Диагенез

Термин «диагенез» впервые употребили в 1888—1893 гг. немецкие геологи К.В. Гюмбель и И. Вальтер. Использованное ими слово diagenesis этимологически означает перерождение, или преобразование, что позволяет трактовать его двояко: 1) как совокупность вещественно-структурных изменений, возникших начиная от исходного момента накопления осадка, затем в период его превращения в горную породу и далее, вплоть до этапа полной метаморфизации этой породы; 2) только ту часть изменений, которые претерпел осадок, становясь горной породой. Второй вариант соответствует нашему представлению об объеме рассматриваемой здесь стадии.

В принятой нами трактовке Н.М. Страхова диагенез понимается как стадия физико-химического и биохимического уравновешивания многих реакционноспособных веществ осадка, преобразуемого в породу при термодинамических условиях земной поверхности и малых глубин под нею (десятки или сотни метров), т.е. при относительно малом литостатическом давлении — от 0 до 10 МПа и температуре не более 10—25 °С.

В таких параметрах Р-Трежим сам по себе не служит активным фактором влияния на породообразующие процессы. Они на стадии диагенеза осуществляются в основном за счет внутренних запасов энергии самих компонентов осадка. Поясним это конкретнее.

Диагенез, согласно ландшафтным условиям его проявления, бывает двух категорий: 1) бассейновый, или субаквальный, т.е. подводный — под дном озерного, морского или океанского бассейна;

2) субаэральный, реализуемый на суше, под покровами ее различных континентальных осадков (включая торфяники) или почв. В обоих случаях внутри осадка взаимоприспосабливаются три вещественные фазы: твердая (минеральные частицы и ОВ), жидкая (вода с растворенными в ней солями, органическими кислотами и коллоидами) и газовая.

Межкомпонентная вода — обязательная составляющая всех диа- генетических процессов. При субаквальном диагенезе, в самом его начале, она составляет 90—95% всей массы осадка; позднее (глубже по разрезу) — порядка 80% и меньше. Это так называемый иловый раствор — пропитавшая осадок придонная вода бассейна. От нее раствор отличен своей большей минерализованностью (увеличивается в глубь осадочного слоя) и иными концентрациями отдельных анионов (SO2-, СГ и др.) и катионов (К+, Na+, Са2+, Mg2+), что объяснимо химическими коррозионными, диффузионными и биохимическими бактериальными процессами в осадке (см. далее) (табл. 4.1). В иной обстановке субаэрального диагенеза вода также поступает в осадок, но в меньших (сравнительно с бассейновыми обстановками) количествах и из двух разных источников: сверху — атмосферная Н20, просочившаяся через покров вышележащих наносов или почвы, впитавшая их вещества, и снизу — капиллярная влага от ближайшего водного горизонта. Возникшие под влиянием этих вод продукты наземного диагенеза трудно отличимы от гипергенных образований, потому что в механизмах формирования тех и других имеются определенные черты сходства, но не аналогичности, как будет показано позднее.

Процессы, свойственные диагенезу, в их общем перечне таковы: коррозия минеральных частиц, гидролиз, окисление и дегазация твердых компонентов ОВ, диффузия ионов и химическая садка аутогенных минералов, старение коллоидов и синтез новых аутогенных минералов из соосадившихся коллоидных фаз, реакции гидролиза и трансформации кристаллических решеток слоистых силикатов, метасоматоз. Различные комбинации в сочетании этих процессов приводят к локальной цементации твердых частиц осадка и массовому конкрециеобразованию.

В низах зоны диагенеза (т.е. на конечных этапах стадии) совершается некоторое механическое уплотнение осадка вследствие нараставшего давления от вышележащих порций новых отложений. Уплотнение сопровождается частичным выжиманием вверх иловой воды, уменьшением пористости системы и однонаправленной переориентировкой уплощенных частиц слюд и глинистых минералов, т.е. упорядочением микротекстуры осадка.

Однако механогенные процессы имеют здесь второстепенное значение сравнительно с химико-минералогической переработкой осаoo

o

Таблица 4.1

Основной солевой состав иловых вод Черного моря (по О.В. Шишкиной, 1959)

Слой

в колонке, см

Содержание в иловой воде, мг-экв/кг

pH

иловой

воды

В/'

С1"

SO4"

Щелочной

резерв

Z анионов

Na'

К'

(NH 4У

Са2'

Mg2'

I

катионов

Колонка № 1 длиной 242 см (глубина моря 370 м)

21-53

0,46

315

6,4

19,2

341

276

4,6

1,3

8,1

52

342

8,2

78-106

0,51

319

2,1

21,4

343

-

5,6

1,7

7,9

55

8,1

130-154

0,51

319

1,7

24,6

346

4,8

1,8

5,4

56

8,0

180-203

0,53

320

2,1

22,3

345

279

5,3

2,1

5,0

55

346

8,2

222-242

0,52

314

1,3

23,5

339

278

5,0

2,7

5,2

51

342

8,0

Колонка № 5 длиной 430 см (глубина моря 2162 м)

15-25

0,53

349

22,8

4,9

377

291

5,0

4,2

14,0

63

377

7,5

125-137

0,51

337

10,6

8,8

357

287

4,2

8,15

204-211

0,48

320

7,2

8,1

336

276

4,7

3,1

11,1

40

335

8,0

346-356

0,46

294

5,1

8,2

308

245

5,0

2,4

10,3

46

309

8,0

Колонка № 12 длиной 970 см (глубина моря 940 м)

0-15

0,52

343

30

6,2

294

7,7

10,7

63

375

333-364

0,50

281

3,0

-

218

3,0

25,4

50

296

560-590

0,39

248

2,6

182

37,2

880-916

0,32

197

2,6

-

130

Следы

-

43,0

26

199

-

жденных веществ, которая создает в породах главную массу аутогенных минералов. Их известно свыше 300 видов. Самыми распространенными являются минералы из групп: сульфидов железа, гидроксидов и оксидов железа, марганца, алюминия и кремния (опал, кристобалит, халцедон), карбонатов, сульфатов, фосфатов, хлоридов и двух классов силикатов — слоистых (глинистые минералы) и каркасных (цеолиты). В большинстве своем это микрозер- нистые либо колломорфные образования, хотя в отдельных случаях формируются весьма крупные минеральные индивиды, например включения кристаллов гипса с размерами по длинной оси от 1—2 до 10—20 см и более.

