2. Общая схема диагенеза

Свежесформированный бассейновый осадок представляет собой в подавляющем большинстве случаев рыхлое или текучее тело, сильно обводнённое, богатое микроорганизмами и состоящее из весьма разнородного в химическом и минералогическом отношениях материала, частью твёрдого, частью жидкого и газообразного. Важнейшей чертой этой совокупности веществ с физико–химической точки зрения является отсутствие равновесия между многими, входящими в её состав реакционноспособными соединениями; это — неуравновешенная и потому неустойчивая физико–химическая система. В осадке имеются c одной стороны бульшее или меньшее количество свободного кислорода и богатых кислородом веществ, способных отдавать его (SO₄^2–, Fe₂O₃, Н₂О, гидроокислы марганца и др.), а с другой — живые организмы (бактерии), нуждающиеся в кислороде для поддержания существования, а также мёртвое органическое вещество, являющееся субстратом для их жизнедеятельности. Находящаяся в осадке вода, не отличающаяся в момент образования осадка от воды наддонной, в одних случаях не насыщена по ряду химических соединений (СаСО₃, SiО₂, фосфаты, алюмосиликаты и др.), которые имеются в осадке в виде минералов, и при этом начинается процесс их растворения, в других — насыщена рядом соединений, и достаточно незначительного изменения геохимических условий (спусковой крючок), чтобы началось осаждение твёрдого вещества. Глинистые минералы содержат разнообразные поглощённые катионы, состав (набор) которых был приобретён глинистым веществом ещё в источниках сноса и на путях транспортировки и который обычно не отвечает составу иловой воды и потому неизбежно должен изменяться при длительном соприкосновении с этой водой. Одним словом, свежесформированный осадок является метастабильной физико–химической системой, не уравновешенной по многим направлениям. Естественно, что в осадке немедленно после фиксации осадочных частиц на дне начинаются процессы уравновешивания, приспособления реакционноспособных компонентов осадка друг к другу.

Этот процесс физико–химического уравновешивания сложной и многокомпонентной системы реакционноспособных веществ в термодинамических условиях поверхности земной коры и есть то, что мы называем диагенезом осадка или превращением его в породу (Н.М. Страхов).

Достижение равновесия осуществляется серией физико–химических процессов, теснейшим образом связанных друг с другом и представляющих собой единое и неразрывное целое.

Самым ранним из этих процессов является поглощение организмами свободного кислорода из иловой воды (окислительный этап диагенеза). После этого, когда в системе не остаётся свободного кислорода, начинаются процессы редукции гидроокислов железа, марганца, ванадия, хрома и др., а также редукция сульфатов.(Когда свободного кислорода в системе уже не остается, бактерии начинают использовать кислород названных кислородсодержащих соединений; эти соединения при этом восстанавливаются). Среда осадка из окислительной превращается в восстановительную (начинается восстановительный этап диагенеза). Eh среды понижается, а рН после некоторого понижения в самом начале процесса обычно повышается. Разлагается органическое вещество, переходя в газы (СО₂, H₂S, Н₂, N₂, NH₃ и др.). Процесс бактериального восстановления сульфатов сопровождается образованием углекислого газа, увеличение концентрации которого в системе способствует растворению карбонатных компонентов осадка. Имеющиеся в осадке твёрдые фазы СаСО₃, МgСО₃, SrCO₃, SiO₂ и др. веществ, длительно соприкасаясь с водой, не насыщенной ими, постепенно растворяются, достигая состояния насыщения (насыщенных растворов). Между катионами, находящимися в поглощённом состоянии на глинистых минералах, и катионами иловой воды происходит обмен, в результате которого меняется состав как илового раствора, так и поглощённого комплекса глинистых минералов, многие малые химические элементы в большей или меньшей степени обогащают иловый раствор.

В итоге всех этих процессов вода, пропитывающая осадок, меняет свой состав. Она в большей или меньшей степени лишается сульфатов, резко повышает свой щелочной резерв, обогащается железом, марганцем, кремнезёмом, органическим веществом, фосфором, малыми элементами, лишается кислорода, вместо которого накапливаются сероводород, метан, углекислый газ, аммиак, водород. Eh падает до –150...–300 мВ, рН колеблется от 6,8 до 8,5. Возникает геохимический мир, резко отличный от мира наддонной воды, хотя и находящийся в ближайшем с ним соседстве.

Оформление специфических иловых растворов даёт толчок двум важным, но существенно различным процессам.

Первый заключается в “обмене веществ” между наддонной водой седиментационного бассейна и иловым раствором. Этот “обмен веществ” осуществляется благодаря возникновению концентрационных градиентов между иловым раствором и наддонной водой. Например, в иловом растворе благодаря процессу восстановления SO₄^2– его концентрация понижается и этот ион начинает диффундировать из наддонной воды в осадок. С другой стороны, газы и другие химические элементы и соединения, генерирующиеся в илу вследствие разложения органического вещества, медленно диффундируют в наддонную воду. Этот “обмен веществ” между осадком и наддонной водой может захватывать осадок на разную глубину в зависимости от многих факторов.

