Тема 4. Процессы и продукты преобразования осадочного материала на стадии диагенеза

Подтема 4.1. Основные факторы и общая схема диагенеза

1. Основные факторы диагенеза

Набор основных факторов диагенеза определяется тем, что процессы этой группы протекают в непосредственной близости от поверхности Земли, явля.ются непосредственным продолжением процессов седиментогенеза и поэтому в значительной мере обусловлены географическими условиями, в которых находится бассейн осадконакопления.

а) Температура. Роль температуры в процессах диагенеза достаточно понятна. От этого фактора сильно зависит равновесие в системе осадок – раствор – газ. Температура существенно влияет на растворимость минералов и скорость химических реакций. Несмотря на это, геотермический градиент в разных бассейнах осадконакопления существенно колеблется (средний геотермический градиент на Земле — 3C / 100 м, на платформах — 1, в геосинклиналях — 7–8, в верхней части осадочного чехла океана — 6,5C), диагенез в мелководных бассейнах протекает при температурах, обычно близких к поверхностным из-за того, что мощность зоны диагенеза довольно небольшая. В океанах, под большой толщей воды в глубоководных зонах, эта температура может быть низкой (5–6C), ниже, чем на поверхности воды. Более низкая, чем на поверхности, температура может быть в осадках глубоководных озер. Более высокие температуры следует ожидать в областях повышенного теплового потока вблизи срединно-океанических хребтов, в зонах трансокеанских разломов и вблизи действующих вулканов. В солеродных бассейнах, особенно глубоководных, характерных для геологического прошлого, из-за расслоенности по солёности столба концентрированного рассола и парникового эффекта температура в верхней части соляного осадка может достигать 40–50C.

Таким образом, температура зоны диагенеза в первом приближении может колебаться от 4 до 50C, т.е. может быть в общем оценена как невысокая.

б) Давление. Можно говорить о геостатическом давлении, которое определяется нагрузкой толщи осадочного материала и реализуется на стыках зёрен этого материала, и о гидростатическом давлении, которое обусловлено весом столба жидкости, заключённой в осадке и располагающейся над ним. Поскольку мощность зоны диагенеза, как мы уже говорили, обычно довольно небольшая (несколько десятков метров), то геостатическое давление в зоне диагенеза в общем невелико; оно несколько увеличивается сверху вниз в толще осадка, и о сколько–нибудь значительном уплотнении осадка под действием нагрузки вышележащих слоёв можно говорить лишь для нижней зоны диагенеза (для заключительных этапов диагенеза). Величина гидростатического давления в зоне диагенеза зависит от глубины бассейна осадконакопления. В мелководных бассейнах гидростатическое давление невелико, в глубоководных — значительно. Так, давление столба воды на ложе океана более 60 МПа (600 атм). Роль давления столба жидкости на диагенез осадка сложная и до конца невыясненная. Существует точка зрения, что столб жидкости создаёт взвешивающий эффект, препятствует оттоку растворов из уплотняющегося осадка и, тем самым тормозит его геостатическое уплотнение.

Роль давления в процессах диагенеза состоит в том, что оно влияет на растворимость минералов и определяет процесс отжима раствора из осадка, обусловливает образование литогенетических трещин.