Новообразованные минеральные частицы бывают рассредоточены в осадке либо сгруппированы в агрегатные скопления — округлые оолиты, сферолиты (от 0,1 до 1 мм), пизолиты, или бобовины (1 — 10 мм), а также в более крупные конкреционные стяжения (рис. 4.8). Местами кристаллики аутогенных минералов покрывают поверхности твердых обломочных или биогенных компонентов осадка в виде прерывистых или сплошных пленок. Соприкасаясь с пленками вокруг соседних компонентов и частично врастая в них, аутогенные новообразования как бы слегка цементируют и консолидируют слой осадка.

Кое-где кристаллически-зернистые карбонаты, гипсы или аморфные образования опала, фосфата или другие минералы формируются в массовых количествах и заполняют все или почти все межкомпонентые поры. Тогда возникает внутрипластовый цемент порового типа (если цементирующее вещество аморфное и (или) мелкокристалличное) или пойкилитового типа (в случаях, когда крупные аутогенные кристаллы поглощают более мелкие цементируемые ими компоненты).

Итог такого процесса — литификация (окаменение) пласта изначально мягкого и рыхлого осадка. Но литификация эта проявляется не сплошь, а избирательно. Она наиболее характерна для отложений карбонатных, а среди них чаще всего формируется на мелководье, вблизи границы: море-суша — в приливно-отливной обстановке. Иные по составу илы при бассейновом диагенезе в большинстве своем литифицируются слабо. Глинистые и алеврито-глинистые осадки в конечном счете меняют свои физико-механические признаки иначе: взамен консистенции текучего, грязеподобного осадка они приобретают свойства пластичной глины с пористостью менее 80%. Чередующиеся с ними пески, гравий, галечники и другие обломочные накопления в большинстве своем вплоть до окончания ди-

Взаимоотношение диагенетических карбонатных конкреции со слоистостью (по Ю.О. Гаврилову, 1982) и схема вычисления «коэффициента усадки» вмещающего осадка Ка/Ь

Рис. 4.8. Взаимоотношение диагенетических карбонатных конкреции со слоистостью (по Ю.О. Гаврилову, 1982) и схема вычисления «коэффициента усадки» вмещающего осадка Куа/Ь

А — кальцитовая конкреция; Б — зональная конкреция с кальцитовым ядром и сидери- товой оболочкой У1 а!Ьу, Ку2 а22); В — сидеритовая конкреция

агенетической стадии остаются рыхлыми или же очень слабо скрепленными посредством межзерновых точечных и пленочных новообразований глинистого, карбонатного или кремневого вещества. Крепкая цементация у таких пород здесь бывает присуща только отдельным внутрипластовым линзам и конкреционным включениям.

Н.М. Страхов подчеркивал, что встречаемая иногда в литературе трактовка диагенеза как «стадии окаменения» нецелесообразна, потому что диагенез (по крайней мере, его бассейновая категория), как правило, не заканчивается всеобщей литификацией слоев. К признакам завершенности данной стадии мы вернемся после более конкретного объяснения ее механизмов в разных конкретных условиях.

Бассейновый (субаквальный) диагенез многолик, находясь в прямой зависимости от типа бассейна, климатического, тектонического и других факторов. Однако общей его особенностью служит очень важная роль количественного и качественного состава живого и мертвого ОВ в осадке, влияющего прямо и косвенно на характер и интенсивность процессов породообразования. Твердые компоненты ОВ представлены основными категориями: гумусовым, липтобиоли- товым и сапропелевым веществами. Первые два из них — это производные высших наземных растений. Гумус представляют углеводнобелковые образования растительных тканей, а липтобиолитовое ОВ состоит из наиболее стойких к разрушению компонентов углеобразующей флоры (оболочек спор, кутикулы, смоляных тел и пробковой ткани). Первоисточником сапропелевых веществ являются низшие растения и планктон. Гумусовые и липтобиолитовые компоненты поставляют в бассейн главным образом реки. Они же привносят и жидкие продукты гипергенной переработки наземной флоры: гу- миновые кислоты, фульвакислоты, различные металлоорганические коллоидные соединения, которые накапливаются в иловых растворах. Ко всему этому в морских и некоторых озерных бассейнах добавляется аутигенное тонкодисперсное сапропелевое вещество. Сочетание его с гумусовым может быть самым разным, но в целом содержание сапропелевых компонент ОВ увеличивается в направлениях от прибрежных к удаленным от берега и глубоководным осадкам. И вся эта масса реакционноспособных веществ начинает окисляться растворенным в воде кислородом и перерабатываться разнообразными бактериями, грибками и другими микроорганизмами. Это главная их питательная среда.

Количество микроорганизмов в верхних слоях бассейнового ила ныне (и, по-видимому, в геологическом прошлом) огромно. Так, например, Н.В. Логвиненко (1987), обобщивший множество публикаций исследователей морских глубин, приводит такие цифры. В верхних 3 см осадка бухты Сан-Диего (Южная Калифорния) на 1 г сухого вещества приходится 74000000 бактерий аэробных и 160000 анаэробных. В интервале глубин 66—68 см от поверхности дна их количество уменьшается, соответственно, до 4200 и 300. На Атлантическом шельфе близ юго-западной Африки количество анаэробных (сульфатредуцирующих) особей достигает 107 клеток на 1 см3 ила.

