Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо - и рудообразования
Подождите немного. Документ загружается.
осадкообразования, так и завершающих процессов осадочного
цикла.
Принципиально иначе формулируется это понятие П.П. Ти!
мофеевым (Тимофеев и др., 1974). В его трактовке литогенез
(или собственно «породообразование») начинается диагенезом
осадка и распространяется на все последиагенетические пре!
образования породы. Такое понимание сущности анализируе!
мого 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 надста
дии, которая включила все стадии и этапы формирования стра
тисферы.
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 стади!
альной обособленности метагенетической стадии.
Метагенез может рассматриваться как категория наложен!
ных высокотемпературных породных изменений. Но бывают
еще и низкотемпературные наложенные изменения — регрес!
сивно!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 возник!
нуть регрессивный ряд породных изменений. Они побуждаются
тектоническими причинами, главным образом, воздыманием
осадочной толщи и выведением ее в область понижения Т!Р па!
раметров, а также попаданием пород в чужеродную для них ги!
дрохимическую среду.
Петрологи!метаморфисты давно выделяют стадии регрес
сивного метаморфизма, или диафтореза — когда медленно пе!
ремещаемые тектоническими силами пласты глубокометамор!
физованных пород попадают, например, снова в обстановки на!
чального (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
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 6611
исходных высоко!Т минералов при этом сохраняется в релик!
тах, по которым петрологи и диагностируют факт регрессивнос!
ти.
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 дисло!
кациями на инверсионной стадии эволюционирования породно!
го бассейна). При очень существенном воздымании горных по!
род регрессивно!эпигенетические процессы могут сомкнуться
с гипергенными (см. выше). Их общая сущность: появление в
породе не свойственных ей физико!химических качеств (разуп!
лотнение) и не свойственных фациальным обстановкам ее фор!
мирования и даже «запрещенных» для этих обстановок мине!
ральных новообразований (таких, например, как карбонатиза!
ция континентальных терригенных отложений или каолинизация
пестроцветных отложений аридных климатических зон, для ко!
торых каолинит был изначально «противопоказан»).
Регрессивно!эпигенетические новообразования бывают
присущи таким участкам стратисферы, которые испытывали по!
гружения вперемежку с инверсионными воздыманиями (напри!
мер, в пределах чехла Западно!Сибирской эпипалеозойской
плиты) либо с латеральными тектоническими смещениями сво!
их отдельных блоков. Меняющиеся тектонические режимы все!
гда оказывают влияние на изменения инфильтрационных режи!
мов 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 кон!
тактировали с разрушающейся нефтяной залежью, а потому на!
сытились углекислотой и углеводородами, и имеют пониженные
значения рН. Эти воды вначале способствуют активному корро!
дированию терригенных и аутигенных минералов вплоть до воз!
никновения зон децементированных, вторично разрыхленных
пород. Их при беглом осмотре можно ошибочно принять за сла!
бо измененные, как бы не подвергшиеся процессам катагенеза.
Но если прибегнуть к микроскопическим наблюдениям, то ре!
ликты предшествовавших новообразований все же удается уви!
6622 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
деть. Это будет продемонстрировано в зарисовках и микрофо!
тографиях следующей главы 4, посвященной диагностическим
признакам различных породных компонент.
Вслед за коррозией может последовать другой этап, свя!
занный с выделением из воды СО
2
и уходом его вверх по трещи!
нам и тектонически ослабленным зонам. Уход СО
2
стимулирует
массовую кристаллизацию растворенных в воде карбонатов,
«безразличных» к изначальной фациальной принадлежности
вмещающей их породы. Не учитывая этого, можно впасть в се!
рьезную ошибку при генетическом анализе осадочной породы.
Другим проявлением регрессивного эпигенеза на началь!
ных его этапах служит массовая каолинизация пород (чему спо!
собствуют низкие значения рН 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 приоб!
ретают пластово!линзовидный характер, отчего их можно оши!
бочно принять за погребенные коры выветривания. Для того,
чтобы отличить последние, надо детально исследовать их про!
филь и установить наличие или отсутствие в нем признаков пре!
емственности от состава подстилающих пород.
Регрессивно!эпигенетические процессы всегда имеют на!
ложенный характер, а потому относятся к категории низкотем!
пературных вторичных изменений (противопоставляемые им
процессы катагенеза, который реализуется при погружении по!
