Диагенез - этап перехода осадков в осадочные породы
|
С момента, когда твердые фазы вещества, осаждающегося из воды бассейна, будут зафиксированы на дне, т. е. перестанут непрерывно взмучиваться и переноситься с места на место, можно говорить об образовании осадка. Осадок — это еще не порода. Он превращается в породу только после ряда физико-механических и физико-химических изменений. Физико-механические процессы состоят, в первую очередь, в дегидратации, или обезвоживании, в большем или меньшем уплотнении осадков, а для некоторых их видов, например карбонатных, и в окаменении (перекристаллизация, цементация). Физико-химическая сущность диагенеза представляет собой взаимодействие химически разнородных, реакционно активных компонентов, слагающих осадок, т. е. взаимодействие, которое ведет к физико-химическому уравновешиванию сложной системы компонентов осадка. Процессы диагенеза осадков детально рассмотрены в работах Л.В. Пустовалова, Н.М. Страхова, Г.И. Теодоровича и других советских исследователей. Самыми распространенными осадками бассейнов конечного стока являются глинистые осадки, так называемые глинистые илы. Недавно образовавшийся глинистый ил представляет собой жидкую или полужидкую массу темно-серого или черного цвета, содержащую не менее 80—90% воды. Это полужидкое тело, не сохраняющее форму, растекающееся на плоскости, имеет вид густой суспензии. Важнейшее свойство такого осадка — отсутствие в нем внутреннего физико-химического равновесия между составляющими осадок твердыми, жидкими или газообразными соединениями. Наряду с различными компонентами, богатыми кислородом, и прежде всего гидроокислами железа и сульфатами, глинистый осадок в той или иной мере обогащен разлагающимися остатками животных и растительных организмов сложного состава, которые создают в осадке восстановительную среду и выделяют при разложении различные газы (СО2; H2S; СН4; NH3 и др.), многие из которых являются химически активными, реакционноспособными соединениями. В верхней же пленке осадка бурно развиваются микрофауна и микрофлора, например микроорганизмы, поглощающие и выделяющие в процессе жизнедеятельности различные химические соединения. Под поверхностью осадка возникает анаэробная среда, лишенная кислорода. Десульфирующие бактерии восстанавливают сульфаты морской воды с образованием сероводорода H2S, железобактерии окисляют закисные соединения железа до Fе(ОН)3. Величина pH, составляющая обычно около 8,0, на поверхности осадка изменяется до 7,0 и менее на глубине первых миллиметров или сантиметров, что приводит к увеличению растворимости одних соединений и уменьшению растворимости других. Вода, являющаяся основной частью полужидкого глинистого ила, сначала аналогична по составу наддонной морской воде, т. е. недонасыщена, как правило, кремнеземом, фосфатами, карбонатами кальция и магния и другими компонентами. В то же время в осадке присутствуют скелетные остатки (раковинки) организмов, сложенные арагонитом или магнезиальным кальцитом, а также опалом; отмирающие организмы, которые при разложении освобождают соединения фосфора; здесь же присутствуют металлоорганические комплексы, частицы глинистых минералов с адсорбированными на них катионами различных металлов (Cu, Cr, V, Ni и др.), обладающие огромной удельной поверхностью и являющиеся катализаторами многих химических реакций. Это приводит к тому, что в осадке развиваются процессы физико-химического уравновешивания многокомпонентной системы реакционноспособных веществ, находящихся в смеси друг с другом. Такие процессы, сопровождаемые, как уже было сказано, уплотнением, обезвоживанием осадка, называются в совокупности диагенезом, переходом осадка в осадочную породу. По представлениям Н.М. Страхова, в диагенезе могут быть выделены три основные группы процессов. Взаимодействие осадка с наддонной водой. В результате процессов окисления различных соединений и деятельности десульфирующих бактерий в осадке резко сокращается содержание кислорода и сульфат-ионов (SO4в2-). Последние начинают диффундировать из наддонной воды в осадок вместе с катионами кальция и магния и поглощаются им. В то же время из осадка в наддоиную воду переходят различные газы (NH3; H2S; СН4) и некоторые другие соединения. При длительном контакте кальцитовых частиц осадка с наддонной водой возможно развитие процессов поглощения кальцитом катионов Mg из морской воды с образованием магнезиального кальцита, в кристаллической решетке которого происходит нерегулярное замещение катионов Ca2+ катионами Mg2+. Такое замещение может быть связано с тем, что в соответствии с правилом А.