Процеси і продукти перетворення осадового матеріалу на стадії діагенеза
Основні фактори діагенеза
Набір основних факторів діагенеза визначається тим, що процеси цієї групи протікають в безпосередній близькості від поверхні Землі, явля.ются безпосереднім продовженням процесів седиментогенеза і тому значною мірою обумовлені географічними умовами, в яких знаходиться басейн накопичення опадів.
а) Температура. Роль температури в процесах діагенеза досить зрозуміла. Від цього фактора сильно залежить рівновага в системі осад - розчин - газ. Температура істотно впливає на розчинність мінералів і швидкість хімічних реакцій. Незважаючи на це, геотермічний градієнт в різних басейнах накопичення опадів істотно коливається (середній геотермічний градієнт на Землі - 3 °C / 100м, на платформах - 1, в геосинкліналях - 7-8, у верхній частині осадового чохла океану - 6,5 °C), Діагенез в мілководних басейнах протікає при температурах, зазвичай близьких до поверхневих через те, що потужність зони діагенеза досить невелика. В океанах, під великий товщею води в глибоководних зонах, ця температура може бути низькою (5-6 °C), Нижче, ніж на поверхні води. Більш низька, ніж на поверхні, температура може бути в опадах глибоководних озер. Більш високі температури слід очікувати в областях підвищеного теплового потоку поблизу серединно-океанічних хребтів, в зонах трансокеанських розломів і поблизу діючих вулканів. У солеродних басейнах, особливо глибоководних, характерних для геологічного минулого, через розшарування по солоності стовпа концентрованого розсолу і парникового ефекту температура у верхній частині соляного осаду може досягати 40-50 °C.
Таким чином, температура зони діагенеза в першому наближенні може коливатися від 4 до 50 °C, тобто може бути в загальному оцінена як невисока.
б) Тиск. Можна говорити про геостатічеських тиску, яке визначається навантаженням товщі осадового матеріалу і реалізується на стиках зерен цього матеріалу, і про гідростатичному тиску, що обумовлено вагою стовпа рідини, укладеної в осаді і розташовується над ним. Оскільки потужність зони діагенеза, як ми вже говорили, зазвичай досить невелика (кілька десятків метрів), то геостатічеських тиск в зоні діагенеза в загальному невеліко- воно дещо збільшується зверху вниз в товщі осаду, і про скільки-небудь значному ущільненні осаду під дією навантаження вищерозташованих шарів можна говорити лише для нижньої зони діагенеза (для заключних етапів діагенеза). Величина гідростатичного тиску в зоні діагенеза залежить від глибини басейну накопичення опадів. У мілководних басейнах гідростатичний тиск невеликий, в глибоководних - значно. Так, тиск стовпа води на ложе океану понад 60 МПа (600 атм). Роль тиску стовпа рідини на діагенез осаду складна і до кінця нез`ясована. Існує точка зору, що стовп рідини створює зважують ефект, перешкоджає відтоку розчинів з ущільнюється осаду і, тим самим гальмує його геостатічеських ущільнення.
Роль тиску в процесах діагенеза полягає в тому, що воно впливає на розчинність мінералів і визначає процес віджиму розчину з осаду, обумовлює утворення литогенетических тріщин.
Літогенетіческіе тріщини утворюються на стадії діагенеза. Важливо вміти відрізняти їх від тріщин, що утворюються на стадії катагенеза. Таке вміння - важливий елемент стадіального аналізу. На стадії катагенеза тріщини в основному тектонічні. Жорсткий консолідований каркас літіфіцірованних порід, що знаходяться в зоні катагенеза, реагує на тектонічні напруги розривом суцільності матеріалу. Виникають, як правило, вертикальні, субвертікальние, часто вельми витримані і широкі тріщини (показати на малюнку або керна). На стадії діагенеза, коли осадовий матеріал ще більшою частиною м`який, пластичний, тектонічні напруги призводять до того, що зім`яло (але не розриву), яке слабо виражене в осаді. Природа тріщин в діагенезе (литогенетических), вузьких, непротяжних, найчастіше горизонтальних (показати на малюнку або зразку), інша. Літогенетіческіе тріщини утворюються при літіфікаціонном ущільненні опадів і втрати ними води зазвичай на заключних етапах діагенеза. Зустрічаються два різновиди литогенетических тріщин: тріщини нашарування (паралельні шаруватості) і внутріслойние тріщини (нормальні до шаруватості). Більш широко поширені тріщини нашарування. Їх ширина (потужність) вимірюється частками міліметра, а довжина - міліметрами. Ці тріщини більше характерні для глинистих відкладень, ніж для карбонатних. Виконані вони бувають халцедоном, кальцитом, піритом, глинистим речовиною. Механізм утворення таких тріщин вивчений слабо. Вважають, що вони виникли за рахунок геостатічеських навантаження верхніх опадів, тобто при стисненні, як результат анізотропії різних ділянок шару осаду. У зв`язку з цим переважна приуроченість тріщин нашарування до глинистих порід пояснюється текстурними особливостями цих відкладень (тонкослоістую, тонкоплітчатостью). Внутріслойние тріщини мають незначну ширину (частки міліметра - перші одиниці міліметрів). Їх іноді називають волосними або ниткоподібними. Виконані вони бувають кварцом, халцедоном, кальцитом. Вони найбільш характерні для малопотужних (0,5-5,0 см) карбонатних слойков з роздуванням і пережимами, локалізованих в карбонатно-глинистих відкладах (показати такі карбонатні шари). Виникнення деформацій пов`язано зі стисненням під дією ваги накопичуються опадів, яке в умовах горизонтального залягання пластичних шарів, супроводжується розтягуванням в напрямку, перпендикулярному до напрямку стиснення (показати). При досить інтенсивному розвитку напружень в місцях пережимів карбонатних шарів можуть виникати тріщини відриву та сколювання, в місцях раздувов - тріщини відриву. Утворенню внутріслойних тріщин сприяє також тиск порових вод, віджимають при ущільненні з глин в карбонатні прошарки. [Щоб розповідь про тріщини, що виникають в діагенезе, був повним, скажімо, що на цій стадії утворюються ще так звані септаріевие тріщини в конкрециях. Але про це ми, можливо, поговоримо в лекції про конкрециях].
в) Мулові води. Важливим фактором діагенеза є мулові води, які насичують осад, вірніше їх хімічний склад. Основу мулових вод складають ті поверхневі води, в середовищі яких відбувалося накопичення осаду. Істота діагенеза багато в чому і полягає в перетворенні початково похованої в осаді води під впливом взаємодії з твердою фазою осаду. Тому доцільно коротко розглянути хімічні особливості тих поверхневих вод, які дають початок муловим водам і в істотному ступені визначають хід диагенетических процесів. Але перш ніж це зробити, варто згадати про способи вираження хімічного складу і підходах до класифікування природних вод. Це потрібно зробити, щоб з свідомістю справи розглядати питання, що цікавлять нас питання не тільки в частині діагенеза, але і наступних розділів курсу.
У гідрогеохімічній практиці прийнято три основні форми вираження концентрації компонентів. Перша форма - це г / л або мг / л. Це маса хімічної речовини, що міститься в 1 л природного розчину. Рідше масу хімічної речовини сподіваються не на об`ємну одиницю (л), а на масову (кг), і виходить одиниця виміру г / кг. Друга форма вираження - це г-екв або мг-екв. Щоб отримати міліграм-еквівалентну вираз концентрації, треба величину концентрації в мг / л розділити на еквівалентну масу іона. Еквівалентна маса іона дорівнює атомної масі, поділеній на валентність. Наприклад, еквівалентна маса Са2+ становить 40,08: 2 = 20,04, а Na+ - 23,0: 1 = 23,0. Еквівалентна форма вираження результатів по суті рівнозначна молярної формі вираженія- при цьому концентрації речовин виражені в тих хімічно рівноцінних одиницях, пропорційно яким вони вступають між собою в реакції. При якісно виконаному аналізі сума мг-екв аніонів дорівнює сумі мг-екв катіонів. Нарешті, третя форма вираження концентрацій - це% -еквівалентная форма. Сума мг-еквівалентів аніонів приймається за 100% і сума мг-еквівалентів катіонів - за 100% і розраховується, який відсоток становить концентрація кожного іона (в мг-екв) від загальної суми катіонів або аніонів. Привести приклад аналізу води, яке було на одному з демонстраційних плакатів.
Однією з найважливіших характеристик хімічного складу природних вод є їх мінералізація, тобто сума розчинених солей, що міститься в одиниці об`єму або маси розчину або (рідше) розчинника, тобто самої води. Мінералізація виражається в г / л, мг / л, г / кг, мг / кг, може даватися у відсотках (%), проміле (permil-), в еквівалентному вираженні. Іноді, головним чином в океанології, замість терміна ldquo-мінералізаціяrdquo- застосовується термін ldquo-солёностьrdquo-. Це синоніми.За величиною мінералізації природні води поділяються на прісні (до 1 кг / кг), солонуваті (1,0-10,0 г / кг), солоні (10,0-35,0 г / кг) і розсоли (35-gt; 370 г / кг). У межах названих груп існує більш докладний поділ, як показано в таблиці (дати демонстраційний плакат). До речі, в цій таблиці можна бачити, як сильно розрізняються цифри мінералізації, вираженої в г / кг і г / л при великій мінералізації. Це пов`язано з істотним зростанням щільності води при збільшенні мінералізації (прісна вода має щільність 1,0 г / см3- морська вода (формально розсіл) з мінералізацією 36 г / л - 1,03 г / см3, розсіл з мінералізацією 394 г / л - 1,28 г / см3).
Хімічний склад природних вод дуже різноманітний. Це викликає необхідність систематизації природних вод за хімічним складом. З цією метою запропоновано багато класифікацій і способів наочного зображення хімічного складу вод (графіки, формули, коефіцієнти). Тут ми розглянемо найбільш поширене і достатня для нас в цьому курсі вираз хімічного складу води у вигляді формули Курлова. Ця формула була запропонована в 1928 г.- з тих пір її вид зазнав змін.
У лівій стороні формули записується (в мг / л) вміст газів, потім мікроелементів, якщо їх кількість становить геохімічний інтерес. Далі записується мінералізація води (М) у вигляді дробу: в чисельнику в масової формі (в г / л з точністю до одного десяткового знака), в знаменнику - в мг-еквівалентній формі. Далі у вигляді псевдодоробі записуються в% -еквівалентном вираженні (з точністю до цілих відсотків) в низхідному порядку всі аніони (в чисельнику) і катіони (в знаменнику), зміст яких становить понад 1% екв. Праворуч від псевдодробі записують показники, що характеризують стан води (рН, Еh), Перманганатна окислюваність в мг / л О / л, що характеризує вміст у воді органічних речовин, а також температуру води. Для сільномінералізованних вод в кінці формули проставляють щільність води. При найменуванні води по її іонного складу за формулою Курлова враховуються іони, концентрація яких перевищує 20% екв. При цьому спочатку називаються підлеглі іони, а потім домінуючі. Вода, формула якої зображена вище, буде називатися хлоридно-гідрокарбонатної натрієво-магнієво-кальцієвої.
Тепер розглянемо хімічний склад і мінералізацію основних типів поверхневих вод, які дають початок муловим водам зони діагенеза. Це морські, океанічні, річкові та озерні води.
Морські й океанічні води. У морської й океанічної воді виявлені всі хімічні елементи. Однак основну масу солей становлять одинадцять головних компонентів, які в середній океанічній воді мають такі концентрації (в г / л): Na+ - 11,03- Mg2+ - 1,33- K+ - 0,40- Ca2+ - 0,42- Sr2+ - 0,01- Cl- - 19,83- SO42 -2,77- HCO3- - 0,15 Br- - 0,07 F- - 0,01 і H3BO4 - 0,03. Ці компоненти дають в сумі 99,9% маси всіх розчинених в океанічній воді сполук. Мінералізація середньої океанічної води становить 36 г / л, або 35 г / кг.
Сучасна океанічна вода є хлоридної натрієвої.
Ще в 1819 р Марсет встановив, що морська і океанічна вода в різних районах земної кулі містить одні й ті ж хімічні компоненти в дуже близьких пропорціях, а відмінності в хімічному складі складаються тільки в загальній кількості присутніх солей, тобто в мінералізації. Мінералізація води становить для Білого моря - 3, Балтійського - 7, Чорного - 18, Мармурового - 25, Середземного і Червоного - 38 г / кг.
У водах Світового океану міститься значна кількість органічної речовини, джерелом якого є весь органічний світ, що населяє води. Середній вміст органічної речовини в океанічній воді 1,5-2,5 мг / л, в водах окраїнних і внутрішніх морів концентрація органічної речовини збільшується. Наприклад, в Азовському морі вона доходить до 6 мг / л. Серед органічних речовин переважають ліпіди, вуглеводні і гумінові речовини.
У морській воді також присутні розчинені гази. Це кисень, азот, вуглекислий газ, сірководень, вуглеводні і інертні гази.
Характеризуючи склад морських і океанічних вод, ми орієнтувалися на сучасні моря і океани. Але слід мати на увазі, що склад морів і океанів минулого, з якими, в основному, доводиться мати справу геологу (в тому числі і фахівця в області стадіального аналізу литогенеза), міг відрізнятися від складу сучасних морів і океанів. Це великий і спеціальний питання, якого ми, можливо, ще торкнемося в нашому курсі.
Річкові води. Води переважної більшості річок мають невелику мінералізацію (менше 0,5 г / л). Це, як правило, гідрокарбонатні кальцієві води. У степовій смузі і пустелях переважно поширені річки з сульфатної кальцієвої або сульфатної натрієвої водою. Мінералізація вод таких річок найчастіше 0,5-1 г / л. В окремих випадках, як, наприклад, в річці Кума вона досягає 4-5 г / л. Річки з хлоридною водою також поширені рідко.
З біогенних компонентів хімічного складу для річкових вод найбільш характерні сполуки азоту і фосфору. Органічна речовина в річках представлено, головним чином, гуміновими сполуками. З розчинених газів в річкових водах найбільше значення мають кисень і вуглекислий газ.
У виняткових випадках води річок характеризуються абсолютно унікальним складом. Наприклад, р.Ріо-Негру в Колумбії містить воду, в якій присутні 11 г / кг сірчаної кислоти і 9 г / кг соляної. На початку цієї річки, мабуть, знаходяться активні вулкани.
Озерні води. За мінералізацією води озера діляться на прісні (до 1 г / л), солонуваті (до 35 г / л) і соляні (понад 35 г / л).
Вода переважної більшості прісних озер гідрокарбонатна кальцієва. Такі, наприклад, озера Нарочь, Байкал, Ладозьке, Онезьке, Гурон, Мічиган, Танганьїка. Хімічний склад води прісних озер визначається складом втікають в них річок.
Складніше йде справа з солонуватими озерами. У них вода піддається випарного концентрування, а при цьому відбуваються зміни в співвідношенні головних іонів і, отже, зміна її хімічного складу. До категорії великих солонуватих озер відносяться Балхаш, Іссик-Куль і Аральське море. Вода в них є хлоридно-сульфатної або сульфатно-хлоридної магнієво-натрієвої.
Соляні озера діляться на три типи за хімічним складом води. Це: содові, або карбонатні, сульфатні і хлоридні. Соляні озера безстічні, заповнені розсолами, розташовуються в аридної зоні.
Склад і кількість органічної речовини в озерних водах досить різноманітні і залежать від фізико-географічних умов перебування озера, його біологічної продуктивності, іонного складу води, температури і ін. До складу розчинених газів озерних вод входять кисень, азот, вуглекислий газ, іноді сірководень і метан .
Говорячи про хімічний склад поверхневих вод, які дають початок поровим водам, важливого фактору диагенетических процесів, ми робили упор на сучасне розміщення поверхневих вод. Треба, однак, мати на увазі, що ситуація в геологічному минулому була дещо іншою. Зокрема, якщо на сучасному етапі розсоли зосереджені в озерах, що мають відносно невеликі розміри, то в минулі геологічні епохи існували величезні внутрішньоконтинентальні евапорітових басейни, містять розсоли з мінералізацією, роздільною садку сульфатних і хлоридних солей.
г) Органічне речовина. Винятково важливим фактором діагенеза є органічна речовина (ОВ). Воно міститься не тільки в порових водах, що вже зазначалося, але захороняется і в самих опадах. Найбільш високий вміст ОВ спостерігається в областях надмірного зволоження в озерах (сапропелі), болотах і торфовищах, де концентрація Сорг може досягати 60% (на сухий осад), а води, що випливають з боліт, містять до 100-160 мг / л розчиненого ОВ. У річкових водах вміст ОВ на порядок менше. В сучасних океанічних опадах темп накопичення ОВ становить (в мг Сорг/ см2 в 1000 років): в пріконтінентальной смузі - 47,25, в крайовій частині ложа океану - 4,68 і на ложе океану - 0,61.