Литогенетические трещины образуются на стадии диагенеза. Важно уметь отличать их от трещин, образующихся на стадии катагенеза. Такое умение — важный элемент стадиального анализа. На стадии катагенеза трещины в основном тектонические. Жесткий консолидированный каркас литифицированных пород, находящихся в зоне катагенеза, реагирует на тектонические напряжения разрывом сплошности материала. Возникают, как правило, вертикальные, субвертикальные, часто весьма выдержанные и широкие трещины (показать на рисунке или керне). На стадии диагенеза, когда осадочный материал ещё большей частью мягкий, пластичный ,тектонические напряжения приводят к смятию (но не разрыву), которое слабо выражено в осадке. Природа трещин в диагенезе (литогенетических), узких, непротяжённых, чаще всего горизонтальных (показать на рисунке или образце), иная. Литогенетические трещины образуются при литификационном уплотнении осадков и потере ими воды обычно на заключительных этапах диагенеза. Встречаются две разновидности литогенетических трещин: трещины напластования (параллельные слоистости) и внутрислойные трещины (нормальные к слоистости). Более широко распространены трещины напластования. Их ширина (мощность) измеряется долями миллиметра, а протяжённость — миллиметрами. Эти трещины больше характерны для глинистых отложений, чем для карбонатных. Выполнены они бывают халцедоном, кальцитом, пиритом, глинистым веществом. Механизм образования таких трещин изучен слабо. Полагают, что они возникли за счёт геостатической нагрузки вышележащих осадков, т.е. при сжатии, как результат анизотропии различных участков слоя осадка. В связи с этим преимущественная приуроченность трещин напластования к глинистым породам объясняется текстурными особенностями этих отложений (тонкослоистостью, тонкоплитчатостью). Внутрислойные  трещины  имеют ничтожную ширину (доли миллиметра – первые единицы миллиметров). Их иногда называют волосными или нитевидными. Выполнены они бывают кварцем, халцедоном, кальцитом. Они наиболее характерны для маломощных (0,5–5,0 см) карбонатных слойков с раздувами и пережимами, локализованных в карбонатно–глинистых отложениях (показать такие карбонатные слои). Возникновение деформаций связано со сжатием под действием веса накапливающихся осадков, которое в условиях горизонтального залегания пластичных слоёв, сопровождается растяжением в направлении, перпендикулярном к направлению сжатия (показать). При достаточно интенсивном развитии напряжений в местах пережимов карбонатных слоёв могут возникать трещины отрыва и скалывания, в местах раздувов — трещины отрыва. Образованию внутрислойных трещин способствует также давление поровых вод, отжимаемых при уплотнении из глин в карбонатные прослои. [Чтобы рассказ о трещинах, возникающих в диагенезе, был полным, скажем, что на этой стадии образуются ещё так называемые септариевые трещины в конкрециях. Но об этом мы, возможно, поговорим в лекции о конкрециях].

в) Иловые воды. Важным фактором диагенеза являются иловые воды, которые насыщают осадок, вернее их химический состав. Основу иловых вод составляют те поверхностные воды, в среде которых происходило накопление осадка. Существо диагенеза во многом и заключается в преобразовании исходно захороненной в осадке воды под влиянием взаимодействия с твёрдой фазой осадка. Поэтому целесообразно кратко рассмотреть химические особенности тех поверхностных вод, которые дают начало иловым водам и в существенной степени определяют ход диагенетических процессов. Но прежде чем это сделать, стоит вспомнить о способах выражения химического состава и подходах к классифицированию природных вод. Это нужно сделать, чтобы с сознанием дела рассматривать интересующие нас вопросы не только в части диагенеза, но и последующих разделов курса.

В гидрогеохимической практике приняты три основные формы выражения концентрации компонентов. Первая форма — это г/л или мг/л. Это масса химического вещества, содержащегося в 1 л природного раствора. Реже массу химического вещества рассчитывают не на объёмную единицу (л), а на массовую (кг), и получается единица измерения г/кг. Вторая форма выражения — это г–экв или мг–экв. Чтобы получить миллиграмм–эквивалентное выражение концентрации, надо величину концентрации в мг/л разделить на эквивалентную массу иона. Эквивалентная масса иона равна атомной массе, делённой на валентность. Например, эквивалентная масса Са²⁺ составляет 40,08 : 2 = 20,04, а Na⁺ — 23,0 : 1 = 23,0. Эквивалентная форма выражения результатов по существу равнозначна молярной форме выражения; при этом концентрации веществ выражены в тех химически равноценных единицах, пропорционально которым они вступают между собой в реакции. При качественно выполненном анализе сумма мг–экв анионов равна сумме мг–экв катионов. Наконец, третья форма выражения концентраций — это %–эквивалентная форма. Сумма мг–эквивалентов анионов принимается за 100 % и сумма мг–эквивалентов катионов — за 100 % и рассчитывается, какой процент составляет концентрация каждого иона (в мг–экв) от общей суммы катионов или анионов. Привести пример анализа воды, который дан на одном из демонстрационных плакатов.

Одной из важнейших характеристик химического состава природных вод является их минерализация, т.е. сумма растворённых солей, содержащаяся в единице объёма или массы раствора или (реже) растворителя, т.е. самой воды. Минерализация выражается в г/л, мг/л, г/кг, мг/кг, может даваться в процентах (%), промилле (‰), в эквивалентном выражении. Иногда, главным образом в океанологии, вместо термина “минерализация” применяется термин “солёность”. Это синонимы.