Е. Ферсмана ионы с большим энергетическим коэффициентом (величина энергии, освобождаемой ионом при вхождении в кристаллическую решетку) могут вытеснять ионы с меньшим энергетическим коэффициентом. Действительно, ЭКMg = 2,10, а ЭКгл. = 1,75. Образование диагенетических (аутигенных) минералов. В результате реакций, в которых принимают участие многочисленные компоненты осадка, в иловой воде, пропитывающей осадок, многие соединения могут достигать предела насыщения и начинают кристаллизоваться в порах осадка в виде новообразованных (аутигенных) минералов, устойчивых в условиях физико-химической обстановки осадка; гидротроилита FеЗ*nН2О, марказита, пирита FеS2, сидерита FеСО3, кальцита СаСО3, доломита CaMg(CO3)2, анкерита Ca (Mg, Fe) (СО3)2 и многих других. Процессы перераспределения вещества. Появление в осадке зерен аутигенных минералов, служащих центрами кристаллизации, наличие разлагающихся органических остатков, создающих вокруг себя специфическую геохимическую обстановку (восстановительная среда, выделение химически активных соединений), и ряд других факторов приводят к тому, что в слое осадка начинается миграция вещества. Возникающие соединения перемещаются в толще осадка, образуя скопления в одних местах и зоны пониженных концентраций в других. Начинаются процессы цементации осадка, образование конкреций: кальцитовых, сидеритовых, пиритовых, марказитовых, опаловых, кварцевых, халцедоновых и др., а также отдельных участков и прослоев, обогащенных новообразованными аутигенными минералами. Для диагенетических конкреций характерны небольшие размеры, как правило, не превышающие нескольких сантиметров, более или менее округлая форма. Часто отмечается их уплощенность параллельно наслоению породы (формы плоского эллипсоида или хлебного каравая). Многие конкреции: кремнистые, фосфоритовые, лимонитовые — могут иметь неправильную форму желваков или стяжений, иногда ветвящихся трубочек и т. п. (рис. 5.1). Образование конкреций может начинаться еще в седиментогенезе. Например, современные железо-марганцевые конкреции океанических впадин 1) условиях чрезвычайно замедленного осадконакопления формируются на поверхности осадков, выступая над уровнем дна.  Однако основная масса конкреций начинает формироваться именно в осадке. Прекрасно сохранившиеся в их центральной части экземпляры фауны в сланцеватых толщах, где фаунистические остатки часто сильно деформированы, уплощены и нарушены; определенные соотношения конкреций со слоистостью (рис. 5.2) указывают на то, что многие конкреции формируются в диагенезе на ранней стадии существования осадка, до его уплотнения. Процессы формирования многих конкреций продолжаются и позднее — в стадиях ката- и метагенеза. На позднее формирование конкреций может указывать прохождение плоскостей наслоения сильно уплотненных, сланцеватых пород через конкреции, без их «огибания», что свидетельствует о позднем накоплении вещества конкреций, «наложенных» на уплотненную структуру породы, их особо крупные размеры (иногда до 5—10 м в диаметре), наличие в них трещин синерезиса (в септариях), заполненных минералами более поздней геперацин и т. д.  Процессы взаимодействия осадка с паддонной водой, аутигенного минералообразования и перераспределения вещества протекают в осадке более или менее одновременно, перекрывая друг друга во времени и создавая чрезвычайно сложную картину физико-химического формирования облика будущей породы. Активное влияние живых микроорганизмов, населяющих осадок, не распространяется глубже нескольких десятков сантиметров, так как установлено, что при содержании в самом верхнем слое осадка до нескольких миллионов микроорганизмов на 1 г осадка уже в 10—20 см от поверхности их содержание снижается в 100 и более раз (табл. 5.1).  