4. Диагенез

Большинство литологов и геологов понимают диагенез, по Н.М. Страхову (Методы ..., 1957, с. 7-28; Страхов и Логвиненко, 1959), как стадию превращения осадков в горные породы или, если подходить ми­нералогически, как главную стадию аутигенного минералообразования. Диагенез начинается сразу после накопления осадка и заканчивается при возникновении из него осадочной породы как крепкой, цементиро­ванной, так и рыхлой или не потерявшей способности размокать. Окон­чание диагенеза, таким образом, довольно неопределенно, так как нет его четких морфологических признаков. Поэтому приходится ограничи­ваться общим термодинамическим критерием — установлением физико­химической равновесности осадка при низких температуре и давлении, что также неопределенно. “Диагенез есть стадия физико-химического уравновешивания многочисленных реакционноспособных веществ с противоречивыми свойствами, возникшими при образовании осадка. Уравновешивание происходит в термодинамических условиях, близких к тем, которые существуют на поверхности земли (в общем низкое дав­ление и низкая температура) за счет внутренних запасов энергии в ве­ществах, слагающих осадок” (Страхов, 1983, с. 169-170).

К диагенезу Н.М. Страхов относит, таким образом, и сингенез (Ру­хин, 1953, 1961 и 1969), и гальмиролиз (Гуммель, 1922), и относил бы подводное выветривание (Фролов, 1981, 1984; см. З.2.1.). Хотя в таком понимании остается невыявленной самая важная геологическая граница в вертикальном разрезе осадка — между зонами, находящимися в усло­виях открытой (вверху) и закрытой (внизу) систем (по отношению к наддонной воде), — рассмотрим все же полнее взгляды Н.М. Страхова (1953, 1956,1957,1959; и др.).

Условия диагенеза характеризуются прежде всего высокой (более 50%, в глинистых осадках — до 80-90%) влажностью, обилием бакте­риального мира, общей физико-химической неравновесностью, измен­чивыми Eh и pH, высокой концентрацией большинства веществ в ило­вых водах и проницаемостью осадка, обеспечивающей почти беспрепят­ственный диффузионный обмен ионами и газами.

Высокая влажность приводит к растворению твердой фазы, гидро­лизу силикатов, органического вещества и других соединений, иф гидра­тации, создает условия для реакций в растворах (наиболее легкая форма взаимодействия) и облегчает диффузный обмен.

Обилие бактериального мира: в 1 г песчаного осадка — десятки и сотни тысяч бактерий, а в 1 г ила — до миллионов клеток. Такая насы­щенность живой энергией осадка способна глубоко его переработать, прежде всего истребить весь кислород, растворенный в иловой воде, за­тем — отнять его и восстановить окислы железа, марганца, хрома и дру­гие, а когда и этот резерв использован — вступают в работу сульфатре- дуцирующие бактерии, восстанавливающие их до сульфидов с дополни­тельным выделением сероводорода (Биогеохимия ..., 1983, 1976; Биохи­мия ..., 1983; Бабинец и др., 1973; Долобовская и др., 1972; Манская, Дроздова, 1964). Одновременно бактерии глубоко преобразуют органи­ческое вещество и продуцируют СОг, Нг, NH3, СН4, H2S, а также осво­бождают огромные массы малых и редких элементов, переводя многие из них в подвижное, растворенное состояние (фосфаты, соединения же­леза, ванадия, урана и т.д). Количество бактерий зависит прежде всего от наличия питательных веществ, главным образом органического ве­щества. Максимальное содержание живых бактерий приурочено к верх­ним 20-30 см осадка, т.е. к барьерной зоне, находящейся в условиях от­крытой системы по отношению к наддонной воде. Ниже количество бак­терий довольно быстро уменьшается, аэробные бактерии сменяются анаэробными.

Резкая физико-химическая неравновесность осадка, уравновешен­ного лишь механически. Осадок — смесь разнообразных по восстанов- ленности или окисленности компонентов, по их щелочно-кислотным па­раметрам, растворимости, комплексам поглощенных катионов и т.д. Он является интегральной, часто механической суммой компонентов раз­ных источников и разного характера. Эти компоненты образовались не 196

