

Аутигенно-минералогические провинции — это территории в пределах единого бассейна седиментации, характеризуемые определенными парагенетическими ассоциациями ау- тигенных компонентов осадочных пород, в которых запечатлены признаки геохимических обстановок, свойственных моментам накопления осадка и начальным этапам его превращения в породу. Методику анализа этих провинций разработали Л.В. Пус- товалов в 1940 г. и Г.И. Теодорович в 1958 г., которые использовали для данной категории термин «геохимические фации». Под ним подразумевались пласт или свита пластов, которые на всем протяжении обладают одинаковой изначальной геохимической характеристикой, возникшей в результате условий образования осадочной породы и проявляющейся в совместном нахождении одного и того же комплекса сингенетических аутигенно-мине- ральных выделений. Л.В. Пустовалов описал 9 морских «геохимических фаций»: сероводородную (с сульфидами), сидерито- вую, шамозитовую. глауконитовую, фосфоритовую, окислительную, ультраокислительную (оксиды, гидрооксиды Fe и Мп), доломитовую и морских солей, а также 6 континентальных «геохимических фаций»: латеритную, ортштейновую, пустынную, растворимых солей, железных руд и углей. Г.И. Теодорович существенно расширил и детализировал данную типизацию. Она ценна для палеогеографических и металлогенических построений, однако сам термин «геохимическая фация» не нашел приверженцев среди большинства литологов, будучи отчасти преоккупи- рованным (см. выше), поэтому рекомендуется вместо него использовать понятие «аутигенно-минералогическая провинция». Выделяя ее, исследователь должен строго дифференцировать многоэтапные минеральные новообразования, отделяя седи- ментогенные и диагенетические компоненты от более поздних минеральных агрегатов, свойственных последиагенетическим стадиям катагенеза и гипергенеза.

По завершении диагенеза (в том случае, если сформированная за счет осадка порода не была поднятой в зону гипергенеза, а продолжала свое погружение в глубь стратисферы) начинается следующая стадия породных изменений, которая у отечественных исследователей именуется не одинаково, а американцы ее называют «поздним диагенезом».

Первое и наиболее емкое определение ей дал в 1922 г.

А.Е. Ферсман, назвавший катагенезом (от греческих слов kata — вниз и genesis — рождение) всю совокупность преобразований осадочной породы после того, как она оказалась отделенной от водного бассейна новым слоем осадка и вплоть до момента, когда эта порода снова становилась земной поверхностью на границе с атмосферой, исключая отсюда только метаморфические изменения, обусловленные воздействием на породу особо высоких температур и давлений.

В сущности так же представлял эту стадию Л.В.Пустовалов (1956), назвавший ее иначе — эпигенезом ( epi — после). Именно такое название в 50-60-х гг. XX в. получило широкое распространение в трудах советских литологов — А.Г. Коссовской, А.В. Копелиовича, Л.Б. Рухина, В.Д. Шутова, В.И. Муравьева, И.М. Симановича и очень многих др. Но принято было не всеми, по двум причинам. Во-первых, термин этот оказался переокку- прированным от более раннего, по-иному трактуемого понятия в учении о полезных ископаемых, где эпигенезом традиционно именуют процессы и этапы послерудных минеральных новообразований в любых (не только осадочных) породах. Во-вторых, приставка «эпи-» распространима на все последиагенетические события, ничем не ограничивая их, а такими событиями могут оказаться и полные метаморфические изменения в глубоких недрах, и новый подъем породы в приповерхностную область выветривания. Поэтому в конце XX в., под влиянием авторитетной аргументации Н.Б. Вассоевича, Н.В. Логвиненко (1978, 1984), Н.М. Страхова, П.П. Тимофеева и др. (1974) и др. ученых, большинство отечественных литологов вернулись к термину А.Е. Ферсмана, несколько конкретизировав введенное им понятие, с учетом нынешней научной информации.

Катагенез — это стадия преобразования и изменения вещественных и структурно-текстурных особенностей осадочных горных пород под воздействием глубинных температур (Т = от 20-25°Сдо 200±25°С) и давлений (Р = от 10 до 200 МПа), при активном участии флюидной (газоводной) фазы — генерируемой самими породами и отчасти привнесенной из нижележащих геосфер.