Однако с прекращением жизнедеятельности микроорганизмов влияние органического вещества, рассеянного и разлагающегося в осадке продолжается, способствуя течению различных химических реакции т. е. аутигенному минералообразованию. Средой, в которой происходят все вышеперечисленные процессы, является иловаяводa насыщающая осадок, поэтому в ходе его уплотнения и обезвоживания происходит снижение интенсивности всех процессов диагенеза Объем глинистых осадков при их уплотнении значительно меняется, и большие массы иловых вод с растворенными в них соединениями выжимаются из глинистых в соседние пористые песчано-алевритовые пласты. Как уже отмечалось, свежий илистый осадок, накапливающийся на дне водоема, на 85—95% состоит из воды и имеет жидкую консистенцию. Однако уже на глубине первых десятков сантиметров от поверхности дна влажность и пористость глинистого осадка снижаются до 65—70%. Дегидратация и начало уплотнения осадка происходят за счет развития процессов старения и распада субколлоидной системы глинистого ила, представляющего собой гидрозоль, состоящий из среды (вода) и дисперсной фазы (глинистые частицы). При дальнейшем погружении и уплотнении продолжается уменьшение влажности и пористости осадка. Изменяются его физико-механические свойства; уплотненность, пластичность, прочность. Исследование разреза глин верхненеогенового и четвертичного возраста, вскрытых скважинами, пробуренными в прибрежной части Каспийского моря, южнее г. Баку, показало, что значительное уменьшение пористости глинистого осадка происходит уже при погружении его на 8—10 м под уровень дна бассейна (рис. 5.3). Изучение физико-механических свойств глинистых пород этого разреза, имеющих мощность более 1000 м, позволило выделить несколько зон, фиксирующих стадию диагенеза, т. е. перехода глинистого осадка в осадочную породу — глину, а также начало следующего этапа — существования осадочной породы, или катагенеза. В пределах первой зоны (0—10 м) пористость осадка снижается до 48—50%. Осадок постепенно переходит из неуплотненного, жидкотекучего состояния в малоуплотненное, мягкопластичное. Показатель пластической прочности осадка изменяется от 0 до 1,43 кг/см2. Работами И.М. Горьковой показано, что дегидратация и уплотнение, начавшиеся еще в полужидком осадке, протекают и в пределах первых метров ниже дна бассейна, в основном в форме самопроизвольного распада (синерезиса) субколлоидной системы глинистого ила с отделением воды как среды, так как роль литостатического давления (веса вышележащих осадков) как уплотнителя при их незначительной мощности является ничтожной. Во второй зоне, на глубинах от 10 до 70—80 м ниже уровня дна, по-видимому, и происходит собственно формирование осадочной породы — глины. Образцы керна здесь находятся в мягкопластичном и пластичном, мало- и среднеуплотненном состоянии. Пористость по разрезу от 10 до 70—80 м уменьшается в среднем примерно от 50 до 40%. Пластическая прочность образцов возрастает от 2,5 до 5,5 кг/см2. Таким образом, с точки зрения физико-механических параметров глинистые осадки геологически довольно быстро, не более чем за 1—2 млн лет, при погружении на первые десятки метров под уровень дна бассейна переходят в осадочные породы — глины.  На глубинах, превышающих 70—80 м (иногда до 110—1 200 м), ниже уровня морского дна в зоне катагенеза, т. е. существования уже сформировавшихся глии, происходит постепенное увеличение степени уплотнения и обезвоживания пород. Их пористость (примерно 40%) нa глубине 70—80 м уменьшается до 20% на глубине 1200 м. Породы приобретают твердую консистенцию, их прочность достигает 60 кг/см2. Такая схема перехода осадка в осадочную породу характерна для относительно мелководных эпиплатформенных морских бассейнов и крупных озерных водоемов; она подтверждена исследованиями Н.М. Страхова, В.А. Вебера, А.Б. Ронова и других геологов. По мнению ряда исследователей, диагенез осадков, накапливающихся в глубоководных впадинах океанов, протекает значительно медленнее. Это связывают с влиянием так называемого взвешивающего эффекта, состоящего в том, что при больших глубинах водоема гидростатическое давление воды в порах осадков при погружении их ниже уровня дна будет намного превышать литостатическое давление, передающееся через контакты твердых частиц и возникающее за счет веса вышележащих осадков. При этом не будет происходить отжимания воды из осадков, они длительное время остаются неуплотнеными, водонасыщенными, так как основными процессами уплотнения в данном случае являются процессы синерезиса субколлоидных систем глинистых илов. Известью, что столб воды высотой 10 м при плотности 1,0 г/см3 создает гидростатическое давление 1 кг/см2. В то же время столб минеральных частиц высотой 10 м, имеющих плотность около 2,6 г/см3 (плотность кварца), на контактах частиц создает литостатическое давление, равное 2,6 кг/см2. Поэтому в толще осадка при погружении его на 100 м ниже уровня дна бассейна в прибрежной зоне на глубине 10 м гидростатическое давление составляет 11,0 кг/см2, а литостатическое — 26,0 кг/см2. В океанической впадине на глубине 5 000 м эти давления будут соответственно 510,0 и 26,0 кг/см2. Механического «выжимания» воды из осадка в этом случае не происходит (рис. 5.4).  