В иловых растворах осадков содержатся растворенные газы, прежде всего необходимый этим организмам кислород и соединения, из которых он может быть извлечен: анионы SO4- либо гидроксиды Fe3+, Мп4+ и др. Сразу же бактерии, грибки и другие живые существа начинают интенсивно поглощать кислород и питаться мертвым ОВ, выделяя в иловую воду С02 и иные продукты метаболизма. Они отчасти диффундируют в воду бассейна (откуда вниз устремляется встречный поток других веществ), а отчасти накапливаются в осадке (особенно в тех случаях, когда он перекрывается все новыми слоями малопроницаемых глинистых агрегатов). Активному уходу из осадка вверх С02 и других газов способствуют зарывающиеся в ил черви, моллюски, раки, которые «перепахивают» грунт, создавая так называемые текстуры биотурбаций. Обеспеченный ими уход С02, в свою очередь, способствует кристаллизации аутогенного карбоната (кальцита либо доломита, либо сидерита), который локально цементирует твердые компоненты осадка. В иных же случаях под малопроницаемой и не биотурбированной глинистой пленкой создаются повышенные концентрации С02, которые способствуют местному понижению значений pH и, как следствие, корродированию обломочных и биогенных силикатов и карбонатов. При этом мелкие раковинки фораминифер и других скелетных частиц могут быть растворенными полностью, создавая ложную «палеонтологическую немоту» одного из стратиграфических интервалов. А щелочной резерв илового раствора при этом увеличивается. К тому же мицеллы привнесенных с суши глинистых минералов обычно содержат поглощенные ими катионы, которые не отвечают химическому составу иловой воды, и потому неизбежно извлекаются ею, повышая степень ее минера- лизованности и поставляя резерв для последующей кристаллизации аутогенных минералов.

На некоторой глубине под дном бассейна (от долей см до 1,5 м) резерв кислорода, поглощаемого аэробными бактериями и другими обитателями ила, истощается. Возникает сфера господства анаэробных бактерий, которые извлекают кислород из растворенных сульфатов, а при их недостатке — из коллоидных фаз различных гидроксидов. Следствие — заметная убыль SO^" в иловом растворе по мере углубления в осадок. Так, например, по данным О.В. Шишкиной (табл. 4.1), на глубине Черного моря 370 м ион SO4- в 20—50 см от поверхности дна содержался в количестве 6,4 мг-экв/кг, а глубже 220 см содержание его уменьшилось до 1,3 мг-экв/кг. В другом месте, на глубине 940 м, содержание SO^” менялось еще контрастнее: в интервале от 0 до 15 см под поверхностью дна — 30,0 мг-экв/кг, а ниже 330—360 см — всего лишь 3,0 мг-экв/кг (в 10 раз меньше!).

Хемобиогенные реакции окисления органических веществ и восстановления сульфатов морской воды бактериями в несколько упрощенном виде представляются так:

Следовательно, главные продукты метаболизма сульфатредуци- рующих бактерий — H2S и С02; продуцируются и другие газы — СН4, NH3, N2. Их накопление резко меняет величины pH, Eh и другие геохимические параметры — РСОг, РНг- Здесь, поданным Н.М. Страхова, возникает геохимический мир, резко отличный от мира над- донной воды, хотя и находящийся в ближайшем с ним соседстве: среда осадка из окисленной превращается в восстановительную. Eh ее понижается до минус 150—300, а pH после некоторого понижения в начале процессов обычно повышается и колеблется от 6,8 до 8,5. Этими процессами могут быть камуфлированы или даже полностью уничтожены следы прежнего окислительного минералообразования. Происходит это так. Начинается активное восстановление Fe3+ до Fe2+. Оно осуществляется двояким способом. Первый — когда в иловых растворах морских осадков редукция ионов S04_ приводит к накоплению бактериального сероводорода. Геохимические исследования таких процессов, проведенные в морских и океанских осадках И.И. Волковым (1980, 1984), показали, что микробиологическое восстановление сульфатов до H2S дает начало образованию целого ряда восстановленных соединений серы, характеризующейся различной растворимостью в иловой воде и различной стабильностью. Это свободный H2S, тиосульфата (S203) и сульфиты (S03“), преобразуемые по следующей схеме:

Сера здесь является соединением промежуточным, никогда не накапливаемым в осадках до высоких концентраций (ее содержание не превышает тысячных или сотых долей процента). Однако ее значение в диагенетических процессах важно для механизмов аутогенной пиритизации. Самый главный участник этих процессов — свободный сероводород, концентрация которого в зоне восстановленных осадков достигает до 100 мг/л. Продуктом его взаимодействия с железом осадков является черный порошковидный агрегат — коллоидный моносульфид FeS • «Н20, который именуется гидротроилитом. Он в современных осадках достаточно быстро преобразуется в пирит посредством твердофазной реакции со свободной серой:

Еще возможный вариант взаимодействия сероводорода с гидроксидом железа в растворе:

Другой механизм восстановительных преобразований существует в пресноводных или опресненных бассейнах. Там восстановительные реакции осуществляются не по сероводородному, а по так называемому глеевому типу, вместо пирита в растворе, насыщенном бикарбонатом, кристаллизуется аутогенный сидерит FeC03. Источником для него могут быть также и железоорганические коллоидные соединения, а потому в морских осадках весьма часто пирит и сидерит сосуществуют, но формируются они не синхронно, а на разных этапах рассматриваемой стадии. Совместно с этими минералами в восстановительной обстановке формируются железистые хлориты. Они в сочетании с гидротроилитом, микрозернистым пиритом, сидеритом и тонкодисперсным органическим веществом придают буровато-серому или красноватому осадку окислительной зоны иной цвет — темно-серый, с зеленоватыми или синеватыми оттенками. Изначальная окраска ила утрачивается нацело либо сохраняется только в реликтах (на участках, которые менее соседних насыщены ОВ).

Выявив, объяснив и описав в подробностях механизмы перечисленных здесь процессов, Н.М. Страхов констатировал наличие у бассейнового диагенеза геохимической зональности, которая отразила наличие двух стадиальных этапов породообразования: 1) окислительного и 2) восстановительного. Граница между этими зонами представляет собой важный природный геохимический барьер. На нем активизируются процессы встречной диффузии веществ и дегазации осадков. Тем самым обеспечиваются условия, чрезвычайно благоприятные для конкрециеобразования. Напомним, что конкреции могут формироваться также до и после диагенетической стадии. Но здесь, на окислительно-восстановительной границе, по-видимому, зарождается большинство из них.

Однако данная граница не стабильна. Уровни ее глубины от дна бассейна и площади распространения испытывают непрерывные колебания и в геологическом времени, и в разнотипных бассейнах породообразования — вплоть до того, что при определенных палеогеографических ситуациях полностью исчезает одна из геохимических зон (окислительная либо восстановительная).