Любой осадочный комплекс, погружаемый и перемещаемый тектоническими движениями на разные внутрилитосфер- ные уровни, представляет собой многокомпонентную самораз- вивающуюся флюидно-породную систему, которая постоянно стремится достигнуть состояния физико-химической равновесности с периодически обновляемой средой своего местонахождения. Именно в противоречии: «система — среда» заложена суть движущих сил для большинства механизмов породных изменений. Кроме того, эта система сама по себе внутренне противоречива. Она формируется как изначально неравновесное образование еще на стадии седиментогенеза, и не достигает состояния равновесности (хотя стремиться к нему) при диагенезе. Поэтому в самой внутрисистемной структуре заложена возможность для функционирования множества описанных в предыдущем разделе процессов, а факторы среды интегрируют и ускоряют их.

Факторы влияния среды на преобразования горных пород — это, в первую очередь, внутриземное тепло и различные виды давлений. Главным ускорителем процессов катагенеза служит температурный градиент ДТ: его возрастание на каждые 10°С ускоряет, как известно, протекание химических реакций вдвое. Тем самым активизируются процессы трансформаций кристаллических решеток глинистых и др. минералов и ускоряются процессы аутигенного минералообразования. И очень сильные влияния ДТ оказывает на углефикацию и др. процессы преобразований ОВ, имеющие непосредственное отношение к генерации жидких и газообразных углеводородов.

Другой внешний фактор — литостатическая нагрузка давления вышележащих пород и осадков (Ps), которая обеспечивает: уплотнение пород и взаимосвязанные с этим коррозионные, дегидратационные и диффузионно-метасоматические процессы. Их активизациям в еще большей мере способствуют импульсы давления сжатия, или стресса (Pst), которые присущи не всем породным бассейнам, а только тем, что приурочены к тектонически подвижным структурам земной коры, например, к границам передовых прогибов со складчато-надвиговыми поясами.

Еще очень действенными факторами катагенеза служат: флюидное давление (Pf) и химические составы газоводной фазы в осадочной толще. Эта фаза полигенетична. Она включает и остатки диагенетических иловых растворов, и новообразованные при катагенезе воды — кристаллизационную и конституционную, которые выделяются под воздействием Ps и ДТ из межслоевых промежутков кристаллических решеток смектитов и из кристаллических структур др. минералов. К этим же образованиям можно причислить различные газы — С02, который выделяется в результате перестроек молекулярных структур ОВ и в процессе глубинного гидролиза карбонатов, а также метан, аммиак, горючие и (иногда) жидкие углеводороды, рождаемые трансформациями рассеянных включений ОВ. Помимо них, в осадочную толщу по тектонически проницаемым структурам мигрируют газоводные флюиды от нижележащих геосфер.

Из приведенного здесь перечня следует, что газоводная фаза принадлежит отчасти к внутрисистемным, а отчасти к внешним факторам среды. Помимо своих прямых влияний на катагенетические процессы, этот фактор оказывает на них сильные косвенные воздействия. Они состоят, прежде всего, в том, что водно-газовый или чисто водный флюид является универсальным теплоносителем. Он же находится в явной генетической связи с Pst, обеспечивая тем самым усиленный разогрев осадочной толщи от тектонических напряжений сжатия. Кроме того, по расчетным данным академика Ф.А. Летникова и др. пе- трологов, общий подъем геотерм в стратисфере осуществляется за счет тепла, выделяемого при окислении восстановленных мантийных флюидов коровым веществом, включая и вещество породосадочной оболочки.

Помимо факторов среды, катагенетические процессы пребывают в сильной зависимости от еще двух внутрисистемных факторов — вещественного состава минеральных компонентов исходных отложений, или седиментофонда и от их генезиса, которым обуславливаются вещественно-структурно-текстурные особенности и характер сочетания вошедших в стадию катагенеза пород.

