Тема 6. Процессы и продукты преобразования осадочного материала на стадии метагенеза Общие положения

Стадия метагенеза следует при прогрессивном развитии литогенеза за стадией катагенеза и включает преобразования осадочного вещества, являющиеся переходными к метаморфизму. Метагенетические преобразования изучены ещё недостаточно, и некоторые исследователи (например, Л.Б. Рухин, А.В. Копелиович, Г.А. Каледа и др.) вообще не выделяли стадию метагенеза. Наиболее последовательными сторонниками необходимости выделения стадии метагенеза являются Н.В. Логвиненко, детально изучивший изменения пород карбона в глубоких зонах Большого Донбасса, кембрия и ордовика Северного Урала, и О.В. Япаскурт, который исследовал предметаморфические преобразования мезозойских и палеозойских отложений Верхоянья.

Существо метагенетических изменений осадочных пород определяется двумя главными обстоятельствами. 1) Процессы изменения осадочного материала протекают в условиях высоких температуры (300–400C) и давления, в том числе тангенциального давления (стресса), достигающего 1000 МПа и выше. 2) Породы зоны метагенеза, будучи уже сильно преобразованнными на предыдущих стадиях литогенеза, уплотнены настолько существенно, что в них остаётся мало свободного порового пространства. Это затрудняет процессы цементации, столь характерные для предыдущих стадий. Взамен этих процессов на первый план выступают процессы метасоматического замещения одних минералов другими и перекристаллизация, причём, взамен фильтрации растворов по поровому пространству большое значение приобретают диффузионные процессы, также протекающие с участием жидкой фазы, и твёрдофазовые или существенно твёрдофазовые реакции.

Процессы метагенеза протекают в двух существенно различных основных обстановках: а) в весьма глубоких зонах осадочно–породных бассейнов, где осадочные породы претерпевают изменения под влиянием температуры и давления, развивающихся в результате регионального погружения, и б) в зонах динамотермальной активизации, где высокие температура и давление (главным образом стрессовое) являются следствием активности тектонических процессов (складчатости, разломообразования) вне прямой связи с погружением осадочных комплексов.

Породы зоны метагенеза

Некоторые исследователи (Н.В. Логвиненко, Л.В. Орлова) предлагают различать подзоны начального и глубинного метагенеза. Зоне начального метагенеза присущи такие породы, как кварцито–песчаники, песчаники–кварциты, глинистые сланцы, сильно перекристаллизованные известняки и доломиты, антрациты. В подзоне глубинного метагенеза появляются кварциты, аспидные и филлитоподобные сланцы, мраморизованные известняки и доломиты, графитизированные антрациты.

Рассмотрим основные процессы и продукты метагенеза, которые наиболее детально исследованы для терригенных пород.

Изменения структур

“Бородатые” зёрна. В терригенных породах с большим количеством глинистого цемента отмечается прорастание краевых частей кварцевых и полевошпатовых зёрен параллельными чешуйками серицита, гидрослюды, хлорита (рисунок). Такие образования получили наименование “бородатых” зёрен. Иногда между кристаллами глинистых минералов в зёрнах “бородатого” кварца просматриваются выделения вторичного кварца, отличного по оптическим свойствам от первичного минерала. “Бородатые” зёрна возникают в результате сочетания гравитационно–направленной коррозии и давления стресса. В соответствии с принципом Рикке, обломочные зёрна растворяются со стороны направления давления, а со стороны, перпендикулярной давлению, в так называемых “деформационных тенях”, прорастают серицитом, гидрослюдой, хлоритом и вторичным кварцем.

Шиповидные структуры. В том случае, когда прорастание обломочных зёрен кварца и полевого шпата глинистыми минералами происходит по всему периметру зёрен, возникают шиповидные структуры. Иногда такое прорастание бывает настолько интенсивным, что обломочные зёрна нацело замещаются гидрослюдисто–серицитовым агрегатом. Шиповидные структуры могут быть результатом продвинутого формирования “бородатых” зёрен кварца и полевого шпата. Вместе с тем они могут развиваться в условиях более или менее равномерного распределения давления на обломочные зёрна в отличие от “бородатых” зёрен, которые формируются преимущественно при одностороннем давлении.

Бластические структуры. Эти структуры возникают в результате бластеза, под которым понимается процесс твёрдофазовой взаимной перекристаллизации контактирующих породообразующих компонентов. В зависимости от полноты проявления бластеза различают полнобластические, неполнобластические и зачаточно–бластические структуры. В зависимости от состава и формы частиц, подверженных бластезу, бластические структуры подразделяются на три разновидности. При срастании изометричных (кварцевых и полевошпатовых) зёрен возникают гранобластовые структуры; при срастании слюд и слюдоподобных минералов — лепидобластовые; при срастании игольчатых минералов (актинолит, силлиманит) — нематобластовые. Нередко развиваются более сложные, смешанные, структуры — лепидогранобластовые, нематогранобластовые и др. Процесс бластеза наиболее полно изучен для кварцевых пород. На рисунке 14–3, 4, 5 (Япаскурт) наглядно видны этапы прогрессивного развития этого процесса. В том случае, когда какой–либо минерал из–за большей кристаллизационной силы по сравнению с другими минералами образует крупные правильной формы кристаллы, структура называется порфиробластовой. Если эти выделения (порфиробласты) имеют форму, близкую к округлой, говорят об очковой структуре (рис. 7 – Япаскурт).