На местоположение внутридиагенетической окислительно-восстановительной границы оказывает решающее влияние конкретный фактор: степень насыщенности осадка компонентами органических веществ. В случае массовых захоронений ОВ вспышка жизнедеятельности питаемых им аэробных организмов вскоре приводит к полному истощению ресурсов растворенного кислорода, т.е. к гибели этих существ и расцвету жизни их антиподов — анаэробных микроорганизмов, сильно влияющих на понижение Eh. Перенасыщени ность осадка ОВ может стать причиной полного отсутствия окислительной зоны и наличия придонных аноксических (бескислородных) восстановительных обстановок, подобных тем, которые наблюдаются в современном Черноморском бассейне. Напротив, в случаях очень малых количеств ОВ (в долях процентов) и его окисленности восстановительная обстановка при диагенезе осадка совсем или почти не возникает, что свойственно некоторым озерным, лагунным и мелководно-морским бассейнам аридных климатических областей в геологическом прошлом и нынешнему океанскому глубоководью.

Факторы влияния на способы и механизмы проявления диагене- тических внутрибассейновых процессов таковы: тип бассейна, химический состав его воды, минеральный состав и насыщенность биосом осадков, темпы их накопления (взаимосвязанные с тектоническими режимами формирования БП) и климат.

Климат в большинстве случаев оказывает решающее влияние на способы реализации процессов диагенеза и их конечные результаты, воздействуя на эти процессы косвенно — в основном через биос и продукты его метаболизма, которыми обусловлены величины pH, Eh, парциальных давлений углекислоты, сероводорода, метана и других геохимические параметры осадка, превращаемого в горную породу. Кроме того, климат на территориях мобилизации, транспортировки и накопления осадочных веществ влиял на их состав, который мог стать либо очень однообразным, либо остаться поликом- понентным, а значит реакционноспособным при диагенетическом уравновешивании этой смеси. Данный фактор породообразования настолько существенен, что Н.М. Страхов специально выявил и от- картировал на земной поверхности (для современной и древних геологических эпох, вплоть до раннекембрийской включительно) климатическую зональность обстановок седиментогенеза и диагенеза, выделив следующие их типы: нивальный (ледовый), аридный и гу- мидный, подразделяемый в свою очередь на холодный, умеренный, субтропический и тропический подтипы. Было показано, что в целом интенсивность биохимической переработки седиментогенного вещества при диагенезе усиливается в порядке перечисления этих категорий. Для каждой из них были описаны свойственные ей диагностические признаки — сообщества аутогенных минералов, цвета, особенности компонентного состава и измененности ОВ, вторичные текстуры и др. К ним мы вернемся во II части книги при описании конкретных разновидностей пород.

Добавим к сказанному, что после Н.М. Страхова большой вклад в пополнение знаний о диагенезе различных климатических зон и эпох внесли его ученики и другие отечественные литологии и геохимики. Ледовые процессы породообразования глубоко освещены в трудах ученых-мерзлотоведов МГУ И.Д. Данилова, Э.Д. Ершова (2002), Н.Н. Романовского из МГУ и Н.М. Чумакова из Геологического института (ГИН) Российской академии наук. Другие исследователи ГИН РАН тоже опубликовали фундаментальные работы о диагенезе: аридных климатических зон — М.А. Жарков; гумидных областей торфонакопления и смежных с ними лагунноморских обстановок — П.П. Тимофеев и Л.И. Боголюбова; об историко-геологической эволюции геохимических процессов породообразования —

В.Н. Холодов (2006). Специфику зональности океанского диагенеза можно познать из трудов сотрудников Института океанологии им. акад. П.П. Ширшова — Ю.А. Богданова, И.И. Волкова (1984), А.П. Лисицына и др., а также МГУ — Ю.Н. Турского, В.С. Савенко, Б.А. Соколова и А.И. Конюхова и др. Специфику механизмов кон- крециеобразования, как составного элемента диагенетических процессов, можно извлечь из трудов 60-х гг. XX в. А.В. Македонова (1966) и более поздних работ профессора Харьковского государственного университета П.В. Зарицкого, ученого ГИН РАН Ю.О. Гаврилова, упомянутого выше В.С. Савенко и других исследователей. К этим книгам мы адресуем читателя, углубляющего свои познания сверх учебной программы.

Вернемся снова к факторам влияния на диагенез, помимо климатического.

Тектонический режим в БП равнозначен климату по эффективности влияний на породообразование. Способы влияния тектоники сводятся либо к благоприятствованию климатическим воздействиям на осадочное вещество, либо к препятствованию их полной реализации. Все зависит от скоростей и степени прерывистости тектонического погружения дна ОБ и воздымания соседних участков суши, откуда поступают осадочные компоненты. При условиях «вялой» тектоники (БП в пределах платформенных тектонических структур, в особенности на антеклизах) дно бассейна погружается чрезвычайно медленно и процессы физико-химического уравновешивания осадка могут успеть достичь стадии полного своего завершения. Тогда все нестойкие минеральные компоненты будут корродированы или трансформированы в аутигенные глинистые минералы, а ОВ — окислено и минерализовано. Противоположный этому случай — стремительные темпы провалов дна бассейна (в пределах рифтовых впадин или подвижных окраин континентов). При таких условиях факторы диагенеза, даже при благоприятнейших тропических гумидных обстановках, не успевают как следует «сработать», и изначально неравновесная реакционноспособная система, состоящая из седименто- генных минералов, ОВ и иловых растворов, в скором времени попадает в напряженные Р-Т условия последиагенетических стадий катагенеза (см. далее).

Темп осадконакопления, который находит отражение в толщине слоя, накопленного за конкретный временной интервал (100 лет), является функцией морфологии дна БП и соседней с ним суши, т.е. в конечном счете функцией конкретного тектонического режима формирования и преобразования БП. Он сказывается и на глубине нахождения окислительно-восстановительной границы (см. ранее), и на толщине всей сферы диагенеза в целом, которая обратно пропорциональна темпу осадконакопления. На эту закономерность свыше 30 лет назад обратили внимание А.Г. Коссовская, а также Б.А. Соколов и А.И. Конюхов; Н.В. Логвиненко и Л.В. Орлова (1987) и другие литологии, которые анализировали результаты исследования глубоководных скважин, пробуренных в океане американским кораблем «Гломар Челленджер». Оказалось, что толщина зоны незавершенного диагенеза глубоководных (гемипелагических) карбонатных и кремневых илов достигала в разных местах от 0,6—0,8 до 1—1,5 км, причем процессы их превращения в породы протекали там крайне медленно — на протяжении целых геологических эпох и даже периодов.