Для каждого случая в отдельности набор этих и иных (не всегда нам известных) факторов влияния на катагенез индивидуален. Кроме того, на разных историко-геологических этапах формирования и бытия бассейна значимость любого отдельного фактора и характеры его сочетания с остальными факторами периодически меняются. По такой причине структурно-вещественные особенности катагенетических породных новообразований очень разнообразны (здесь мы коснемся их только в самой обобщенной форме). И по той же самой причине толщина зоны катагенеза внутри стратисферы очень изменчива: в пределах п-1000 м, где п = 2 - 9. Она минимальна там, где максимальны величины либо ДТ совместно с Pst, при Ps > Pf (в складчато-на- двиговых системах), и максимальна при условиях малых ДТ и Ps< Pf (например, превышает 8 км в Прикаспийской синеклизе Русской плиты).

Литологи, работавшие в тектонически подвижных областях, заметили, что в дислоцированных осадочных толщах, которые претерпели зональный метаморфизм, между площадями развития пород неметаморфизованных, испытавших только глу- бинно-катагенетические преобразования, и тех же самых пород, превращенных в кристаллические сланцы, существует промежуточная зона. Там породные изменения очень существенны, но осадочный облик еще сохранен, и внешний вид пород позволяет их диагностировать достаточно уверенно даже без специальных петрографических исследований. Стадию, соответствующую этой промежуточной между катагенетическими и регионально-метаморфическими изменениями пород зоне, именуют различно: отечественные литологи (в большинстве своем) — метагенезом, нефтяники {следуя рекомендации Н.Б. Вассоеви- ча) — апокатагенезом, зарубежные геологи — анхиметамор- физмом. Краткое определение сущности данной стадии можно сформулировать так.

Метагенез — это стадия формирования наложенных на образования катагенеза минеральных, структурных и текстурных изменений осадочных пород — предельно уплотненных и перекристаллизуемых (не полностью) при Т порядка 200-350°С и Ps+Pst > 200 МПа, с участием минерализованных растворов. Термин ввели в середине XX в. советские литологи, но трактовали его различно. Н.Б. Вассоевич предложил его взамен общепринятого наименования метаморфизма (с тем, чтобы имена всех стадий имели окончания «-генез»), однако это не привилось. А.Г. Коссовская, Н.В. Логвиненко и В.Д. Шутов считали эту стадию промежуточной между катагенезом (региональным эпигенезом) и метаморфизмом, и картировали площади развития соответствующей зоны метагенеза в Верхоянье, Донбассе и на Северном Урале. Н.М. Страхов изначально назвал метагенезом все последиагенетические изменения осадочных пород (включая сюда катагенез и ранний метаморфизм). Но потом он согласился с трактовкой термина по Н.В. Логвиненко, о чем опубликовал совместную с ним статью в Докладах Академии Наук СССР в 1959 г. С тех пор до настоящего времени у нас трактуют эту стадию в принципе так, как сказано в вышеприведенной формулировке.

Процессы данной стадии во многом отличны от катагенети- ческих. Здесь уплотнение пород практически достигло предела, система взаимосвязанных пор исчезла и начинается господство химических реакций между минеральными частицами в твердом состоянии, в том числе активизируется диффузия ионов к границам этих частиц. Поэтому в стадии метагенеза преобладают процессы перекристаллизации вещества и появляются первые признаки сланцеватых вторичных текстур. В песчаниках, например, происходят массовое окварцевание либо альбитизация периферийных участков обломочных зерен полевых шпатов; возникают принципиально новые микроструктуры рекристалли- зационного или рекристаллизационно-грануляционного блас- теза кварца (см. в главе 8). Бластез, по мнению И.М. Симанови- ча и автора, служит надежным признаком Р-Тактивизации и начала метагенетической стадии. Этот признак легко диагностируется в петрографических шлифах (см. рис. 3.7).

Так же скачкообразно активизируются процессы минеральных трансформаций слоистых силикатов в обломочных и глинистых породах, о чем будет подробно написано в главе 5.