вместе, как образуются минералы, например, в магматической породе, не в одних лишь условиях, но часто резко гетерогенны и объединены только механически. Между ними сразу возникают процессы выравни­вания неравновесности, являющейся мощнейшей силой диагенеза, не­редко глубоко преобразующей осадок, делающей его часто неузнавае­мым. Примеры физико-химической неравномерности осадка многочис­ленны: а) вместе со свободным кислородом иловых вод — резко восста­новленное органическое вещество и другие соединения; б) окислы желе­за, марганца, сульфаты кальция и другие — и живые бактерии, нуждаю­щиеся в кислороде; в) ненасыщенная ни одним из компонентов иловая вода, сначала не отличающаяся от морской наддонной, и карбонаты ра­ковин и литокластов, опаловые спикулы, радиолярии, диатомеи, соеди­нения железа, алюминия и другие, которые могут и неизбежно будут растворяться до наступления насыщения раствора; г) мицеллы глини­стых минералов и других коллоидов содержат поглощенные катионы, комплекс которых обычно не отвечает составу иловой воды, и поэтому они будут мигрировать в нее, обогащать многими элементами; д) кати­онный обмен происходит и с другими глинистыми коллоидами и минера­лами, принесенными из разных источников и смешавшихся в пути или при отложении; е) глубинные минералы обречены на длительное сона- хождение с другими, экзогенными минералами и с чуждой средой, что также разрешается взаимодействием их друг с другом и их изменениями (Дегенс, 1967; и др.).

Окислительные условия в верхней зоне осадка (0-1 м и больше, в илах часто меньше 1 см) и восстановительные ниже, возникающие вследст­вие жизнедеятельности бактерий и разложения органического вещества (рис. 3.21). Еще ниже Eh может снова стать положительным (Стащук, 1968; Стащук и др., 1964; Тагееваидр., 1962; Шишкина, 1972).

Щелочная реакция иловых вод в верхней зоне (0,5-1 м и редко боль­ше) , т.е. такая же, как и в наддонной воде, и нейтральная и слабокислая

• вследствие генерации СОг, органических и других кислот (Бруевич, 1978; Гаррелс, 1962; Гаррелс, Крайст, 1968; Геохимия диагенеза ..., 1980). Еще глубже часто снова повышается pH до 7-7,5 (см. рис. 3.21) — по мере связывания — нейтрализации СО2 и других кислот и высвобож­дения щелочей и щелочных земель. Влияние условий pH и Eh можно по­казать на примере железных и марганцевых минералов (рис. 3.22).

Eh и pH меняются и на площади, зонально, от берега к центру моря или океана: от окислительных и кислых до восстановительных и щелоч­ных, а в океане, в красных глинах — снова до окислительных условий (Кислотно-основные ..., 1982). Эти параметры меняются и по типам осадков. Пески обычно менее восстановлены по своим иловым водам, чем глинистые и другие тонкие осадки, карбонатные имеют щелочную реак­цию.

Движущими силами диагенеза, таким образом, являются количест­во и качество живых организмов и органического вещества — захоронен­ной солнечной энергии, общая неравновесность вещества осадка и отча­сти энергия химических реакций, вероятно, в основном экзотермиче­ских, и радиоактивный распад. Температура и давление (оно к тому же в

Р

Eh +0,20 +0,16

+0.10

7 8 9

pH

-1120

-0,31

-а 40

~0.30

0.20

Eft

-0,10

-Oil

\JL03 PS	Гемш	ш
Р Сидери		-0,08
-QW	щ®
Пи	риг -0,25	щш

Рис. 3.21. Наиболее часто встречающееся распределе­ние pH и Eh в осадках мо­рей и океанов

Eh

pH

ис. 3.22. Поля устойчивости минера­лов железа в осадках в координатах pH и Eh (по В. Крумбейну и Р. Гар- релсу)

основном гидростатическое) низкие, поэтому играют еще малую роль. Начинает проявляться геологическое время, значительно более дли­тельное, чем стадии переноса и отложения. Поэтому даже медленные изменения приводят к заметным результатам. С энергетической сторо­ны диагенез — продолжение седиментогенеза, особенно это справедливо для первой его стадии, которая не должна включаться в диагенез (см.

1. и ниже).

Процессы диагенеза многочисленны, разнообразны и протекают ча­сто одновременно, поэтому их рассмотрение в определенной линейной последовательности несколько условно.