Другой важный процесс, который идёт в зоне диагенеза — это аутигенное минералообразование. Сочетания некоторых ионов, находящихся в растворе, рано или поздно достигают стадии насыщения раствора тем или иным веществом, которое выпадает в осадок, образуя диагенетические минералы. Процессы минералообразования тесно связаны с “обменом веществ” между осадком и наддонной водой, о чём мы говорили выше. Это легко проиллюстрировать на следующем примере. Углекислый газ, который активно генерируется в осадке в ходе разложения органического вещества и способствует вначале удержанию в растворенной форме карбонатов, начинает медленно диффундировать в наддонную воду; удаление из системы СО₂ может приводить к выпадению карбонатных минералов.

Наиболее распространенными минералами стадии диагенеза являются сульфиды железа (пирит, марказит, гидротроилит, грейгит, мельниковит), карбонаты (кальцит, арагонит, доломит, магнезиальный кальцит), фосфаты (подолит, курскит, коллофанит, керченит), силикаты (каолинит, гидрослюда, монтмориллонит, смешаннослойные фазы, палыгорскит, сепиолит, глауконит, лептохлориты, цеолиты), окислы и гидроокислы железа, марганца, кремния; в эвапоритовых осадках образуются гипс, ангидрит, целестин, барит, галит и др.

Аутигенные минералы стадии диагенеза встречаются в виде рассеянных мелких зёрен в массе осадка, часто образуют пелитоморфные агрегаты, колломорфные выделения, плёнки, образуются метасоматически по первичным (аллотигенным) минералам (это касается, в первую очередь, алюмосиликатов), псевдоморфозы по растительным остаткам, а также слагают конкреции (стяжения), желваки, глобули, бобовины, конкреционные прослои и цементирующую массу осадка. Важным продуктом диагенеза являются конкреции, которым будет посвящена специальная лекция.

Конкреции образуются обычно (но не всегда) на завершающих этапах диагенеза. Пестрота физико–химической обстановки (по рН, Eh, концентрации ионов) в разных участках осадка приводит к тому, что вещество, вначале распространённое более или менее равномерно в осадке, начинает перераспределяться, уходя из одних мест и создавая сгущения в других (возникают пятна неопределённых очертаний, линзы, стяжения). Возникают конкреции — карбонатные, сульфидные, фосфоритовые, кремневые. Равномерное распределение аутигенных минералов постепенно сменяется неравномерным. Минералы дают стяжения в разных точках осадка (затравками для роста стяжений бывают неоднородности осадка — раковины, растительные остатки, обломочные зёрна), обособляясь в большей или меньшей мере друг от друга. Происходит дифференциация индивидуальных веществ.

Так, в результате сложной серии взаимосвязанных процессов исходная физико–химически метастабильная многокомпонентная система легкоподвижных реакционноспособных веществ — твёрдых, жидких, газообразных — превращается в систему, близкую к равновесию; осадок становится породой.

Одновременно с физико–химическими превращениями имеют место изменения физико–механических свойств: осадки в некоторой мере уплотняются, теряют свою поровую воду, которая сначала отжимается по наиболее проницаемым зонам осадка обратно в бассейн осадконакопления, а затем по толще осадка. При перераспределении веществ и формировании конкреций образуются плотные окаменелые участки. Некоторые виды осадочного материала становятся плотными (литифицируются) в результате химических процессов (в основном карбонаты), некоторые несколько уплотняются механически (в основном глины).

Источником энергии для протекающих физико–химических процессов на стадии диагенеза является внутренняя энергия самой системы, запасенная в стадию седиментогенеза (главным образом в органическом веществе) и освобождающаяся в ходе уравновешивания самой системы.

Мы рассмотрели самую общую схему диагенеза, причём в основном ориентировались на морские отложения. Но самая лучшая схема не может точно отражать реальную природу. Существует множество отклонений от неё, которые зависят от множества причин. Например, мы говорили об окислительном и восстановительном этапах диагенеза. Однако, в условиях, когда в осадке имеется большое количество органического вещества, окислительного этапа может практически вообще не быть. Мы говорили о процессе восстановления сульфатов как об одном из наиболее важных диагенетических процессов. Это справедливо для морских отложений, ведь морская вода содержит достаточно много сульфат–иона. А в случае диагенеза пресноводных озёрных осадков процесс сульфат–редукции может быть практически не выражен из–за отсутствия в пресной воде сульфат–иона. Подобные примеры можно продолжать. И мы это отчасти сделаем в наших следующих лекциях, посвящённых стадии диагенеза.

Подтема 4.2.  Диагенез терригенных осадков

Основными компонентами терригенных осадков являются глинистые минералы, кварц, полевые шпаты и слюды. Рассмотрим основные особенности диагенеза этих видов осадочного материала.