Обобщая все данные о признаках рассматриваемой стадии (Эпигенез..., 1971; Япаскурт, 1999) можно заключить нижеследующее: процессы структурно-минеральных изменений в осадочных породах при метагенезе гомологичны метаморфическим, однако конечные их продукты метастабильны: минеральные парагенезы здесь, как правило, не достигают еще состояния фазовых равновесий. И потому относительно стадиальной принадлежности метагенеза существует два разных мнения. Многие продолжают традиционно рассматривать метагенез как стадию глубочайшего (после катагенеза) погружения породы. Но предпринятое автором и И.М. Симановичем картирование зональности постседиментационных изменений терригенных кополексов верхнего палеозоя и мезозоя в складчатых областях Верхоянья и Южного Кавказа дало нам основание аргументировать стадиальную обособленность метагенеза: его наложен- ность на разные уровни интенсивности катагенетических породных преобразований и генетическую взаимосвязь с конкретными глубинными Р-Т импульсами во время геодинамичес- ких перестоек в осадочном бассейне и складчатости (Симано- вич, Япаскурт, 2005; Симанович и др., 2004).

Об этом будет в подробностях рассказано ниже, в главе 10, вместе с выводами о том, что главными условиями дискретных процессов метагенеза и следующих за ним проявлений метаморфизма горных пород служат: подъем геоизотерм и градиент давлений Pst > Pf, обеспечивающий возможность интенсивного оттока флюидов из этой системы в вышележащие толщи пород. Абсолютная глубина погружения породы значения не имеет.

В данном аспекте метагенез тяготеет к самым низкотемпературным ступеням динамотермального метаморфизма в большей мере, чем к стадиям литогенеза погружения — диагенезу и катагенезу. Поясним это ниже.

Метаморфизм горных пород — понятие, введенное в 1883 г. Ч. Ляйелем, не утратило в наше время своего изначального смысла, обозначая изменения, которым подверглись древние слоистые осадочные и магматические породы под влиянием внутренней теплоты Земли (за исключением их переплавле- ния). Особо подчеркнем, что при метаморфизме процессы перекристаллизации исходных пород происходят в твердом состоянии, но при участии флюидов. Характерной особенностью метапород является их полнокристаллическое строение (крис- таллически-зернистые, или гранобластовые микроструктуры; а также листовато-чешуйчатые, или лепидобластовые и смешанные гранолепидобластовые микроструктуры в различных кварцитах, мраморах, кристаллических слюдяных сланцах и гнейсах). Главными факторами, определяющими развитие метаморфизма, являются температура (Т > 300-350°С), давление и концентрация циркулирующих растворов. Механизмы таких процессов досконально исследованы академиком Д.С. Коржинским и его учениками или последователями — академиками В.А. Жариковым, А.А. Маракушевым, Н.Л. Добрецовым, В.С. Соболевым, а также профессорами В.В. Ревердатто, И.Ф. Трусовой,

В.И. Черновым и др. Из зарубежных исследователей большой вклад в изучение метаморфизма внесли Ф. Тернер и Дж. Ферху- ген, а также Р.Х. Вернан, X. Вильямс, Ф. Тернер и Ч. Гилберт, Г. Винклер, К. Гиллен, А. Файф и др. — обзор см. в книге

О.В. Япаскурта (1999).

Д.С. Коржинский показал, что любой метаморфизм силикатных пород сопровождается изменением содержаний Н20 и С02, а вызывается он воздействием на породы водных растворов, восходящих из глубин вследствие гравитационной дифференциации. Несмотря на очень высокие Т, вода может сохраняться в жидкообразном состоянии, будучи насыщенной различными веществами, которые препятствуют переходу воды в критическое состояние. А.А. Маракушев считает, что режим воды при региональном метаморфизме зависит не только от Т, но частично от Р. Благодаря последнему (при Р > 300 МПа), водные растворы в надкритическом состоянии характеризуются высокой плотностью и в отношении главных характеристик — растворимости солей, электролитической диссоциации, удельных объемов — ведут себя как жидкость. В отличие от катагенетического преобразования осадочных пород, которое, как мы видели выше, происходит при погружении слоистых толщ на глубину в режиме нормального геотермического градиента, метаморфизм горных пород связан с дислокациями земной коры и подъемом глубинных флюидов, создающих аномальное повышение Т относительно геотермического градиента.