Н.В. Логвиненко приводит сведения о том, что в экваториальной части Тихого океана, имеющей глубину около 5 500 м, скважиной, пробуренной со специального корабля, была вскрыта так называемая красная глубоководная глина мощностью 200 м. Возраст образцов из нижней части разреза был определен как нижнемеловой. При этом пористость (влажность) образцов, по данным Н.В. Логвиненко, изменяется незначительно — от 90% в верхней части разреза до 71% в нижней, а плотность — от 1,15 до 1,63 г/см3 соответственно. Таким образом, осадки, залегающие под дном океанов, остаются рыхлыми, слабоуплотненными в течение десятков миллионов лет. Рассматривая процессы диагенеза в целом, можно сказать, что для наиболее распространенных в осадочных толщах глинистых образований они представляют собой неразрывное единство физико-химических и физико-механических процессов. Первые составляют сущность химического «уравновешивания» осадка как реакционно-активной системы, вторые ведут к дегидратации, уплотнению, структурированию осадка как субколлоидной системы. В итоге жидкие и полужидкие осадки (глинистые илы) превращаются в достаточно плотные осадочные породы — глины. Эти процессы могут реализоваться при погружении осадка на первые десятки метров под уровень дна бассейна в течение первых сотен тысяч лет (до 1—2 млн лет) в условиях относительно мелководных бассейнов, а могут растягиваться на десятки миллионов лет и захватывать, по крайней мере, первые сотни метров толщи осадков под дном глубоководных абиссальных впадин океанов. Иначе может протекать диагенез других типов осадков. Так, песчаные осадки резко обеднены органическим веществом — стимулятором процессов диагенеза. Они почти не уплотняются при погружении в глубь земли, сохраняя свою более или менее значительную пористость. Процессы аутигенного минералообразования в таких осадках во многом определяются, по-видимому, взаимодействием захороненных в осадке морских вод и иловых растворов, поступающих в песчаные пласты из уплотняющихся глинистых интервалов разреза. Известны случаи, когда песчаные осадки практически не испытывают литификации (цементации) при погружении в глубь земли. При поисках и разведке нефтяных месторождений скважины на достаточно больших глубинах (до 1000 м) вскрывают рыхлые пески, например нефтеносные неогеновые пески Грозненского района в Предкавказье и районов Апшеронского полуострова. Рыхлые пески встречаются в разрезах палеогеновых, мезозойских и даже палеозойских отложений Русской платформы, а также других районов мира. Оценивая эти факты, А.В. Копелиович подчеркивал, что литификация как критерий перехода осадка в породу неприменима к песчаным образованиям, для которых диагенез а случае ее отсутствия представляется крайне неопределенным понятием. Для многих карбонатных осадков, например рифовых известняков, отсутствует этап существования рыхлого обводненного осадка. В результате жизнедеятельности организмов формируется не осадок, а массивная горная порода — рифовый известняк. Анализируя процессы диагенеза карбонатных осадков, Н.В. Логвиненко пришел к выводу, что в мелководных прибрежных зонах морей и океанов, особенно в областях теплого климата, часто наблюдается быстрая литификация осадков. В ряде случаев современные сцементированные карбонатные корки образуются на поверхности дна. Они обнаружены на дне Атлантического океана на глубине до нескольких сотен метров. Однако карбонатные фораминиферовые и кокколитовые или в глубоководных абиссальных впадинах океанов в большинстве случаев являются неконсолидированными осадками. Их переход в осадочные породы (известняки) аналогичен переходу глинистых илов в глины. Процессы диагенеза осадков сульфатных и хлоридных солей кальция, натрия, магния и калия сводятся в основном к перекристаллизации осадка и некоторым обменным реакциям. Во многом неразработанными остаются вопросы диагенеза континентальных осадков, образующихся в субаэральных условиях, например моренных отложений и лёссов. Н.М. Страхов считал, что диагенез ледниковых субаэральных осадков происходит под влиянием кислорода воздуха и проникающих в осадки с поверхности атмосферных осадков, т. е. направлен сверху вниз, постепенно захватывая все более глубокие зоны моренных отложений. М.С. Швецов предлагал выделить диагенез осадков в субаэральных условиях в особый процесс — экзодиагенез. |