Объяснение «вялости» диагенетических преобразований в таких случаях основывается на малых темпах седиментации в пелагиали от 0,01 до 1 мм/1000 лет (по принципу «частица за частицей»), вследствие чего у гранулометрически однообразного осадка большие межкомпонентные пространства успевала заполнить иловая вода, не потерявшая связей с водой морского или океанского бассейна. Благодаря этим связям общее гидростатическое давление распространялось не только на частицы осадка, но и на межзерновой флюид, тем самым уравновешивая всю систему и препятствуя ее уплотнению. Напротив, в более мелководных условиях «лавинной седиментации», где ее темп на много порядков выше, связь поровых и придонных вод вскоре прерывалась, и давление литостатических нагрузок от быстро утолщаемых вышележащих слоев осадка на подстилающие слои проявляло себя как существенный фактор литифи- капии. Вероятно, по этой причине усредненная толщина зоны диагенеза на морском шельфе определялась Н.М. Страховым в пределах 250—300 м, редко до 500 м; а вблизи побережья — 10—50 м и кое-где еще меньше.

Проблема диагностики границ диагенетических образований в разрезах осадочной толщи до сих пор еще дискуссионна. Исходя из рассмотренного здесь перечня диагенетических перерождений осадка в породу следует, что при этом меняются не только состав и консистенция вещества осадка, но отчасти и его седиментогенная структура (прежде всего форма поверхности кластогенных силикатных, глинистых, карбонатных зерен) и в известной мере микротекстура (переориентировка глинистых обломочных частиц, текстуры вдавливания и др.). Впрочем, такие слабые структурнотекстурные изменения заметны лишь опытному взгляду специалиста- литолога в ходе оптических и электронно-микроскопических наблюдений. Макроскопически же прошедшая через стадию диагенеза порода выглядит относительно «свежей» и не обязательно сцементированной. Из-за этого нижняя граница зоны диагенеза (т.е. признак завершенности этой стадии) трактуется исследователями по- разному.

А.Е. Ферсман в 1922 г. определял конечный момент диагенеза как время наложения нового слоя, петрографически отличного от предыдущего, отделившего подстилаемый им осадок от непосредственного соприкосновения с придонной водой. Примерно также считал известный литолог Г.И. Бушинский (1954). Затем А.В. Копелиович (1965) обратил внимание на то, что скорости диагенетических преобразований различны в зависимости от структуры и минерального состава осадков. Он предлагал считать этапом окончания диагенеза переход глинистого вещества из текуче-полужидкой консистенции в пластично-полутвердую (пригодную к лепке), а для рыхлого песчаного пласта этот же этап условно соотносить с моментом литифи- капии перекрывающего слоя глины. Это один из наиболее конкретных рецептов.

Консистенцию вещества (полутвердую, пластичную и, в особенности, твердую) большинство исследователей тоже склонны принимать за один из главных признаков перехода осадка в породу. Однако и этот физико-механический параметр оказался непостоянным в зависимости от генетической природы осадка, от темпов его захоронения и других рассмотренных нами причин. Более точным признаком завершения диагенетической стадии служит полное превращение торфа в бурый уголь (марки однако наблюдать его можно только там, где имеется много углистого вещества.

Н.М. Страхов и Н.В. Логвиненко (1959), отмечая огромную роль бактериального фактора в процессах диагенеза, считали, что одним из признаков завершения этой стадии служит исчезновение в породе живого ОВ. Однако точно выявить такой уровень практически очень нелегко. Тем не менее искать способы его диагностики следует непременно, потому что диагенез — это одна из составляющих био- косной системы.

Сущность упомянутого термина объяснена в гл. 3 при описании зоны гипергенеза. Там элементарной биокосной подсистемой представлена почва. Кроме нее к биокосным системам относятся илы материковых и океанических водоемов. По мнению видного геохимика А.И. Перельмана, подобием почвообразовательных процессов является диагенез. Для него и почвенных биокосных систем характерна единая геохимическая сущность, заключающаяся в процессах разложения и окисления ОВ микроорганизмами.

Близкое к этому представление развивает В.Т. Фролов (1994), причем его взгляды в корне меняют подход к оценкам не нижней, а верхней границы рассматриваемой стадии: окислительную зону субаквальных осадков этот исследователь относит не к диагенезу, а к образованиям стадии подводного выветривания (или гальмиролиза). Такие образования почти непрерывно продолжают на дне морей и океанов глобальную сферу субаэрального выветривания пород и осадков суши. Границу же начала диагенеза В.Т. Фролов соотносит с уровнем, отделившим осадок от вышележащей области свободного просачивания в него придонной воды, т.е. там, где открытость природной системы во многом утрачена, а геохимические обстановки стали сплошь восстановительными. Это логически аргументированная, но не общепринятая концепция заслуживает специального обсуждения. Начнем его с базовой терминологии.

Галъмиролиз (от греч. галъмирос соленый, лисис распад) — это термин, предложенный в 1922 г. К. Гуммелем, в трактовке Л.В. Пус- товалова понимался как совокупность различных химических процессов, совершающихся под влиянием морских факторов и приводящих к изменению состава минеральных тел, находящихся в море, как во взвешенном состоянии, так и на его дне. Сюда относятся явления растворения, окисления, гидратации, катионного обмена и другие химические, биохимические и минералогические процессы, в частности палагонитизация стекла в излившихся на морском дне базальтовых лавах, трансформация прослоев вулканического пепла в монтмориллонитовую глину — бентонит и др.