По величине минерализации природные воды подразделяются на пресные (до 1 кг/кг), солоноватые (1,0–10,0 г/кг), солёные (10,0–35,0 г/кг) и рассолы (35–>370 г/кг). В пределах названных групп существует более дробное деление, как показано в таблице (дать демонстрационный плакат). Кстати, в этой таблице можно видеть, как сильно различаются цифры минерализации, выраженной в г/кг и г/л при большой минерализации. Это связано с существенным ростом плотности воды при увеличении минерализации (пресная вода имеет плотность 1,0 г/см³; морская вода (формально рассол) с минерализацией 36 г/л — 1,03 г/см³, рассол с минерализацией 394 г/л — 1,28 г/см³).

Химический состав природных вод очень разнообразен. Это вызывает необходимость систематизации природных вод по химическому составу. С этой целью предложено множество классификаций и способов наглядного изображения химического состава вод (графики, формулы, коэффициенты). Здесь мы рассмотрим наиболее распространённое и достаточное для нас в этом курсе выражение химического состава воды в виде формулы Курлова. Эта формула была предложена в 1928 г.; с тех пор её вид претерпел изменения. Современный и наиболее рациональный вид формулы Курлова покажем на примере такой формулы для приведенного на плакате химического анализа воды:

.

В левой стороне формулы записывается (в мг/л) содержание газов, затем микроэлементов, если их количество представляет геохимический интерес. Далее записывается минерализация воды (М) в виде дроби: в числителе в массовой форме (в г/л с точностью до одного десятичного знака), в знаменателе — в мг–эквивалентной форме. Далее в виде псевдодороби записываются в %–эквивалентном выражении (с точностью до целых процентов) в нисходящем порядке все анионы (в числителе) и катионы (в знаменателе), содержание которых составляет более 1 %–экв. Справа от псевдодроби записывают показатели, характеризующие состояние воды (рН, Еh), перманганатную окисляемость в мг/л О/л, характеризующую содержание в воде органических веществ, а также температуру воды. Для сильноминерализованных вод в конце формулы проставляют плотность воды. При наименовании воды по её ионному составу по формуле Курлова учитываются ионы, концентрация которых превышает 20 %–экв. При этом сначала называются подчинённые ионы, а затем преобладающие. Вода, формула которой изображена выше, будет называться хлоридно–гидрокарбонатной натриево–магниево–кальциевой.

Теперь рассмотрим химический состав и минерализацию основных типов поверхностных вод, которые дают начало иловым водам зоны диагенеза. Это морские, океанические, речные и озёрные воды.

Морские и океанические воды. В морской и океанической воде обнаружены все химические элементы. Однако основную массу солей составляют одиннадцать главных компонентов, которые в средней океанической воде имеют такие концентрации (в г/л): Na⁺ — 11,03; Mg²⁺ — 1,33; K⁺ — 0,40; Ca²⁺ — 0,42; Sr²⁺ — 0,01; Cl^– — 19,83; SO₄^2– —2,77; HCO₃^– — 0,15; Br^– — 0,07; F^– — 0,01 и H₃BO₄ — 0,03. Эти компоненты дают в сумме 99,9 % массы всех растворённых в океанической воде соединений. Минерализация средней океанической воды составляет 36 г/л, или 35 г/кг. Формула Курлова для океанической воды в упрощённом виде записывается так (плакат):

Современная океаническая вода является хлоридной натриевой.

Ещё в 1819 г. Марсет установил, что морская и океаническая вода в разных районах земного шара содержит одни и те же химические компоненты в очень близких пропорциях, а различия в химическом составе состоят только в общем количестве присутствующих солей, т.е. в минерализации. Минерализация воды составляет для Белого моря — 3, Балтийского — 7, Чёрного — 18, Мраморного — 25, Средиземного и Красного — 38 г/кг.

В водах Мирового океана содержится существенное количество органического вещества, источником которого является весь органический мир, населяющий воды. Среднее содержание органического вещества в океанической воде 1,5–2,5 мг/л, в водах окраинных и внутренних морей концентрация органического вещества увеличивается. Например, в Азовском море она доходит до 6 мг/л. Среди органических веществ преобладают липиды, углеводороды и гуминовые вещества.

В морской воде также присутствуют растворённые газы. Это кислород, азот, углекислый газ, сероводород, углеводороды и инертные газы.