1. Наиболее ранним можно считать все же растворение твердых фаз, т.е. по отношению к седиментации 3to регрессивный процесс. Растворе­ние начинается сразу после осаждения частицы. Оно шло и в толще во­ды, но толщу воды частица проходила сравнительно быстро, а в осадке она соприкасается с агрессивной иловой водой десятки и сотни тысяч лет. Растворению способствуют другие диагенетические процессы: выде­ление бактериями и из органического вещества при его разложении СОг и других газов, растворяющихся в воде под большим давлением, восста­новление соединений железа, марганца й других до низшей валентно­сти, при которой они более растворимы, и т.д. Примеры растворения и восстановления:

1. СаСОз (раковинный и др.) + СО2 + Н2О SCa(HC03)2;

2. 2¥етОз *3H₂0 + С - 4FeO + С0₂ + ЗН2О; FeO + СО2 - FeC0₃;

3. FeO + H2S - FeS + H₂0 или FeC0₃ + H₂S - FeS + H2CO3.

Троилит обычно гидратирован, т.е. существует как гидротроилит

FeSf пНгО. Позднее он превращается в бисульфид — пирит или марказит:

4. FeO -0H2S +£Ю₂ - FeS₂ -^гСОз.

Так же восстанавливаются окислы марганца, хрома, ванадия и др.

2. Таким образом, восстановление окисных и кислородсодержащих соединений начинается рано (реакция 2 и 3). Редукцию сульфатов под влиянием сульфатредуцирующих бактерий можно показать на примере сульфата кальция: 5) CaS04‘2H20(ranc) + 2С * CaS + 2СО2 + 2НгО. Сульфид Са нестоек, он изменяется с образованием сероводорода и угле­кислого кальция: 6) CaS + Н2О + СО2 = H2S + СаСОз. Так же восстанав­ливается сульфат Mg. Иловые воды получают карбонат магния, который с СаСОз образует доломит, а если есть и FeC03 — то и анкерит.

3. Минералообразование, как видим, идет почти сразу за растворени­ем и восстановлением и сопровождает их и другие процессы. Эти три процесса (в действительности — три группы процессов) составляют сущ­ность постседиментационного преобразования осадка, или диагенеза в широком смысле слова, что можно записать в виде схемы:

Иловый

раствор

Первоначальные формы компонен­тов

Новые, аутигенные, диаге- нетические минералы

где ► растворение и восстановление, осаждение из насы­щенного или коллоидного раствора.

В результате этих процессов могут нацело исчезнуть одни формы минера­лов, например карбонаты (раковины и др.), опаловые скелетные остатки, а слабоизвестковые или слабокремневые осадки могут стать бескарбонатными или безопаловыми и появиться совсем новые минералы, которые не осажда­лись из воды, а образовались в постседиментационную стадию: карбонаты (в некарбонатных осадках), сульфаты, сульфиды, фосфориты, цеолиты, глини­стые и другие минералы. Агрессивность диагенетической среды бывает на­столько сильной, что растворяются даже массивные ростры белемнитов, как* это можно видеть, например, в верхнеюрских подмосковных фосфоритах. Помимо угольной агрессивной была и ортофосфорная кислота, и кальций по­шел на построение апатитовой молекулы фосфоритов. А от ростров остаются только цилиндрические пустоты. Растворяются, хотя и медленнее, пироксе­ны, слюды, амфиболы, вулканические стекла и другие силикаты.

Отсюда вытекает два вывода: 1) не все лишенные скелетных био­остатков осадки были первично безжизненными и 2) не все известковые отложения были известковыми в момент осаждения.

4. Гидролитическое расщепление силикатов, органического веще­ства и других минералов, как это происходит и при выветривании, об­разование более простых соединений — фрагментов прежних минера-

лов, которые, соединяясь, образуют новые силикатные и другие ауто­генные минералы.

5. Гидратация, т.е. образование водных соединений, например гид­роокисей.

6. Перераспределение вещества. Из-за первичной микронеоднород­ности осадка в разных его точках идут разные процессы: в одних, напри­мер вблизи трупа организма, разложение которого подкисляет среду, идет растворение карбонатов и осаждение кремнезема, в других, напри­мер у раковины моллюска, создающей и сохраняющей щелочные усло­вия, растворяются опаловые скелетные остатки и осаждаются известко­вые или другие карбонатные. Выпадение из раствора в твердую фазу карбоната или другого вещества снижает концентрацию этого компо­нента в иловом растворе, что создает градиент концентрации (т.е. раз­ницу между участками с насыщением и ненасыщением этим компонен­том) , заставляющий перемещаться ионы от насыщенных к ненасыщен­ным объемам осадка. В последних они снова выпадают в твердую фазу, что поддерживает состояние ненасыщенности и соответствующий гради­ент. Перераспределение на этой основе будет идти до тех пор, пока есть градиент и осадок проницаем для диффузионных токов вещества. На бо­лее поздних стадиях включаются другие факторы перераспределения: действие больших масс, различие растворимости в зависимости от сте­пени кристалличности (в минералах группы кремнезема) и т.д.

