Преобразование осадков (диагенез)

Раздел III. Преобразование осадков (диагенез)

10. Факторы диагенеза

Набор факторов диагенеза определяется тем, что он протекает в непосредственной близости от поверхности Земли, является естественным продолжением седиментогенеза и поэтому в значительной мере обусловлен географическими условиями, в которых находится бассейн осадконакопления.

Температура.Состояние системы осадок — раствор — газ в значительной степени зависит от температуры. Она существенно влияет на растворимость минералов и газов, скорость химических реакций, жизнедеятельность организмов. Несмотря на то, что геотермический режим в осадочной толще разных регионов существенно варьирует (см. гл. 16), диагенез в мелководных бассейнах обычно протекает при температурах, близких к поверхностным, поскольку мощность зоны диагенеза невелика (не больше нескольких десятков метров). В океанах, под большой толщей воды в глубоководных зонах, эта температура довольно низкая (5—6C), ниже, чем на поверхности. Более низкая, чем на поверхности, температура свойственна также осадкам глубоководных озер. Более высокие температуры зоны диагенеза отмечаются в областях повышенного теплового потока вблизи срединно-океанических хребтов, зон трансокеанских разломов и действующих вулканов. В солеродных бассейнах, особенно глубоководных, характерных для геологического прошлого, из-за расслоения по солености 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. оценивается как невысокая.

Давление.Различают геостатическое давление, которое определяется нагрузкой толщи осадочного материала и реализуется на стыках зерен этого материала, и гидростатическое давление, обусловленное весом столба жидкости, заключенной в осадке и располагающейся над ним. Поскольку мощность зоны диагенеза небольшая, геостатическое давление в ней невелико; оно увеличивается сверху вниз в толще осадка, и о сколько-нибудь значительном уплотнении осадка под действием нагрузки вышележащих слоев можно говорить лишь для нижней части зоны 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. Роль давления столба жидкости в диагенезе осадка сложная и до конца невыясненная. Существует точка зрения, что столб жидкости создает взвешивающий эффект, препятствует оттоку растворов из уплотняющегося осадка и, тем самым, тормозит его геостатическое уплотнение.

Давление в процессах диагенеза влияет на растворимость минералов, определяет процесс отжима раствора из осадка, обусловливает образование литогенетических трещин.

Литогенетические трещины — узкие, непротяженные (рис. 11, а) — образуются при литификационном уплотнении осадков и потере ими воды обычно на заключительных этапах диагенеза. Важно уметь отличать их от трещин тектонических, образующихся на стадии катагенеза. Существенно консолидированный каркас литифицированных пород, находящихся в зоне катагенеза, реагирует на тектонические напряжения разрывом сплошности материала. При этом возникают, как правило, вертикальные, субвертикальные, часто весьма выдержанные и широкие трещины с ровными краями (рис. 11, б). На стадии диагенеза, когда осадочный материал еще большей частью мягкий, пластичный, тектонические напряжения приводят к смятию (но не разрыву), которое слабо выражено в осадке.

Встречаются две разновидности литогенетических трещин: трещины напластования (параллельные слоистости) и внутрислойные трещины (нормальные к слоистости). Преобладают трещины напластования. Их ширина измеряется долями миллиметра, а протяженность — миллиметрами. Они больше характерны для глинистых отложений, чем для карбонатных, выполнены обычно халцедоном, кальцитом, пиритом, глинистым веществом. Такие трещины возникают за счет геостатической нагрузки вышележащих слоев, 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 отло-

жен

Рис. 11.  Два широко распространенных генетических вида трещин в осадочных породах:

а — литогенетические (диагенетические) тре­щины напластования в глине (выполнение — халцедон), Припятский прогиб, скв. Западно-Гороховская, 3, гл. 2149—2163 м, верхний девон, шлиф, николи скрещены (н +), ув. 100; б — катагенетическая трещина в известняке (выполнение — кальцит), Припятский прогиб, скв. Сосновская, 41, гл. 2867—2888 м, верхний девон, керн, ум. 3

ий (тонкослоистостью, тонкоплитчатостью). Внутрислойные трещины имеют небольшую ширину (от долей миллиметра до нескольких миллиметров). Их иногда называют волосными, или нитевидными. Бывают выполнены кварцем, халцедоном, кальцитом. Они наиболее характерны для маломощных (0,5—5,0 см) карбонатных слойков с раздувами и пережимами, локализованных в карбонатно-глинистых отложениях. Возникновение деформаций связано со сжатием под действием веса накапливающегося осадка, которое в условиях горизонтального залегания пластичных слоев сопровождается растяжением в направлении, перпендикулярном к направлению сжатия. При достаточно интенсивном развитии напряжений в местах пережимов карбонатных слоев 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.

Иловые воды.Важным фактором диагенеза являются иловые воды, которые насыщают осадок. Основу иловых вод составляют те поверхностные воды, в среде которых происходило накопление осадка. Существо диагенеза во многом заключается в преобразовании исходно захороненной в осадке воды под влиянием взаимодействия с твердой фазой осадка. Поэтому целесообразно кратко рассмотреть химические особенности поверхностных вод, дающих начало иловым водам и в существенной степени определяющих ход диагенетических процессов. Но прежде стоит вспомнить о способах выражения химического состава и подходах к класси­фицированию природных вод. Это важно для рассмотрения не только вопросов диагенеза, но и постдиагенетических изменений отложений.

В гидрогеохимической практике приняты три основные формы выражения концентрации компонентов. Первая — это масса химического вещества, содержащегося в 1 л природного раствора (г/л или мг/л). Реже массу химического вещества рассчитывают не на объемную единицу (л), а на массовую (кг); получается единица измерения г/кг. Вторая форма выражения — миллиграмм-экви­валентная (мг-экв/л), реже — грамм-эквивалентная (г-экв/л). Что­бы получить миллиграмм-эквивалентное выражение концентрации, надо величину концентрации в мг/л разделить на эквивалентную массу иона. Эквивалентная масса иона равна атомной массе, деленной на валентность. Например, эквивалентная масса Са²⁺ составляет 40,08 : 2 = 20,04, а Na⁺ — 23,0 : 1 = 23,0. Миллиграмм-эквивалентная форма представления химического состава раствора по существу равнозначна молярной форме; при этом концентрации веществ выражены в тех химически равноценных единицах, пропорционально которым они вступают между собой в реакции. При качественно выполненном анализе миллиграмм-экви­валентные суммы анионов и катионов равны. Наконец, третья форма выражения концентраций — процент-эквивалентная. Сум­марная концентрация анионов (в мг-экв/л) принимается за 100 % и суммарная концентрация катионов (в мг-экв/л) — за 100 % и рассчитывается, какой процент составляет концентрация каждого иона (в мг-экв/л) от общей суммы катионов или анионов. Пример выражения химического состава воды в трех формах дан в табл. 1.

Таблица 1