Пластическая деформация и катаклаз. Эти виды изменений приводят к изменению структур зёрен посредством нарушения их внутреннего строения и частичного раздробления. Под действием высоких давлений деформируются кристаллические решётки минералов: появляется волнистое угасание, образуются двойники скольжения. Изменяются форма и размер зёрен, они растрескиваются и дробятся. Минералы претерпевают неодинаковые деформации из–за различий в механических свойствах. Разрушение при катаклазе обычно не сопровождается существенными дифференциальными перемещениями зёрен. Поэтому текстура пород может оставаться неизменной.

Выше мы рассматривали изменения структуры пород, характерные для стадии метагенеза. На этой стадии изменяются также и текстуры, которые в целом консервативнее, чем структуры. Рассмотрим характерные метагенетические текстуры.

Изменения текстур

Кливаж течения и разрыва. Текстура (точнее микротекстура, т.е. текстура, устанавливаемая в шлифе) кливажа представляет собой плоскопараллельное расположение отдельных участков породы (блоков, микролитонов), разделённых между собой швами дифференциального скольжения, представленными субпараллельно расположенными чешуйчатыми или листоватыми минералами (слюдами, глинистыми минералами) (рис. 37 из Логвиненко, Орловой). Под действием высокого давления и химического перераспределения вещества происходит перемещение блоков породы друг относительно друга по этим швам.

Кристаллизационная сланцеватость. Это плоскопараллельная микротекстура, образованная параллельно расположенными в породе минеральными зёрнами, удлинёнными и уплощёнными в результате сочетания процессов односторонней коррозии, регенерации и/или бластеза (по Япаскурту). Следует особо подчеркнуть, что эту текстуру нельзя путать с первичной, седиментационной, сланцеватостью, которая по существу является изменённой в результате сильного механического уплотнения слоистостью. Кристаллизационная сланцеватость, развивающаяся на поздних этапах метагенеза, возникает в результате сочетания процессов растворения и кристаллизации, т.е. “химических” по своей природе процессов. Эта особенность запечатлена в названии текстуры. На рис. 11 (Япаскурт) хорошо видно, как кристаллизационная сланцеватость сечёт первичную слоистость. Кристаллизационная сланцеватость наложена на седиментационную слоистость. Последняя бывает хорошо заметна при одном николе. Кристаллизационная сланцеватость часто сечёт седиментационную текстуру под острым углом и наиболее отчётливо видна при скрещенных николях. Вдоль кристаллизационной сланцеватости ориентированы почти все чешуйки новообразованного серицита, уплощённые и удлинённые зёрна кварца линзовидной и веретеноподобной формы. Слюдистые, кварцевые и полевошпатовые зёрна подвержены бластезу, в результате чего текстура кристаллизационной сланцеватости сочетается с лепидобластовой и гранолепидобластовой структурами.

Изменение и образование минералов

Кварц. Важнейшим процессом преобразования кварца в зоне метагенеза является бластез. Можно различать два типа бластической перекристаллизации кварца. Наиболее часто протекает процесс обычного рекристаллизационного бластеза, когда миграция границ зёрен происходит без осложнения контактов между ними; при этом кварцевые зёрна как бы взаимно поглощаются (на базе рис. 4 из Япаскурта). В динамически активных зонах рекристаллизационные контакты бывают осложнены грануляцией — развитием здесь мельчайших разноориентированных кварцевых индивидов (на базе рис. 4 из Япаскурта). Это рекристаллизационно–грануляционный бластез.

Процесс метагенетической перекристаллизации кварца сопровождается очищением зёрен от жидких и газово–жидких включений. Этот процесс был детально изучен И.М. Симановичем в шокшинских кварцито–песчаниках Карелии. В результате бластической миграции межзерновых границ в сочетании с пластической деформацией зёрен происходит концентрирование включений в пределах вытянутых зон, напоминающих изогнутые линии спайности. Это так называемые полоски Бема, имеющие под микроскопом бурый цвет из–за обилия включений (рис. 2г из Япаскурта). В результате рекристаллизационной миграции жидких и газово–жидких включений они удаляются из кварцевых зёрен. Этот процесс очищения кварца полностью завершается в зоне зеленосланцевого метаморфизма.