7. Образование конкреций, начавшееся уже при перераспределении вещества, Сначала возникают микроконкреции, которые при дальней­шем стягивании увеличиваются в размере, объединяются, захватывают все больший объем осадка, вытесняя другие зерна или включая их в свой состав (Гаврилов, 1982; Седиментогенез..., 1986). При этом закон дейст­вия масс приводит к растворению мелких и перетягиванию их вещества- конкрециеобразователя к соседним, более крупным. Сначала рыхлые конкреции постепенно твердеют, растрескиваются (трещины синерези- са, или сокращения объема) аналогично трещинам усыхания, разбива­ются ими, как септами, на сегменты: образуются черепаховидные септа- рии (рис; 3.23). Наиболее распространены карбонатные, кремневые, фосфатные, сульфидные, сульфатные, лимонитовые, силикатные — глауконитовые, шамозитовые и некоторые другие септарии. Из карбо­натных встречаются все минеральные типы: кальцитовые, доломитовые, анкеритовые, сидеритовые, магнезитовые, родохрозйтовые и др. (За- рицкий, 1959, 1970; Казаков, 1975; Конкреции ..., 1977, 1983; Македо- нов, 1966). Из кремневых наиболее распространены халцедоновые и опаловые, меньше — кварцевые (Муравьев, 1983). Сульфидные пред­ставлены марказитом, пиритом, сульфидами меди, свинца, цинка и ре­же — других металлов. Помимо гипсовых и ангидритовых широко рас­пространены баритовые, нередки целестиновые и другие сульфатные.

8. Химическая дифференциация вещества продолжается и в диаге­незе при перераспределении и образовании конкреций. При медленной седиментации или в течение перерывов в зоне гальмиролиза осуществ­ляется довольно чистое разделение вещества, что делает горизонт за­лежью на то или иное полезное ископаемое и готовой для механического обогащения при перемывании.

б

Р

а

ис. 3.23. Септарии — конкреции, разбитые трещинами синерезиса:

а — поверхность; б — разрез; видно постепенное затухание или выклинива­ние трещин к периферии. Майкопская свита (олигоцен — нижний миоцен), р.

Кура, район г. Гори

9. Участковая цементация осадка с образованием линз или непра­вильных объемов твердых, зацементированных пород — полуконкреций размером в несколько метров. Эти участки затем надолго исключаются из процессов обмена, диффузионные токи их обходят.

10. Мезомасштабная миграция вещества, главным образом в виде диффузии, осуществляющаяся в двух направлениях: а) в вертикальном

• из-за обычно резкого градиента (перепада) концентраций: в наддон- ную воду уходит бблыпая часть растворенного вещества и там рассеива­ется, однако на окислительно-восстановительном барьере соединения двухвалентных железа, марганца и других, окисляясь, снова выпадают в осадок, который и стягивается в лимонитовые, железомарганцевые или иные конкреции и плиты — панцири, корки; б) в горизонтальном направ­лении, если глинистый или иной водонепроницаемый экран изолировал более низкие слои от наддонной воды; тогда растворенные газы и катионы находят отдушину в проницаемых песчаных слоях, особенно если они где-то выходят на морское дно; следами перемещения по ним вещества являются сидеритовые и другие конкреции, и часто весь этот пористый пласт превращается в конкреционный; путями миграции становятся тог­да границы между слоями, а позднее — и появляющаяся трещиноватость.

В диагенезе происходит частичное обезвоживание, раскристаллиза- ция аморфного вещества и, возможно, отчасти перекристаллизация и уп­лотнение, но все эти сопровождающие процессы еще слабы, не характер­ны. Они становятся важными позже, в стадию катагенеза.

В стадии диагенеза Н.М.Страхов выделяет четыре (1953) или три подстадии, или этапа: 1) окислительного и 2) восстановительного мине- ралообразования; 3) перераспределение вещества и образования конкре­

ций и 4) литификации. Если первые два этапа реальны, то выделение вторых двух нелогично: конкрециеобразование начинается почти сразу в верхней пленке осадка, как и перераспределение вещества и литифи- кация (образование панцирей на поверхности осадка и др.).