Согласно учению А.А. Маракушева (2005), метаморфизм осуществляется при температурах, повышенных по сравнению с фоновыми (геотермическими) соответствующих фаций глубинности. Одно только погружение флюидопородной системы не приводит к региональному метаморфизму потому, что в этом случае давление вышележащих пород распространяется в равной мере на твердые фазы (Ps) и на газовый флюид (Pf), что термодинамически определяет систему как закрытую в отношении летучих компонентов (Ps = Pf). Процессы метаморфизма в такой закрытой системе затруднены из-за высоких парциальных давлений Н20 и С02, препятствующих метаморфической дегидратации и декарбонатизации минералов. Но если проявляются тектонические дислокации глубинного заложения, то они увеличивают проницаемость пород, которая создает условия неравновесного давления (Ps > Pf) и способствует образованию восходящих горячих флюидных потоков подкорового происхождения, стимулирующих развитие метаморфизма.

Метаморфизм — это мир господства эндогенных процессов, стремящихся камуфлировать вещественно-структурные образования экзогенеза. Последние, впрочем, способны долго сохраняться в малозаметных реликтах (так называемых «теневых» структурах и текстурах) вплоть до стадии самых интенсивных породных изменений (до так называемой гранулитовой фации метаморфизма). Литологи научились опознавать признаки седиментогенного происхождения у значительной части метапород. В середине XX века возникло научное направление, именуемое «литология докембрия» (основатель — академик

А.В. Сидоренко) и успешно развиваемое ныне. Однако, для того, чтобы овладеть этой сложной проблемой, необходимо предварительно освоить знания о дометаморфическом литогенезе.

Трактовки понятия «литогенез» до сих пор не общеприняты. Этот термин, появившийся сто с небольшим лет назад, успел претерпеть за столь непродолжительное время существенные смысловые трансформации. Впервые в 1884 г. И. Вальтер (J. Walther) именовал литогенезом новое для того времени наумное направление, ставившее целью познание генезиса древних (ископаемых) пород, исходя из изучения современных породообразующих процессов. В такой трактовке данный термин распространения не получил. Гораздо более широкое признание у геологов получило его толкование, заимствованное из работ начала XX века Ora (Haug): как наименование стадии геологического цикла, которая охватывает всю совокупность процессов образования и эволюционирования осадочных горных пород.

Затем некоторые исследователи стали понимать тот же термин еще шире, распространяя его на процессы образования абсолютно всех горных пород. Однако греческое слово «литое» (камень) вскоре стало традиционно закрепляться только за осадочными образованиями в противовес его латинскому синониму «петра» (камень), символизирующему продукты магматизма и глубокого метаморфизма. Таким образом, оформилось терминологическое разделение сфер интересов литологии и петрологии.

В современной научной литературе термин «литогенез» используется исследователями разных школ в разных трактовках. Наиболее известны три из них.

Первая — принадлежит академику Н.М. Страхову, опубликовавшему в середине XX в. фундаментальные труды, где он писал, что в истории любой осадочной породы следует различать две радикально различные фазы: образование породы, или литогенез, и последующие вторичные ее преобразования. Образование породы проходит через две стадии: образование осадка, или седиментогенез, и превращение осадка в породу, или диагенез. Впоследствии и до сих пор смысловое содержание слова «литогенез», адекватное седиментогенезу + диагенезу, нашло многих своих сторонников (Холодов 2006).

Значительно более широкий спектр процессов назывался литогенезом в работах И.Б. Вассоевича. Он писал о том, что литогенез представляет собой совокупность процессов образования осадков (седиментогенез), превращения осадков в осадочные горные породы (диагенез) и последующего изменения осадочных пород до превращения их в метаморфические породы (катагенез), а также процессов гипергенеза, которые, в зависимости от истории геологического развития каждого конкретного региона, а также в силу особого положения этих процессов в цикле литогенеза, могут выступить в качестве как предыстории осадкообразования, так и завершающих процессов осадочного цикла.

Принципиально иначе формулируется это понятие П.П. Тимофеевым (Тимофеев и др., 1974). В его трактовке литогенез (или собственно «породообразование») начинается диагенезом осадка и распространяется на все последиагенетические преобразования породы. Такое понимание сущности анализируемого термина со временем разделяют многие приверженцы (Л.В. Анфимов, В.И. Копорулин, И.М. Симанович, В.Т. Фролов, автор и др.). Будет ли оно общепризнано — покажет время. По мнению автора, оно наиболее логично. И если принять данную трактовку, то литогенез должно рассматривать в ранге надета- дни, которая включила все стадии и этапы формирования стратисферы.