род, следует именовать преобразованиями).
Некоторые выводы о цикличности процессов и стадий
осадко и породообразования таковы. Если обратиться к по!
следовательности 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 мобили!
зации вещества к седиментогенезу, диагенезу, катагенезу, а за!
тем через метагенез к региональному метаморфизму, прогрес!
сивно нарастающему вплоть до термобарических режимов пе!
реплавления вещества, а потом его застывания в виде магмати!
ческих 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!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 6633
6644 ОО.. ВВ .. ЯЯ ппаасс кк уурртт
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 процес!
сов.
В природе известен также ряд укороченных циклов осадоч!
ного процесса (III и II, см. рис. 3.10.), когда неметаморфизован!
ные или очень слабо метаморфизованные породы подвергают!
ся регрессивному эпигенезу, смыкаемому затем с гипергене!
зом. Возможен также прерванный цикл (I, см. там же), при кото!
ром едва только подвергшиеся процессам диагенеза осадки
разрушаются, и их компоненты тут же вовлекаются в новую ста!
дию седиментогенеза.
Границы перехода от стадии к стадии, как правило, нерез!
кие, 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 ди!
агенезом), так и к конечному, заключительному (граница между
стадией метагенеза и региональным метаморфизмом)» (Логви!
ненко, Орлова, 1987, с. 6). Эти границы устанавливают по ком!
плексу признаков. Каждый признак — след определенного про!
цесса. 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 слю!
ды 1Мd в 2М
1
). Тем не менее, «сдвиг по времени» проявления
различных процессов, характеризующих очередную стадию, по!
лучается не слишком существенным, и на границе перехода
между вышеописанными стадиями приобретает облик относи!
тельно узкой переходной зоны, которая на мелкомасштабных
картах и геологических разрезах значительно трансформирует!
ся в тонкую полосу. Благодаря такой особенности удается изоб!
разить результаты стадиального анализа на картах и профилях,
как, например это сделал автор в Верхоянье (см. ниже, в гла!
ве 10).
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 6655
3.5. Бассейны — осадочный;
седиментационный и породный
(породообразования)
Осадочный бассейн (ОБ), по английски sedimentary basin
(от латинского sediment — осадок, и древнекельтского bas — уг!
лубление) — широко распространенный в мировой литературе
термин, который, однако, трактуется неоднозначно. Обобщая
различные оттенки его понимания, логично отметить два основ!
ных аспекта его трактовок: 1 — как водоем, фрагмент зоны
осадкообразования и 2 — как осадочнопородное тело, фраг
мент стратисферы. В последнем аспекте ОБ понимался Ч. Ляй!
елем еще в 1833 г., и так же он трактуется сегодня зарубежными
и многими отечественными геологами.
Ч. Ляйель употребил слово bas для обозначения отложе!
ний, выполняющих впадину или котловину в более древних гор!
ных породах. В качестве примера он приводил Парижский и
Лондонский ОБ, заполненные относительно молодыми осадоч!
ными комплексами кайнозоя. Теперешние исследователи —
Х. Рединг (H. Reading), С.И. Романовский и др. тоже понимает
под ОБ седиментационное выполнение депрессионных текто!
нических структур, сформированных в обстановках какой!то
вполне определенной стадии геодинамического развития уча!
стка литосферы.
Во второй половине ХХ в. советские литологи Н.Б. Вассое!
вич и П.П. Тимофеев обратили внимание на неудачность исполь!
зования слова sedimentary в данном термине, поскольку в стро!
ении ОБ участвуют не одни только осадки, но и осадочные гор!
ные породы. Впрочем, неточное соответствие этого слова его
смысловому содержанию Н.Б. Вассоевич объяснял особеннос!
тями перевода термина на русский язык с английского языка, в
котором смысловые оттенки понимания слова sediment имеют
более широкий, чем у нас, диапазон: в английской трактовке
упомянутое слово может означать одновременно и рыхлый, не!
давно отложившийся осадок, и любую осадочную породу. И вот
этот второй аспект английского понимания слова sediment утра!
чивается в переводе на наш язык, использующий название
осадка согласно его первоначальной латинской транскрипции.
6666 ОО.. ВВ.. ЯЯ ппаа сскк уурр тт
Учтя все это, Н.Б. Вассоевич (1979) предложил вместо ОБ
использовать другой термин, ставший весьма популярным у со!