Окончание диагенеза Н.М. Страхов связывает “примерно с исчезно­вением гравитационной воды из наиболее тонкозернистых глинистых осадков. Это приблизительно отвечает концу биогенно вызванного пере­распределения вещества в осадки” (1956, см. 1983, с. 162). “Трактовка диагенеза как стадии окаменения (Л.Б. Рухин) нецелесообразна, так как диагенез, как правило, не сопровождается литификацией осадка” (там же, с. 170). Лишь карбонатные осадки большей частью окаменева­ют на этой стадии. Основная масса кластических минералов остается практически без изменения. Но химически и биологически осажденные и некоторые механически внесенные компоненты — гидроокиси Fe, Мп, Р, органическое вещество, малые элементы, отчасти тонкие глинистые фракции — “радикально переменили свой минералогический облик” (там же, с. 162). Следовательно, в диагенезе Н.М. Страхов видит в ос­новном только минералопреобразования и новообразования, а физико­механически осадки мало меняются.

В результате диагенеза образуются полезные концентрации элемен­тов — конкреции. Способность концентрироваться у элементов различ­на и проявляется при разных химических условиях (Eh, pH, концентра­ция, тип анионов или катионов, количество вещества). Если вещества много, например близко к 100%, то стягивания практически не будет. Чем рассеяннее компонент, тем больше он будет стягиваться, т.е. тем более геохимически он подвижен. Геохимическую подвижность выра­жают отношением содержания элемента в конкреции к содержанию его во вмещающем осадке, например Fe : Fei; Mn : Mni; P : Pi и т.д. Опре­деляются кларки концентрации. Так, в современны^ ос^ках Черного моря, Байкала и других водоемов концентр^иьу^Йп увеличиваются в 100-200 раз, a Fe — в десятки раз по сравнению с их содержанием во вмещающем осадке.

Н.М. Страхов подчеркивает определяющую роль микроорганиз­мов в диагенезе, что четко указывает на открытость системы осадка в диагенезе к среде осадкообразования — наддонной воде и однозначно свидетельствует о' принадлежности верхней его зоны к гипергенезу или подводному выветриванию — гальмиролизу. Прав был Л.Б. Ру­хин, выделявший ее под именем зоны сингенеза и убедительно пока­завший неправильность отнесения сингенеза к диагенезу. Автором настоящей монографии это было показано на примере глауконитооб- разования (см. 3.2.1.2).

В соответствии с широким пониманием выветривания (см. 3.2.1) диа­генез может быть определен как существенно закрытая динамическая система физико-химических и отчасти биохимических процессов пре­образования осадков и реже пород в условиях поверхностной части стратисферы (Фролов, 1984, с. 144). Л.Б. Рухин (1959 с. 292) писал: “Процессы диагенеза происходят в среде, потерявшей непосредствен­ную связь со средой отложения и обычно заметно отличающейся от нее своими физико-химическими особенностями”. Точно так же подходил

Н.М.Страхов к квалификации процессов субаэрального преобразования свежеотложенного лёсса как выветривания, а не как диагенеза (экзодиа­генеза, по М.С. Швецову). Но при понимании подводного преобразова­ния осадков Н.М. Страхов изменил своему подходу и все их считал диа- генетическими.

Таким образом, первый этап диагенеза, по Н.М. Страхову (К по­знанию ..., 1959), следует считать подводным выветриванием, а диа­генез начинать с той глубины, на которой система становится существен­но закрытой. Чаще всего граница резко выражена окислительно-вос­становительным или иным геохимическим барьером, принадлежащим, вероятно, к зоне выветривания. В Черном море и других водоемах с серо­водородным заражением воды у дна подводный гипергенез, или выветри­вание, совершается в восстановительной среде. Чаще всего диагенез на- чинается с восстановительного этапа и протекает менее энергично по сравнению с окислительным этапом, или гипергенезом. Процессы в ос­новном те же, но роль биохимических превращений резко снижена. Общий характер этих преобразований становится иным, более стабили­зированным, что означает начало прогрессивного эндогенного породооб- разования, в полной мере развивающегося в катагенезе. Диагенез в этом смысле является как бы промежуточной стадией, еще несущей черты экзогенеза (растворение, гидратация, гидролиз, даже аморфизация и т.д.), но одновременно и черты эндогенеза: выделение упорядоченных кристаллических фаз, которые сосуществуют с более ранними аморфны­ми. Кроме того, появляются островки твердых пород, испытавших окаме­нение.

Мощность зоны диагенеза — от первых десятков до сотен метров. Длительность — десятки и сотни тысяч, может быть до миллиона лет. Глубина диагенетических преобразований зависит от скорости осадко­накопления: чем она выше, тем менее преобразованными в диагенезе уходят на глубину осадки, и наоборот, на платформах, при малой ско­рости преобразования достигается более полная химическая равновес­ность, а преобразования в диагенезе более глубокие и протекают они, вероятно, миллионы лет.