Характеризуя состав морских и океанических вод, мы ориентировались на современные моря и океаны. Но следует иметь в виду, что состав морей и океанов прошлого, с которыми, в основном, приходится иметь дело геологу (в том числе и специалисту в области стадиального анализа литогенеза), мог отличаться от состава современных морей и океанов. Это большой и специальный вопрос, которого мы, возможно, ещё коснёмся в нашем курсе.

Речные воды. Воды подавляющего числа рек имеют небольшую минерализацию (менее 0,5 г/л). Это, как правило, гидрокарбонатные кальциевые воды. В степной полосе и пустынях преимущественно распространены реки с сульфатной кальциевой или сульфатной натриевой водой. Минерализация вод таких рек чаще всего 0,5–1 г/л. В отдельных случаях, как, например, в реке Кума она достигает 4–5 г/л. Реки с хлоридной водой также распространены редко.

Из биогенных компонентов химического состава для речных вод наиболее характерны соединения азота и фосфора. Органическое вещество в реках представлено, главным образом, гуминовыми соединениями. Из растворённых газов в речных водах наибольшее значение имеют кислород и углекислый газ.

В исключительных случаях воды рек характеризуются совершенно уникальным составом. Например, р.Риу–Негру в Колумбии содержит воду, в которой присутствует 11 г/кг серной кислоты и 9 г/кг соляной. В истоке этой реки, по-видимому, находятся активные вулканы.

Озерные воды. По минерализации воды озера делятся на пресные (до 1 г/л), солоноватые (до 35 г/л) и соляные (свыше 35 г/л).

Вода подавляющего большинства пресных озёр гидрокарбонатная кальциевая. Таковы, например, озёра Нарочь, Байкал, Ладожское, Онежское, Гурон, Мичиган, Танганьика. Химический состав воды пресных озёр определяется составом втекающих в них рек.

Сложнее обстоит дело с солоноватыми озёрами. В них вода подвергается испарительному концентрированию, а при этом происходят изменения в соотношении главных ионов и, следовательно, изменение её химического состава. К категории крупных солоноватых озёр относятся Балхаш, Иссык–Куль и Аральское море. Вода в них является хлоридно–сульфатной или сульфатно–хлоридной магниево–натриевой.

Соляные озёра делятся на три типа по химическому составу воды. Это: содовые, или карбонатные, сульфатные и хлоридные. Соляные озёра бессточные, заполнены рассолами, располагаются в аридной зоне.

Состав и количество органического вещества в озёрных водах весьма разнообразны и зависят от физико–географических условий нахождения озёра, его биологической продуктивности, ионного состава воды, температуры и др. В состав растворённых газов озёрных вод входят кислород, азот, углекислый газ, иногда сероводород и метан.

Говоря о химическом составе поверхностных вод, которые дают начало поровым водам, важному фактору диагенетических процессов, мы делали упор на современное размещение поверхностных вод. Надо, однако, иметь в виду, что ситуация в геологическом прошлом была несколько иной. В частности, если на современном этапе рассолы сосредоточены в озёрах, имеющих относительно небольшие размеры, то в прошлые геологические эпохи существовали огромные внутриконтинентальные эвапоритовые бассейны, содержащие рассолы с минерализацией, разрешающей садку сульфатных и хлоридных солей.

г) Органическое вещество. Исключительно важным фактором диагенеза является органическое вещество (ОВ). Оно содержится не только в поровых водах, что уже отмечалось, но захороняется и в самих осадках. Наиболее высокое содержание ОВ наблюдается в областях избыточного увлажнения в озёрах (сапропели), болотах и торфяниках, где концентрация С_орг может достигать 60 % (на сухой осадок), а воды, вытекающие из болот, содержат до 100–160 мг/л растворённого ОВ. В речных водах содержание ОВ на порядок меньше. В современных океанических осадках темп накопления ОВ составляет (в мг С_орг/см² в 1000 лет): в приконтинентальной полосе — 47,25, в краевой части ложа океана — 4,68 и на ложе океана — 0,61.