ветских и российских геологов!нефтяников — осадочно!пород!
ный бассейн.
Осадочнопородный бассейн (ОПБ), по Н.Б. Вассоевичу,
это целостная и достаточно автономная система пород и флюи
дов, возникшая в результате выполнения осадками самостоя
тельно развивавшейся крупной впадины (n
⋅
10
3
— n
⋅
10
6
км
2
) и ха
рактеризующаяся единством своей геологической истории.
П.П. Тимофеев в 1970 г. пошел по несколько иному пути —
генетического и историко!геологического анализа эволюции
ОБ, предложив оставить этот термин только в собирательном
смысловом значении, и разделив его на две категории: 1) бас!
сейн седиментации (или седиментационный) и 2) бассейн поро!
дообразования (или породный).
Бассейн седиментации, или седиментационный (СБ) —
это участок земной поверхности, включающий как территорию
конечного накопления осадка, так и окружавшие ее площади
мобилизации и переноса веществ осадка. В ископаемом состо!
янии эти площади в большинстве своем не сохраняются, будучи
эродированными и денудированными. Они ретроспективно вос!
станавливаются с помощью литолого!фациальных и палеогео!
графических построений, произведенных внутри породного
бассейна.
Бассейн породообразования, или породный (БП) пред
ставляет только часть образований СБ, которые уцелели от по
следующей денудации и погребены в тектонически погрузив
шейся депрессии (впадине, синеклизе, грабене и проч.), где
осадки претерпели стадию диагенеза и превратились в породы,
претерпевающие, в свою очередь, преобразования различных
уровней катагенеза или регрессивного эпигенеза. Это много!
компонентная флюидопородная система, в которой реализуют!
ся физико!химические процессы дифференциации и перерас!
пределения веществ на многих системных уровнях — внутри!
слоевом, межслоевом и межформационном. БП являются гене!
раторами и вместилищами множества видов полезных ископае!
мых — артезианских вод, нефти, газа, углей, стратиформных
руд Mn, Fe, Mg, Cu, Pb, Zn, Au, Pt, U, редких земель, бокситов,
различных глин, соляных пород, фосфоритов и др.
Сравнивая между собой понятия БП и СБ, видим, что это
разные историкогеологические категории, которые отличны
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 6677
временем своего существования, и морфологией. СБ охватыва!
ет (и охватывал в геологическом прошлом) во многом более об!
ширную сравнительно с размерами БП площадь, распространя!
емую на территории питающих провинций (т.е. водосборов) и на
территории транспортировки из этих провинций вещества в ко!
нечный водоем, и сам водоем (озеро, лагуну, океан). Впоследст!
вии геологическая история региона может быть такова, что на
площади СБ возникает не один, а несколько БП, разобщенных
между собой тектоническими поднятиями более древних по!
родных комплексов или разломами. Каждый БП при этом пред!
ставит из себя крупную палеотектоническую структуру, имею!
щую в вертикальном сечении форму линзовидную, трапецие!
видную либо клиновидную. Она (эта форма БП) не остается не!
изменной, т.к. структура живет согласно эволюции тех геодина!
мических режимов, которым она подвержена. Участки дна БП
испытывают погружения разной интенсивности (с ускорениями,
замедлениями, остановками) и поднятия. Последние могут быть
локальными и интенсивными, приводящими к разрывно!склад!
чатым дислокациям осадочного выполнения БП (горсты, валы
внутри синеклиз, антиклинали внутри краевых прогибов и
проч.), побуждая перестройку внутреннего флюидодинамичес!
кого режима и стимулируя тем самым различные регрессивно!
эпигенетические процессы (см. в 3.4). В обстановках стрессо!
вых напряжений нередко происходят также горизонтальные пе!
ремещения блоков БП. Иными словами, его структура в течение
геологического времени претерпевает постоянные изменения.
Они сказываются на процессах постседиментационного преоб!
разования и изменения структурно!минеральных особенностей
пород внутри осадочной формации (определение см. в главе
2) или ряда формаций, выполняющих данный БП. В расшифров!
ку таких процессов (вообще) и их рудогенерирующего значения
(в частности) существенный вклад способны внести методы
рассматриваемых здесь стадиально!геоминералогических ис!
следований.
Динамика изменений внутренней структуры БП бывает
очень разной. Известны чрезвычайно долго погружавшиеся в
основном впадины (Прикаспийская синеклиза на окраине Рус!