Галъмиролититы — это продукты гальмиролиза придонных осадков и пород. Способы формирования их похожи на процессы субаэрального выветривания и местами гомологичны почвообразованию с той разницей, что галъмиролититы развиваются на морском дне, в периоды седиментационых пауз или при весьма замедленных темпах накопления осадков (доли мм в 1000 лет). К гальмиролититам на мелководье относятся сцементированные аутогенным карбонатом корки «твердого дна», интенсивно биотурбированные, т.е. пронизанные ходами моллюсков-сверлилыциков, раков и червей, обеспечивших проникновение в глубину осадка насыщенных 02 донных вод и ОВ, создавших там окислительную и близкую к нейтральной, слабощелочную геохимическую среду, благоприятную для синтеза аутогенных глауконитов (см. гл. 7). В.Т. Фролов причислял все эти образования к категории «подводного элювия» и классифицировал их на группы и типы: физический элювий — каменистые развалы, горизонты конденсации (перлювий); биоэлювий — биотурбиты и хемоэлювий — твердое дно, панцири, монтмориллонитовые глины (возникшие в результате подводного перерождения пирокластики), глауконититы, зернистые фосфориты и красные пелагические глины океанов. Такая точка зрения не нашла всеобщего признания. М.В. Кленова, А.И. Перельман, Н.М. Страхов, В.Н. Холодов и другие относят вышеперечисленные объекты к образованиям ранней подстадии диагенетического превращения осадка в породу, считая, что процессы этой стадии гомологичны, но никак не аналогичны субаэральному выветриванию.

Главные доводы относительно внешней похожести (гомологичности), но не тождественности условий выветривания и раннего диагенеза таковы. Во-первых, биохимическое выветривание на суше осуществляется главным образом под влиянием водных потоков сверху (атмосферные осадки), а субаквальный диагенез обеспечивается привносом веществ в основном снизу, из подстилающих слоев обводненного осадка. Во-вторых, внешне похожие на карбонатные и железисто-марганцевые корки морского дна, карбонатные, силикатные и железистые панцири, покрывающие кору выветривания на суше, хотя и формируются при участии капиллярного подъема влаги снизу вверх, но механизм ее подъема на суше в действительности принципиально иной, чем при субаквальном гальмиролизе.

Там осуществляется массовая диффузия и метасоматоз, а на суше — только физические процессы межкомпонентной инфильтрации раствора и аутигенез. Масштабы и генетические сущности этих двух разновидностей процессов дифференциации веществ не одинаковы. Да и сама граница между окислительной и восстановительной средой бассейнового осадка не повсюду отчетлива, как мы выяснили это в предыдущих разделах.

Следуя таким доводам, О. В. Япаскурт разделяет основы концепции о диагенезе Н.М. Страхова. Автор при этом считает, что понятие о подводном выветривании тоже правомочно, но применительно только к условиям длительных седиментапионных пауз и в тех местах (на участках подводных возвышенностей либо склонов риф- товых впадин), где глубинными течениями были смыты рыхлые осадки, и с морской либо океанской водой контактируют древние горные породы, прошедшие в свое время через стадию диагенеза, даже, возможно, через какие-то этапы катагенеза. Именно они и попадают под воздействие новых, существенно окислительных обстановок подводного выветривания и в какой-то мере видоизменяются ими.

Относительно термина «гальмиролиз» можно добавить, что он изначально не имел стадиального смыслового значения. Это символ процесса (точнее, целого комплекса процессов), но не имя определенной стадии. А потому гальмиролиз рыхлых отложений, включая и формирование литифицированных панцирей, вполне можно соотносить с ранними этапами бассейнового диагенеза, считая, что это одно из многоликих проявлений начальной стадии осадочного по- родообразования. Впрочем, природные образования всегда сложнее любых теоретических построений, и вопросы о конкретизации геологических границ надолго еще останутся предметами для дискуссий. Но исследователь (и начинающий студент) обязаны знать противоположные версии, а в своих работах давать на них конкретные ссылки.

Субаэральный диагенез свойственен осадкам аккумулятивных ландшафтов. Толщина зоны проявления его процессов существенно меньше сравнительно с бассейновым диагенезом: она колеблется в среднем от 5—10 до 20—50 м. Нижняя граница ее соответствует области развития ближайших грунтовых или фреатических вод. А верхняя граница меняет свое местоположение в зависимости от толщины почвенного горизонта или покрова торфяников либо различных элювиальных и коллювиальных рыхлых образований. Естественно, что в таких условиях зависимость процессов диагенеза от климатических обстановок проявлена весьма определенно. Наибольшая интенсивность процессов изменения осадочных веществ присуща гумидным климатическим областям — с обилием атмосферных осадков, растительного и животного мира, с активной бактериальной средой. Атмосферные воды, просачиваясь через горизонты почвы, насыщаются органическими кислотами, приобретают пониженные значения pH. Их кислород быстро тратится на окисы ление ОВ, что способствует формированию восстановительной среды. Наиболее низкие значения Eh и pH возникают под торфяниками. Однако там восстановительная среда отлична от таковой в илах морских бассейнов тем, что отсутствуют или содержатся в малых количествах сульфат-ионы. Поэтому нет (или мало) сульфа- тредуцирующих бактерий, продуцирующих H2S. А восстановии тельная среда без H2S именуется глеевой. В ней процессы восстановв ления Fe3+ до Fe2+ осуществляются по иному сценарию. Конечные продукты — сидерит FeC03 либо сидероплезит. Они образуют рассеянные в осадке включения, а зачастую — шаровидные или эллипсовидные конкреции. Если такие конкреции развиваются под подошвой торфяника, то впоследствии, после прохождения породой через стадию катагенеза, возникают угольные пласты с включениями очень крепких сидеритовых стяжений (рис. 4.9), которые могут оказаться серьезной помехой для технологических операций угледобычи: быть причиной поломки техники.

Шаровидная конкреция глинисто-сидеритового состава внутри пласта углистого аргиллита в толще угленосных пород раннемелового возраста в низовьях р. Лены (фото Г.Ф. Крашенинникова)

Рис. 4.9. Шаровидная конкреция глинисто-сидеритового состава внутри пласта углистого аргиллита в толще угленосных пород раннемелового возраста в низовьях р. Лены (фото Г.Ф. Крашенинникова)

юо

Вместе с сидеритизацией осуществляются массовые трансформационные процессы: глинистое вещество осадка и обломочные слюды трансформируются частично, а иногда и полностью) в каолинит. Каолинизации подвержены также частицы полевых шпатов и некоторых других минералов. А амфиболы, пироксены и другие темноцветные минералы корродируются.