Метаморфическая надстадия — это уже внестратисферная категория. Вопрос о том, куда отнести пограничную между ней и литогенезом зону метагенеза в настоящее время дискуссионен (см. выше), хотя сейчас не вызывают сомнения доводы о стадиальной обособленности метагенетической стадии.

Метагенез может рассматриваться как категория наложенных высокотемпературных породных изменений. Но бывают еще и низкотемпературные наложенные изменения — регрессивно-эпигенетические.

Выше были охарактеризованы процессы, протекающие в осадочной толще с участием в ней газоводных флюидов в ходе прогрессивного литогенеза и метаморфизма. Однако на любом рубеже этой стадиальной последовательности может возникнуть регрессивный ряд породных изменений. Они побуждаются тектоническими причинами, главным образом, воздыманием осадочной толщи и выведением ее в область понижения Т-Р параметров, а также попаданием пород в чужеродную для них гидрохимическую среду.

Петрологи-метаморфисты давно выделяют стадии регрессивного метаморфизма, или диафтореза — когда медленно перемещаемые тектоническими силами пласты глубокометамор- физованных пород попадают, например, снова в обстановки начального (зеленосланцевого) метаморфизма и остаются там на протяжении десятков или сотен миллионов лет. За это время минеральные парагенезы высокотемпературных фаций вновь успевают заместиться хлоритом, серицитом, альбитом, эпидо- том и др. низкотемпературными образованиями; но малая часть исходных высоко-Т минералов при этом сохраняется в реликтах, по которым петрологи и диагностируют факт регрессивности.

По аналогии с вышесказанным, отечественный литолог Л.Б. Рухин стал выделять регрессивный эпигенез (иногда именуемый в литературе «регрессивным катагенезом», что не желательно, ибо приставка «ката-» означает по-гречески «вниз», а регрессивные процессы, напротив, побуждаются воздымани- ем пород или малоинтенсивными глыбово-складчатыми дислокациями на инверсионной стадии эволюционирования породного бассейна). При очень существенном воздымании горных пород регрессивно-эпигенетические процессы могут сомкнуться с гипергенными (см. выше). Их общая сущность: появление в породе не свойственных ей физико-химических качеств (разуплотнение) и не свойственных фациальным обстановкам ее формирования и даже «запрещенных» для этих обстановок минеральных новообразований (таких, например, как карбонатиза- ция континентальных терригенных отложений или каолинизация пестроцветных отложений аридных климатических зон, для которых каолинит был изначально «противопоказан»).

Регрессивно-эпигенетические новообразования бывают присущи таким участкам стратисферы, которые испытывали погружения вперемежку с инверсионными воздыманиями (например, в пределах чехла Западно-Сибирской эпипалеозойской плиты) либо с латеральными тектоническими смещениями своих отдельных блоков. Меняющиеся тектонические режимы всегда оказывают влияние на изменения инфильтрационных режимов глубинных вод (артезианских в том числе). Проникновение в какой-либо участок породного бассейна воды с чужеродными для местной среды гидрохимическими свойствами нарушает химическое равновесие растворов с минеральным веществом. В особенности это относится к тем водам, которые прежде контактировали с разрушающейся нефтяной залежью, а потому насытились углекислотой и углеводородами, и имеют пониженные значения pH. Эти воды вначале способствуют активному корродированию терригенных и аутигенных минералов вплоть до возникновения зон децементированных, вторично разрыхленных пород. Их при беглом осмотре можно ошибочно принять за слабо измененные, как бы не подвергшиеся процессам катагенеза. Но если прибегнуть к микроскопическим наблюдениям, то реликты предшествовавших новообразований все же удается увидеть. Это будет продемонстрировано в зарисовках и микрофотографиях следующей главы 4, посвященной диагностическим признакам различных породных компонент.