Наличие ОВ в осадках и водах зоны диагенеза обусловливает широкое развитие бактерий. Наличие именно живого органического вещества является важнейшим фактором диагенеза. Аэробные и анаэробные бактерии разлагают ОВ, с их участием в осадке образуются газообразные продукты (СО₂, СН₄, H₂S, Н₂, NH₃), происходит разложение клетчатки, лигнин превращается в гуминовые кислоты, белки дают аминокислоты, высвобождаются фосфор, сера, другие химические элементы, создаются благоприятные условия для протекания геохимических и минералообразовательных процессов. Среди бактерий присутствуют сульфатредуцирующие, метановые, нитрификаторы, динитрификаторы, тиобактерии, железобактерии и др. В илах Чёрного моря в поверхностной плёнке осадка на глубине 2000 м содержится до 1000 клеток сульфатредуцирующих бактерий на грамм сырого ила. Число клеток сульфатредуцирующих бактерий в 1 г сырого океанического осадка на материковом склоне у берегов Мексики в Тихом океане составляет первые десятки, в Калифорнийском заливе — сотни, до тысячи, на шельфе Перу — от 50 до 1000. Помимо сульфатредуцирующих в осадках встречаются метановые бактерии — от сотен до десятков тысяч клеток на грамм океанического осадка. В поверхностном горизонте осадков (0–10 см) развиты аэробные бактерии. В осадках шельфа Мексики в Тихом океане их присутствует 160 тыс., в осадках материкового склона — до 3 тыс., в красной глубоководной глине ложа Тихого океана — от первых десятков до 150 клеток на 1 г.

д) Минералогический и химический состав осадков. Конечно же, важным фактором диагенеза является минералогический и химический состав самих осадков. Далее мы будем более детально рассматривать ход преобразований различных типов осадков в диагенезе. Здесь же лишь отметим, что, вполне естественно, преобразование глинистых минералов, являющихся с химической точки зрения алюмосиликатами, будет протекать совсем не так, как карбонатов, сульфатов (ангидрита, гипса) или соляного осадка (галита). Хлориды, сульфаты, в меньшей мере карбонаты — это хорошорастворимые химические соединения, для которых свойственен так называемый конгруэнтный тип растворения. Это процесс полного перехода вещества из твердой фазы в жидкую; при этом происходит простой отрыв ионов кристаллической решётки твёрдой фазы молекулами воды; в любой момент растворения химический состав раствора будет в полной мере соответствовать химическому составу растворяющегося минерала. Глинистые минералы — алюмосиликатные соединения; это труднорастворимые вещества, для которых характерен так называемый инконгруэнтный тип растворения. При инконгруэнтном растворении происходит не просто отрыв ионов кристаллической решётки твёрдой фазы молекулами воды, но химическое взаимодействие твёрдой фазы с водой. Это по существу гидролиз, т.е. химическое разложение твёрдого вещества водой. При этом на поверхности разрушающейся твёрдой фазы образуются новые труднорастворимые вещества, а в раствор переходят отдельные компоненты растворяющегося соединения. Так, при растворении полевого шпата KAlSi₃O₈ раствор не будет в полной мере отвечать составу минерала. Идёт химическая реакция:

4KAlSi₃O₈ + 14H₂O = Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈ + 4KOH + 8H₂SiO₃.

Калиевый Каолинит

полевой

шпат

На поверхности разрушающегося калиевого полевого шпата образуется каолинит.

е) Время. Рассматривая геологические процессы часто говорят о роли времени. Поскольку процессы диагенеза — это в существенной степени химические процессы, то мы может трактовать роль времени в диагенезе так. Время — это скорость химических реакций, это продолжительность взаимодействия в системе осадок – раствор – газ. Действительно, актуален вопрос, успеют ли пройти химические реакции с участием труднорастворимых природных соединений до тех пор, пока осадок не окажется переведенным в нижележащую зону катагенеза или выведенным в зону гипергенеза при регрессии моря (перерыве в осадконакоплении). Отсюда понятна важная роль скорости осадконакопления, скорости погружения дна седиментационного бассейна, а скорость — это атрибут времени.

ж) Фациально–палеогеографическая обстановка осадконакопления. Поскольку все рассмотренные факторы диагенеза (температура, давление, химический состав иловых вод, количество и характер органического вещества, минералогический и химический состав осадка и даже время) являются функцией тех фациально–палеогеографических условий, которые существуют в бассейне седиментации, то важнейшим фактором диагенеза должна быть также названа фациально–палеогеографи­ческая обстановка осадконакопления. Это вывод ещё раз подчёркивает, что диагенез является естественным продолжением седиментогенеза.