Глеевые воды, постепенно насыщаясь катионами Са2+, Mg2+, Mn2+, Fe2+, переносят их в самые нижние горизонты осадочного покрова, где соответствующие карбонаты локально цементируют пески либо в качестве конкреций с причудливыми формами, либо в форме линзовидно-пластовой цементации.

Совсем по-иному диагенез осуществляется в аридных климатических областях — с малой и очень неравномерной концентрированностью О В и недостатком влаги. Там господствует щелочная среда и окислительные обстановки, на фоне которых встречаются разрозненные очаги с глеевой средой. Усиливается роль капиллярного поднятия растворов снизу (от ближайшего водоносного уровня). Эти воды переносят в себе растворенные бикарбонаты, сульфаты или коллоиды кремнезема. На путях миграции кристаллизуются карбонаты, гипс или ангидрит, а местами — выпадает в осадок опал. Эти аутигенные новообразования локально цементируют компоненты рыхлого осадка; местами скапливаются в конкреционные тела; образуют также слои крепко сцементированные кальцитом либо опалом (кристаллизуемым в халцедон) в виде корок. Кальцитовые корки в осадках пустынь и полупустынь именуют каличе, кремневые — силъкретами.

В областях развития ледниковых отложений, по их периферии в позднекайнозойском времени формировались покровы алевритовой пыли — так называемые лёссы. Одной из их особенностей является сочетание рыхлости со скрепленностью частиц, благодаря чему стенки обрывов, сложенные лёссом, вертикальны, а жители южной части Китая делали там достаточно прочные пещерные жилища. Скрепленность лёссовых частиц обеспечивается микрозерни- стыми карбонатами, возникшими вследствие субаэрального диагенеза. Там же каналы, оставшиеся от корневой системы растений, и различные пустотки заполняются так называемыми кальцитовыми «журавчиками» — конкрециями величиной с грецкий орех или небольшое яблоко.

Миграция при субаэральном диагенезе внутри осадков аридных зон (в Казахстане и Средней Азии) вод, содержащих растворенные соли урана (вымытые из более древних магматических и метаморфических пород), обеспечивает повышенные концентрации этого элемента в цементируемых песках аллювия. О формировании таких «гидрогенных» урановых руд в подробностях писали А.И. Перельман, В.Н. Холодов, В.Н. Щеточкин и другие геохимики и лито- логи.

Замечания о диагенезе для студентов разных специальностей: знание процессов диагенетической стадии имеет важное прикладное значение для решения разнообразных практических задач геоло- гами-поисковиками полезных ископаемых, а также специалистами по экологической, инженерной геологии, гидрогеологии и геокриологии.

Генезис множества видов полезных ископаемых — металлических, неметаллических и горючих находится в прямой зависимости от особенностей диагенетической стадии: ее процессы могут в одних условиях благоприятствовать, а в иных — препятствовать концентрированию рудного вещества или приобретению породой необходимых нам вещественных и физико-механических свойств. Так, например, специалисту по геологии и геохимии горючих ископаемых всегда необходимо учитывать историю трансформаций О В в период превращения осадка в породу. Известно, что накопление на стадии седиментогенеза в морском водоеме больших масс ОВ сапропелевого типа создает благоприятные предпосылки для формирования нефтегенерирующих глинистых, карбонатных или кремнистых толщ. Эти «нефтематеринские» толщи, погружаемые тектоническими силами на многокилометровые глубины, проходят через диапазон температур порядка 100 ± 20 °С или через названную Н.Б. Вассоевичем (1986) главную зону нефтеобразования (ГЗН). Она отвечает примерно середине последиагенетической стадии катагенеза. Так, от особенностей диагенеза зависит, сохранит ли ОВ свои необходимые для генерирования жидких углеводородов свойства или утратит их еще до попадания в ГЗН. Последнее обстоятельство случается при длительном наличии окислительных обстановок в пределах диагенетической стадии. В этом случае все компоненты ОВ или большая их часть будут окислены, и вместившие такое количество О В толщи пород окажутся «выхолощенными» и бесплодными даже в благоприятных обстановках ГЗН. Напротив, если диагенез был восстановительным или кратковременным (при высоких скоростях погружения дна БП), то соответствующие по исходному сапропелевому составу ОВ в ГЗН смогут реализовать свой нефтегенерационный потенциал. Существенно влияет диагенез и на изначальные качества каменных углей.

Из прочих категорий минерального сырья его виды, прямо или косвенно связанные с диагенезом, многочисленны. Это многие железные, марганцевые, урановые и ванадиевые руды, отчасти медные и полиметаллические руды (они полигенетичны, но диагенетическая стадия играет важную роль в концентрировании их металлов), а также неметаллические полезные ископаемые: фосфориты, опало- литы, доломиты, цеолиты, каолиновые глины субстрата угольных пластов (бывших торфяников) и монтмориллонитовые глины, сформированные за счет диагенетического преобразования пепловой вулканокластики — гумбрин, бентонит, кефекалит и др. Поэтому особенности диагенеза рассматриваются как важный раздел в учении о полезных ископаемых.

Кроме того, должно быть понятно, насколько понимание диаге- нетических процессов (так же как процессов гипергенных и седи- ментогенных) важно специалистам, работающим в областях экологической и инженерной геологии. Во-первых, диагенезом предопределяются многие физико-механические свойства пород. Во-вторых, диагенетические процессы существенно влияют на изменение концентраций химических элементов, губительных либо полезных для жизни человечества, а также животного и растительного мира. Приведем некоторые примеры.

Начнем с того, что при диагенетическом аутигенном минерало- образовании в основном происходят довольно простые химические реакции, хотя они усложняются из-за протекания в системах открытого типа вследствие сложного состава системы. Как отмечал Суй- ковский (Sujkowski, 1958), время любой реакции может быть нек большим, однако диагенетические процессы развиваются скачкообразно по мере изменения химической среды и физических условий. Преобразование некоторых метастабильных смесей начинается только при достижении критических геохимических барьеров. Диагенез в общем ведет к уменьшению числа компонентов породы. Главные химические процессы — это гидратация — дегидратация; гидролиз — дегидролиз; адсорбция ионов; обмен катионов или оснований; окисление —восстановление; декарбонатизапия — карбона- тизация.