ской плиты или впадины мезозойско!кайнозойского чехла За!
падно!Сибирской плиты) и бывают структуры, претерпевшие
после их погружения инверсионно!складчатые изменения раз!
личной интенсивности — умеренные (Днепрово!Донецкая впа!
6688 ОО ..ВВ.. ЯЯппаа сскк уурр тт
дина чехла Восточно!Европейской платформы) или же интен!
сивные (Донецкий бассейн).
При очень интенсивных тектонических перестройках БП
превращается в складчатонадвиговую систему (СНС) текто!
нически подвижного пояса. СНС, сложенные преимущественно
осадочными формациями, прежде (до расцвета мобилистской
концепции плитной тектоники) именовались миогеосинклина
лями. Это мезозоиды Верхояно!Колымской и Аппалачской СНС,
альпиды Большого Кавказа, Карпат и др. подобные им образо!
вания. Их терригенные и карбонатные породы претерпели не
только пликативные и дизъюнктивные нарушения формы своего
залегания, но также и заметные вещественные изменения — в
большинстве своем свойственные стадии метагенеза (анхиме!
таморфизма), локально сменяемой более значительными изме!
нениями зеленосланцевого и амфиболитового метаморфизма.
Исследователь осадочного процесса в СНС должен, в пер!
вую очередь, прибегнуть к формационно!палеотектоническому
реконструированию исходной (древней) палеоструктуры БП, ко!
торый послужил матрицей для формирования складчатого по!
яса. Затем, исследуя минеральные парагенезы и этапность их
возникновения и изменения, надо восстановить историю фор!
мирования прежней зональности катагенеза в этом БП. После
чего, как бы «выводя за скобки» всяческие последиагенетичес!
кие изменения, анализируются реликты диагенетических и се!
диментогенных минеральных и структурно!текстурных призна!
ков исходных фациальных обстановок породо! и осадкообразо!
вания, и по полученным результатам реконструируется исход!
ный СБ или его часть. В таком ретроспективном познании усло!
вий и истории породных изменений и исходных обстановок
осадконакопления участвует, как видим, неразрывный синтез
методов формационного, литолого!фациального и стадиально!
генетического анализов, с непременным участием геоминера!
логического направления исследований. Конкретные примеры
таких исследований в СНС см. ниже, в главах 9 и 10.
В заключение вернемся к терминологическому аспекту.
Вся совокупность БП и отчасти СНС («миогеосинклинальных»
типов) на Земле составляет ее стратисферу. Однако, вопрос о
границах всех этих категорий, несмотря на логичность данных
им определений, не прост, как вообще не прост вопрос о крите!
риях для всяких геологических рубежей (см. выше). Если общее
определение нижней границы стратисферы — как границы оса!
ГГеенн ее тт ии ччеесс кк аа яя мм иинн ее рраалл оо ггиияя 6699
дочной толщи с интрузиями, мощными вулканитами и метапо!
родами — сформулировано как будто бы четко, то в последнем
случае четкость этой формулировки только кажущаяся, потому
что вопрос о точных критериях раздела между осадочными и
метаморфогенными образованиями до сих пор остался откры!
тым. Не всем ясно, куда отнести, например, зону породных из!
менений, отвечающих стадии метагенеза. Да и в полях развития
несомненного регионального матаморфизма многие породы
его фации зеленых сланцев своим внешним видом бывают не
сильно отличны от исходных осадочных разностей. Поэтому
только сочетание детальных геоминералогических наблюдений
в комплексе с картированием возрастных, фациальных и стади!
альных границ внутри СНС или БП дает нам возможность дока!
зать дискретность либо постепенность смены литогенетических
процессов метаморфогенными, как это описывалось в работах
(Симанович, Япаскурт, 2005; Япаскурт, 1999). Простым визуаль!
ным наблюдением в этом деле результатов достигнуть невоз!
можно. Но такие трудоемкие исследования, необходимы только
в конкретных ситуациях, например, когда решается вопрос о
формировании полигенных руд или вопрос о взаимосвязях оса!
дочных процессов с геодинамикой определенного природного
объекта.
Приступим теперь к рассмотрению типоморфных особен!
ностей минералов — участников осадочного процесса и их ас!
социаций.
7700 ОО ..ВВ .. ЯЯ ппаа сскк уурр тт