Наявність ОВ в опадах і водах зони діагенеза обумовлює значне поширення бактерій. Наявність саме живої органічної речовини є найважливішим фактором діагенеза. Аеробні та анаеробні бактерії розкладають ОВ, з їх участю в осаді утворюються газоподібні продукти (СО2, СН4, H2S, Н2, NH3), Відбувається розкладання клітковини, лігнін перетворюється в гумінові кислоти, білки дають амінокислоти, вивільняються фосфор, сірка, інші хімічні елементи, створюються сприятливі умови для протікання геохімічних і мінералообразовательних процесів. Серед бактерій присутні сульфатредуцирующие, метанові, нітріфікатори, дінітріфікатори, тіобактеріі, железобактерии і ін. В илах Чорного моря в поверхневій плівці осаду на глибині 2000 м міститься до 1000 клітин сульфатредуцирующих бактерій на грам сирого мулу. Число клітин сульфатредуцирующих бактерій в 1 г сирого океанічного осаду на материковому схилі біля берегів Мексики в Тихому океані становить перші десятки, в Каліфорнійській затоці - сотні, до тисячі, на шельфі Перу - від 50 до 1000. Крім сульфатредуцирующих в опадах зустрічаються метанові бактерії - від сотень до десятків тисяч клітин на грам океанічного осаду. У поверхневому горизонті опадів (0-10 см) розвинені аеробні бактерії. В опадах шельфу Мексики в Тихому океані їх присутній 160 тис., В опадах материкового схилу - до 3 тис., В червоній глибоководної глині ложа Тихого океану - від перших десятків до 150 клітин на 1 м
д) Мінералогічний і хімічний склад опадів. Звичайно ж, важливим фактором діагенеза є мінералогічний і хімічний склад самих опадів. Далі ми будемо більш детально розглядати хід перетворень різних типів опадів в діагенезе. Тут же лише зазначимо, що, цілком природно, перетворення глинистих мінералів, які є з хімічної точки зору алюмосиликатами, буде протікати зовсім не так, як карбонатів, сульфатів (ангідриту, гіпсу) або соляного осаду (Галіт). Хлориди, сульфати, в меншій мірі карбонати - це хорошорастворімие хімічні сполуки, для яких властивий так званий конгруентний тип розчинення. Це процес повного переходу речовини з твердої фази в жідкую- при цьому відбувається простий відрив іонів кристалічної решітки твердої фази молекулами води-в будь-який момент розчинення хімічний склад розчину буде в повній мірі відповідати хімічним складом розчиняється мінералу. Глинисті мінерали - алюмосилікатні сполуки-це важкорозчинні речовини, для яких характерний так званий інконгруентний тип розчинення. При інконгруентном розчиненні відбувається не просто відрив іонів кристалічної решітки твердої фази молекулами води, але хімічну взаємодію твердої фази з водою. Це по суті гідроліз, тобто хімічне розкладання твердого речовини водою. При цьому на поверхні руйнується твердої фази утворюються нові важкорозчинні речовини, а в розчин переходять окремі компоненти розчиняється з`єднання. Так, при розчиненні польового шпату KAlSi3O8 розчин не буде в повній мірі відповідати складу мінералу. Йде хімічна реакція:
4KAlSi3O8 + 14H2O = Al4[Si4O10] (OH)8 + 4KOH + 8H2SiO3.
Калійний Каолініт
польовий
шпат
На поверхні руйнується калієвого польового шпату утворюється каолинит.
е) Час. Розглядаючи геологічні процеси часто говорять про роль часу. Оскільки процеси діагенеза - це в істотному ступені хімічні процеси, то ми може трактувати роль часу в діагенезе так. Час - це швидкість хімічних реакцій, це тривалість взаємодії в системі осад - розчин - газ. Дійсно, актуальне питання, чи встигнуть пройти хімічні реакції за участю важкорозчинних природних сполук до тих пір, поки осад не опиниться переведеним в нижележащую зону катагенеза або виведеним в зону гіпергенезу при регресії моря (перерві в осадконакоплении). Звідси зрозуміла важлива роль швидкості накопичення опадів, швидкості занурення дна седиментационного басейну, а швидкість - це атрибут часу.
ж) Фаціальні-палеогеографічна обстановка накопичення опадів. Оскільки всі розглянуті фактори діагенеза (температура, тиск, хімічний склад мулових вод, кількість і характер органічної речовини, мінералогічний і хімічний склад осаду і навіть час) є функцією тих фаціальні-палеогеографічних умов, які існують в басейні седиментації, то найважливішим фактором діагенеза повинна бути також названа фаціальні-палеогеографіshy-чна обстановка накопичення опадів. Це висновок ще раз підкреслює, що діагенез є природним продовженням седиментогенеза.