Остановимся на примере экологической роли ионной адсорбции. Она реализуется при низких температурах в коллоидных и комплексных (глинисто-коллоидных) фазах. Напомним, что частицы глинистых минералов обычно тяготеют к гидроксильным ионам и несут отрицательные заряды на своих поверхностях. Они поэтому адсорбируют различные катионы, в результате чего пропитывающие

юз

осадок так называемые поровые воды лишаются большей части своих редких элементов.

Около 30 с лишним лет назад известный американский исследователь постседиментационных процессов Р.У. Фербридж (R. W. Fair- bridge) написал следующее. Количество ядовитых металлов, выносимых из первичных пород в океан в течение геологического времени, настолько велико, что могло бы вызвать отравление вод океана. Если бы не действовал процесс их удаления, эволюция жизни на Земле протекала бы иным путем, причем развивались бы организмы, не восприимчивые к отравляющим металлам. Все вышесказанное относится, например, к меди, свинцу, мышьяку, селену, ртути, сурьме и висмуту. Во многих случаях эти элементы выносятся из водных растворов способом, хорошо известным в медицине, а именно с помощью адсорбции их на свежеосажденных гидроокислах железа. В осадочных железных рудах всегда присутствуют значительные количества селена, мышьяка и свинца. Содержание мышьяка в этих рудах в большинстве случаев настолько велико, что значительное количество его входит в железо и сталь, из которых его очень трудно извлечь обычными методами технического рафинирования. Молибден концентрируется в осадочных месторождениях марганца.

Экологические комментарии к вышесказанному, как видим, излишни. Теперь вернемся к иженерно-геологическим аспектам. Де- карбонатизация — карбонатизация резко меняют пористость и плотность осадка. Процессы эти управляются балансом растворенных в поровой воде газов С02 (продуцируемых бактериями и разлагающимся мертвым ОВ). Насыщение газами морского ила обеспечивает растворение карбонатных примесей в глинистом, алевритовом или песчаном осадке (исчезновение там мелких раковинок и кристаллических зерен кальцита). В ином случае в обстановке активного оттока С02 вверх (в вышележащий слой осадка или в придонную воду бассейна) происходит кристаллизация агрегатов СаСОэ либо FeC03, которые прочно цементируют глинистоалевритовые или песчаные частицы. Возникают пластообразные конкреционные стяжения. Они обладают «нулевой» пористостью и повышенной крепостью. А потому эти отложения, будучи выведенными тектоникой на поверхность и подверженными там процессам денудации и выветривания, приобретают характерный внешний облик: в обрывах природных обнажений они образуют ступенчатые стенки. Ступени возникают в результате малой податливости к разрушению крепких карбонатизированных прослоев, находящихся внутри пачки рыхлых либо пластичных пород.

Подобный эффект может достигаться при реакциях гидратации- дегидратации, наглядным примером которых служат взаимопереходы гипс — ангидрит:

Здесь дегидратация упрочняет осадок. Обратный процесс захвата воды (гидратации) с утратой этих физико-механических свойств, как правило, сопровождает процессы карбонатизации, окисления и гидролиза соседних минеральных частиц. Осадочный слой гидратируемого ангидрита при этом сминается в мелкие складки.

Итак, претерпевшая диагенез слоистая пачка осадочных пород приобретает характерную анизотропию физико-механических параметров у разных слоев. И при этом их разные степени сцементиро- ванности аутогенными веществами влияют на разный характер пористости и, в конечном счете, на разную степень их проницаемости для воды и газовых флюидов, т.е. по завершении диагенетической стадии порода обретает свои индивидуальные коллекторские свойства (они могут потом меняться на последующих стадиях). Их специально исследуют и используют в своих работах нефтяники, гидрогеологи и исследователи так называемых стратиформных (пластовых) руд железа, меди, полиметаллов и благородных металлов.

И наконец, познание особенностей диагенеза очень важно в фундаментальных теоретических исследованиях геологической истории формирования и эволюции осадочных бассейнов, а также для реконструирования палеогеографии.

Очень важным элементом палеогеографических построений служит выделение внутри отдельных стратиграфических интервалов так называемых аутигенно-минералогических провинций.

Аутигенно-минералогические провинции — территории в пределах единого бассейна седиментации, характеризуемые определенными парагенетическими ассоциациями аутогенных компонентов осадочных пород, в которых запечатлены признаки геохимических обстановок, свойственных моментам накопления осадка и начальным этапам его превращения в породу. Методику анализа этих провинций разработали Л.В. Пустовалов (1940) и Г.И. Теодорович (1958), которые использовали для данной категории термин «геохимические фации». Под ним подразумевались пласт или свита пластов, которые на всем протяжении обладают одинаковой изначальной геохимической характеристикой, возникшей в результате условий образования осадочной породы и проявляющейся в совместном нахождении одного и того же комплекса сингенетичных аутогенно-минеральных выделений. Л.В. Пустовалов описал 9 морских геохимических фаций: сероводородную (с сульфидами), сидери- товую, шамозитовую, глауконитовую, фосфоритовую, окислительную, ультраокислительную (оксиды, гидроксиды Fe и Мп), дол ломитовую и морских солей, а также 6 континентальных геохимических фаций: латеритную, ортштейновую, пустынную, растворимых солей, железных руд и углей. Г.И. Теодорович существенно расширил и детализировал данную типизацию. Она ценна для палеогеографических и металлогенических построений, однако сам термин «геохимическая фация» не нашел приверженцев среди большинства лито- логов, будучи отчасти преоккупированным (см. далее, раздел о фациях), поэтому рекомендуется вместо него использовать понятие «аутогенно-минералогическая провинция». Выделяя ее, исследователь должен строго дифференцировать многоэтапные минеральные новообразования, отделяя седиментогенные и диагенетические компоненты от более поздних минеральных агрегатов, свойственных последиагенетическим стадиям катагенеза и гипергенеза (см. гл. 15).

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >