4. Метагенез

Метагенез, или апокатагенез, — метаморфизация осадочных пород при высоких температурах и давлении, преддверие метаморфизма, или начальный метаморфизм. Его стали выделять недавно, главным образом благодаря работам Н.В. Логвиненко (1968, 1987), до которых эти изме- 214

нения и их производные относились к метаморфизму и метаморфиче­ским породам. Это зона глинистых сланцев, филлитов, кварцитов, круп­нокристаллических мраморов.

Температура зоны метагенеза от 150-200 до 374°С, т.е. до критиче­ской для воды, когда она даже при высоких давлениях переходит в паро­образное состояние и резко усиливает метаморфизм. Поэтому здесь со­вершается некоторый скачок метаморфизма, и его естественно взять за границу литогенеза и метаморфизма. На этом рубеже перекристаллизо- вываются уже все осадочные породы, даже наиболее стойкие — обломоч­ные. Давление меняется от 1500-2000 до 3000-4000 атм, глубина от 5-6 до 15-20 км, возможно до 25 км — в зонах пассивных континентальных окраин с малым тепловым потоком. Естественно, при диапирном подня­тии мантийных расплавов, над крупными гранитными батолитами вследствие усиленного теплового потока и подъема изотерм эта граница также сильно поднимается вверх, возможно до 5-6 км. На платформах не достигаются условия метагенеза. Пористость практически отсутству­ет. Объемный вес становится равным удельному.

Основные процессы в метагенезе уже не физико-механические, а фи­зико-химические и химические (Вернон, 1980; Винклер, 1969; Природа ..., 1967). Это прежде всего перекристаллизация глинистых пород — аргиллитов и образование типично метаморфических пород — глини­стых сланцев (рис. 3.26, а). Если бы ориентироваться на глинистые по­роды, то уже в кровле катагенеза следовало бы проводить раздел между осадочными и метаморфическими породами. Но тогда неперекристалли- зованные обломочные породы, т.е. чисто осадочные, оказались бы в зоне метаморфизма, что абсурдно. Поэтому и договорились начало метамор­физма приурочить к полной перекристаллизации всех пород, включая и обломОчные. Процессы упорядочения структуры в решетке глинистых минералов были заметны уже в позднем катагенезе, в котором смектито- вые минералы трансформировались в более стойкие, с нераздвигающей- ся решеткой. В метагенезе этот процесс выражен уже как основной, гид­рослюды трансформируются в серицит и триоктаэдрические переходят в диоктаэдрические модификации 2Мь Магнезиально-железистые филло- силикаты переходят в высокотемпературные хлориты — ортохлориты. Из других глинистых минералов образуются здесь гюмбелит, пумпелли- ит, тальк, пирофиллит, а также пренит, цеолиты маловодные (ломон- тит, сколецит). Исчезает халцедон, замещаясь кварцем. В качестве ак­цессорных образуются альбит, олигоклаз, микроклин, эпидот, цоизит, турмалин, сфен, рутил, анатаз, брукит, апатит.

Одновременно с минералогическими трансформациями и новообра­зованиями из резерва рассолов и примесей глинистых и других минера­лов показательны и структурно-текстурные преобразования. В глини­стых породах помимо лепидобластовой структуры развивается кливаж течения и разрыва и формируется сланцеватость, в складчатых тол­щах часто не совпадающая со слоистостью. Они распространяются и на тонкие пласты алевролитов и песчаников. В богатых глинистым запол­нителем или цементом песчаниках широко идут направленная коррозия и кристаллизация с образованием перпендикулярно давлению стебель­чатых сочленений зерен через тонкие параллельно ориентированные

Р ис. 3.26. Метагенетические структуры и текстуры гли­нистых (а), обломочных (б,в,г), карбонатных (е) и крем­невых (д) пород:

а — лепидобластовая структура и сланцеватая текстура гли­нистых сланцев; б — лепидокластическая структура и началь­но-сланцеватая текстура глинистых песчаников; в, г — кварци­товидная (гранобластоподобная) структура первично отмытых кварцевых песчаников со стилолитовыми контактами и цемен­том регенерации и “шахматным” кварцем (рекристаллизацион- ный бластез — г) ; д — микрогранобластовая структура апоси- лицитового кварцита; е — мрамор крупнокристаллический гра- нобластовый

ленточки серицита, хлорита, помбелита и других филлосиликатов, про­низанные стебельками кварца, вероятно и альбита — бородатые зерна (рис. 3.26, б).

Первично отмытые песчаники, особенно существенно кварцевые, ос­таются неперекристаллизованными, но приобретают черты метаморфи­ческих пород — кварцитов, которыми они, однако, еще не являются. Их гранобластоподобная структура образуется в результате двух взаимо­связанных и взаимодополняющих процессов — направленной коррозии

• растворении в твердом состоянии под большим давлением и сближе- 216

нием по стилолитовым швам — и регенерации зерен в нормальном к давлению направлении, в котором они разрастаются, удлиняются и обусловливают появление в изотропной породе определенной тексту­ры — параллельной ориентированности удлиненных зерен и стилоли- тов (рис. 3.26, в). Основная часть каждого обломочного зерна остается первичной неперекристаллизованной, о чем свидетельствуют их неза­леченная трещиноватость, разнохарактерные включения и разнопла­новое волнистое Погасание — наследие тектонических напряжений и деформаций в материнских породах, толщах и массивах. Однако большие напряжения в данных песчаниках приводят к катаклазу не­которых зерен кварца, распадению его на агрегат мелких кристалли­ков, расположенных оптически часто в шахматном порядке (рис. 3.26, г), — так называемый шахматный кварц, результат грануляции и бластеза. Таким образом, кварцевые песчаники, внешне описывае­мые как кварциты, например протерозойские малиновые шокшин- ские (западный берег Онежского озера), в шлифе оказываются только кварцитовидными.

Карбонатные породы, приобретшие черты метаморфических еще на подстадии глубинного катагенеза (Диагенез ..., 1971; Полонская и др., 1975), перекристаллизовываются снова и превращаются в бо­лее крупнокристаллические мраморы (рис. 3.26, е). Кремневые по­роды становятся в результате перекристаллизации кварцитами, обычно микрокварцитами (рис. 3.26, д), сохраняющими внешние черты и текстуру первичных пород. Поэтому их называют кремня­ми, яшмами, фтанитами или яшмокварцитами, фтанитокварцита- ми, силицитокварцитами.

Жидкие и газообразные углеводороды практически “выклинива­ются” , а твердые, потерявшие бблыпую часть летучих компонентов в катагенезе, отдают последнюю оставшуюся часть и превращаются в угли тощие (С — 90%), полуантрациты и антрациты, содержащие не менее 95% углерода и меньше 5% суммы О и Н. Три исходных по пер­вичному растительному веществу углей — гумусовых, сапропелевых и липтобиолитовых — сближаются и становятся на этой стадии мало различимыми. Это и понятно — все они превращаются почти в чистый углерод — семиграфит, а затем, на стадии метаморфизма, и в графит с содержанием С — 100%.

Таким образом, результат метагенеза — пестрая по степени изме- ненности толща: в ней чередуются метаморфические (глинистые сланцы, мраморы) и лишь метаморфизованные (песчаники) осадоч­ные породы.

Вклад в изучение ката- и метагенеза в последние годы сделал

О.В. Япаскурт (1989), показавший на примере хорошо изученных палеозойских и мезозойских отложений Лено-Вилюйского бассейна и Верхоянского хребта не только ход метаморфизма погружения, но и часто решающее влияние глубинных магматических очагов, про­являющееся в стратисфере широкими ореолами последовательно затухающих преобразований — от метаморфических через метаге­нез к катагенезу. При этом уровни метаморфизма часто секут стра­тиграфические границы.

Рассмотренные стадии седименто- и литогенеза показывают посто­янное и медленное, почти (квази) равномерное изменение вещества, минералов и пород, что дает в руки геолога важную и удобную шкалу оценки глубин погружения, интенсивности теплового потока и геотекто­нического режима, т.е. представляет собой важный метод геоструктур- ного и геотектонического, а также историко-геологического анализа. Одновременно по стадиям изменения разных групп осадочных пород — седиментитов — улавливается раннее проявление интрузивного магма­тизма и закладываются основы понимания глубинного метаморфизма. В результате литогенеза на всех его стадиях освобождается больше поло­вины первичного объема осадков в виде жидких и газовых флюидов, во много раз превосходящих по объему мантийные, и насыщенные почти всеми элементами таблицы Менделеева — готовый резерв для гидротер­мального рудообразования и мощнейший флюидный фактор автомета­морфизма. В последние годы на процессы элизионного отжатия воды и подвижных компонентов для породо- и рудообразования обратил внима­ние В.Н. Холодов (1983).

Где же начинается литогенез? Н.М. Страхов седиментогенез закан­чивал диагенезом, а литогенез начинал с катагенеза. Это понятно, если учесть, что главное в его трактовке диагенеза заключалось в процессах сингенеза, протекающих в условиях открытой системы. Его действи­тельно надо относить к экзосфере, точнее к зоне осадкообразования. Главнейшая историко-геологическая и термодинамическая граница проходит в подошве зоны сингенеза, открытой для энергетического и ве­щественного обмена со средой осадкообразования — наддонной водой, атмосферой и биосферой. Эта граница — геохимический барьер — явля­ется кровлей зоны диагенеза, с которого начинается прогрессивное одно­направленное преобразование осадков по эндогенному типу. Общими чертами всех этих стадий и зон являются существенная термодинамиче­ская закрытость системы и механическая уравновешенность осадков и пород, а также геологическое время медленно текущих процессов, из ко­торых вверху доминируют биохимические (диагенез), ниже — физико­механические (катагенЬз) и физико-химичесие (катагенез). По мере погружения слои и породы все больше реагируют коллективно, как толщи и крупные массы, как бы растворяясь в формирующихся слоях земной коры.

Расшифровывание сложной и длительной многостадийной истории формирования осадочных пород — задача стадиального анализа. Он основывается на изучении: 1) последовательных структурно-текстур­ных преобразований, причем часто приходится начинать с конца, с по­следней стадии, наложившей свои отпечатки на породу, последователь­но как бы снимая все предыдущие, восстанавливая первичный облик осадка; 2) минеральных преобразований и новообразований, базируясь на их структурных взаимоотношениях (например, если минерал корро­дирует другой — он относительно более поздний ...) и теоретических за­конах связи степени кристалличности и термодинамических условий и т.д.; 3) газово-жидких включений — методом декрипитации и др. Ста- 218 диальный анализ подобен историко-геологическому в стратиграфии и тектонике: он состоит не только из объективного изучения взаимоотно­шения телесных объектов (минералов, структур и т.д.), но и из истолко­вания их в историческом и генетическом плане. Он, таким образом, яв­ляется и генетическим анализом, хотя и в узком его аспекте: стадиаль­ный анализ раскрывает условия и способы преобразования и жизни осад­ка и породы лишь в стратисфере, хотя может пролить свет и на стадии седиментогенеза — по характеру компонентов и их измененности в председиментационные фазы (Каширцева, 1970; Япаскурт, 1989).

Стадиальный анализ дает большой материал для более общего геоло­гического генетического анализа: восстановления тектонического режи­ма, интенсивности теплового потока и влияния скрытых интрузивных очагов, для палеогидрогеологического анализа, т.е. для определения со­става подземных вод на разных стадиях жизни стратисферы. Очень много дает стадиальный анализ для понимания происхождения ряда полезных ископаемых — медных, полиметаллических, урановых и других руд, монтмориллонитовых и других глин, цеолитов, магнезитов, доломитов, флюоритов и др. (Источники ..., 1976; Казицын, 1979; Маракушев, 1965).