Полевые шпаты. Полевые шпаты так же, как кварц и другие минералы в зоне метагенеза участвуют в процессе бластической перекристаллизации. Кроме того здесь отмечается усиление по сравнению с зоной катагенеза процесса серицитизации полевых шпатов, протекают процессы их альбитизации и частичного окварцевания. По полевым шпатам образуются пренит, пумпеллиит, эпидот.

Слюды. Очень характерный метагенетический процесс — образование мусковита. Этот минерал образуется главным образом по глинистому веществу и по биотиту. Превращение биотита в мусковит и хлорит — один из двух путей, ведущих к исчезновению биотита в породах.. В других случаях преобразование биотита протекает таким образом, что на его месте остаются лишь реликты в виде тёмных полупрозрачных скоплений рудного (железисто–титанистого) материала. Это связано с высвобождением железа и титана из решётки разрушающегося биотита. Иногда на участках разрушения биотита отмечаются кристаллы анатаза и рутила. Таким образом, на стадии метагенеза завершается цепь процессов разрушения биотита или образования на его базе других минералов, начинающаяся еще в диагенезе. На протяжении всего литогенеза для преобразований биотита характерна однонаправленная тенденция — к удалению из пород. Его полное отсутствие или присутствие незначительных реликтов — один из характерных признаков метагенетической стадии. Интересно, что в процессах метаморфизма осадочных пород биотит опять образуется. Более того, его появление некоторые исследователи предлагают считать началом стадии метаморфизма. Новообразованный биотит легко узнаётся по “свежести” облика (яркий коричневый цвет, отчётливый плеохроизм).

Глинистые минералы. Весьма характерна для стадии метагенеза хлоритизация глинистых минералов с образованием высокотемпературных модификаций хлорита. Кроме того, продолжается и усиливается процесс гидрослюдизации аутигенных и аллотигенных глинистых минералов, причём, новообразованные гидрослюды принадлежат как правило к высокотемпературному политипу 2М1 и серициту. Отмечаются новообразования стильпномелана (минерала по структуре близкого к тальку), не встречающегося на предыдущих стадиях литогенеза. Минералы каолинитовой группы на стадии метагенеза представлены чаще всего диккитом, который образуется по каолиниту. Последний, кроме того, трансформируется в гидрослюду и пирофиллит.

В породах разного петрографического типа формируются различные парагенезы аутигенных метагенетических минералов. В мономинеральных кварцевых породах резко доминирует аутигенный кварц. Аркозовым породам присущи новообразования полевых шпатов, гидрослюд, серицита, мусковита, хлорита, реже стильпномелана, эпидота, сфена и карбонатов. Для метагенетических минеральных ассоциаций граувакк характерны хлорит, карбонаты; гидрослюды и мусковит здесь замещаются стильпномеланом, отмечаются пренит и эпидот. В вулканогенных разностях граувакковых пород важное место занимают новообразованные альбит и эпидот. Глинистым породам свойственны новообразованные гидрослюда, серицит, мусковит, хлорит, диккит, пирофиллит. Набор метагенетических минералов карбонатных пород, уже почти полностью и существенно перекристаллизованных, представлен кальцитом, доломитом, анкеритом и минералами — продуктами преобразования глинистой примеси: кварцем, гидрослюдой, хлоритом. Для карбонатных минералов характерны полисинтетические двойники, следы деформации.

Наиболее характерными особенностями минералогии зоны метагенеза терригенных пород являются интенсивное новообразование мусковита и хлорита и бластическая перекристаллизация обломочных компонентов.

Рассеянное органическое вещество в зоне метагенеза находится на стадии перехода от антрацитовой к графитовой стадии.

Метагенез и метаморфизм

Глубинно–метагенетические преобразования терригенных толщ во многом сход­ны с начально–метаморфическими изменениями и в первую очередь с мусковит–хлоритовой субфацией фации зелёных сланцев регионального метаморфизма. Их основным различием является то, что появляющиеся на стадии метагенеза метаморфические минералы ещё остаются акцессорными или второстепенными и не приобретают породообразующей роли.

Повторим основные вещественно–минералогические критерии начала метаморфизма. Это: а) массовое появление новообразованного биотита, б) существенная перекристаллизация грубых обломочных зёрен, широкое развитие альбита, мусковита, эпидота, возникновение слюдяных кварцитов, пирофиллитовых сланцев, филлитов и мраморов, в) индекс кристалличности гидрослюды меньше 4, г) сильное проявление текстур течения.

Стадия метагенеза постепенно переходит в стадию метаморфизма, которая может быть представлена зеленосланцевой фацией регионального метаморфизма типа Барроу (Шотландия), фациями метаморфизма типа Абукума (Япония), свойственными областям развития островных дуг, фациями контактового метаморфизма (на контактах с интрузиями) и др. Минеральные парагенезы, возникающие на стадии метагенеза, во всех этих случаях оказываются довольно близкими.

В результате метаморфизма осадочных пород возникают параметаморфические породы в отличие от ортометаморфических, образующихся при метаморфизме магматических пород.