Вслед за коррозией может последовать другой этап, связанный с выделением из воды С02 и уходом его вверх по трещинам и тектонически ослабленным зонам. Уход С02 стимулирует массовую кристаллизацию растворенных в воде карбонатов, «безразличных» к изначальной фациальной принадлежности вмещающей их породы. Не учитывая этого, можно впасть в серьезную ошибку при генетическом анализе осадочной породы.

Другим проявлением регрессивного эпигенеза на начальных его этапах служит массовая каолинизация пород (чему способствуют низкие значения pH воды). Каолинит может путем трансформаций замещать более ранний аутигенный хлорит, а также развиваться по терригенным биотитам и плагиоклазам (см. в главе 5). Зоны массовой вторичной каолинизации приобретают пластово-линзовидный характер, отчего их можно ошибочно принять за погребенные коры выветривания. Для того, чтобы отличить последние, надо детально исследовать их профиль и установить наличие или отсутствие в нем признаков преемственности от состава подстилающих пород.

Регрессивно-эпигенетические процессы всегда имеют наложенный характер, а потому относятся к категории низкотемпературных вторичных изменений (противопоставляемые им процессы катагенеза, который реализуется при погружении пород, следует именовать преобразованиями).

Некоторые выводы о цикличности процессов и стадий осадко- и породообразования таковы. Если обратиться к последовательности проявления рассмотренных выше стадий (рис. 3.10.), можно отчетливо видеть происходящий в пределах земной коры круговорот вещества. Он реализуется циклично. Самый полный цикл (V, см. рис. 3.10.) — от экзогенной мобилизации вещества к седиментогенезу, диагенезу, катагенезу, а затем через метагенез к региональному метаморфизму, прогрессивно нарастающему вплоть до термобарических режимов пе- реплавления вещества, а потом его застывания в виде магматических тел, воздымаемых в зону гипергенеза. Там начинается следующий очередной цикл.

Разновидностью полного цикла (IV, см. рис. 3.10.) является вариант, при котором метапороды не подвергаются переплав- лению, а поступают либо через стадию регрессивного мета-

Общая схема стадий и циклов осадочного породообразования, эндогенных и экзогенных породных изменений. Римскими цифрами обозначены циклы

Рис. 3.10. Общая схема стадий и циклов осадочного породообразования, эндогенных и экзогенных породных изменений. Римскими цифрами обозначены циклы:

I — прерванный, II и III — укороченные, IV — полный, V — полнейший.

морфизма (при крайне замедленных темпах воздымания), либо минуя ее (в случаях быстрых тектонических перемещений) в приповерхностные условия господства гипергенных процессов.

В природе известен также ряд укороченных циклов осадочного процесса (III и II, см. рис. 3.10.), когда неметаморфизован- ные или очень слабо метаморфизованные породы подвергаются регрессивному эпигенезу, смыкаемому затем с гипергене- зом. Возможен также прерванный цикл (I, см. там же), при котором едва только подвергшиеся процессам диагенеза осадки разрушаются, и их компоненты тут же вовлекаются в новую стадию седиментогенеза.

Границы перехода от стадии к стадии, как правило, нерезкие, как и большинство других геологических рубежей (см. в конце раздела 3.2). Об этом писали предшественники: «Следует отметить, что границы между стадиями не всегда удается четко установить и они являются часто условными. Это относится как к начальному моменту (граница между седиментогенезом и диагенезом), так и к конечному, заключительному (граница между стадией метагенеза и региональным метаморфизмом)» (Логвиненко, Орлова, 1987, с. 6). Эти границы устанавливают по комплексу признаков. Каждый признак — след определенного процесса. Процессы литогенеза и метаморфизма реализуются дискретно (Япаскурт, 1999), а по времени их проявления они не всегда бывают в точности синхорнными (например, кристаллоб- ластез кварца нередко опережает полную трансформацию слюды 1Md в 2М!). Тем не менее, «сдвиг по времени» проявления различных процессов, характеризующих очередную стадию, получается не слишком существенным, и на границе перехода между вышеописанными стадиями приобретает облик относительно узкой переходной зоны, которая на мелкомасштабных картах и геологических разрезах значительно трансформируется в тонкую полосу. Благодаря такой особенности удается изобразить результаты стадиального анализа на картах и профилях, как, например это сделал автор в Верхоянье (см. ниже, в главе 10).

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>