Основні процеси на стадії діагенезу, причини, фактори та наслідки діагенетичних змін

У стадії діагенезу відбуваються такі процеси:

1  Ущільнення осадку під впливом вищезалягаючих осадочних товщ.

2  Дегідратація або гідратація осадку.

3  Переробка осадку мулоїдами та бактеріями.

4  Утворення стійких мінеральних модифікацій за рахунок нестійких.

5  Розчинення й розкладання нестійких складових частин осадку.

6  Мінеральні новоутворення.

7  Кристалізація й перекристалізація.

Ущільнення осадку

Осадок на стадії седиментогенезу має невисоку густину. У глинистих мулів – 1,2-1,3% г/см³, піщаних, алевритових породах, що накопичились у воді (1,5-1,7, а в тих, що на суші – 1,3-1,4 г/см³. На кінець стадії діагенезу внаслідок ущільнення, віджимання води густина глинистих осадків збільшується до 1,6-1,8 г/см³, пісковиків, алевролітів – до 1,7-1,9 г/см³.

Дегідратація й гідратація осадків

Осадки, що утворилися у водному середовищі мають 75-85% води. У процесі ущільнення вода віджимається й переміщається у вищезалягаючі шари. Під кінець діагенезу з осадку виділяється до 50% води. Осадки, що утворилися на суші (еолові піски, лес) одержують вологу з підстилаючих шарів у процесі дифузії, або за рахунок атмосферних осадів.

Переробка осадку мулоїдами та бактеріями

Переробка осадку організмами відбувається як на суші, так і у водоймах. Найінтенсивніше переробляються тонкодисперсні осадки (пелітові, карбонатні, фосфатні) у водоймах із підвищеним вмістом С_орг. Головна роль у переробці осадків належить бактеріям та мулоїдам, черв’якам у самих верхніх шарах (перші десятки см) осадку.

Незначну роль при переробці осадків має коріння рослин.

Утворення стійких мінеральних модифікацій
за рахунок нестійких

Відбувається в зоні осадкоутворення, в у мовах надлишку екзогенної енергії, коли усюди виникають малостійкі модифікації мінералів, що володіють певним запасом енергії. При захороненні осадку вони віддають цю енергію, а самі утворюють більш стійкі модифікації мінералів.

Приклади: перехід гідротроїліта FeS·nH₂O→FeS₂ (пірит або марказит); арагоніту в кальцит; опалу в халцедон та ін.

Розчинення й розкладання нестійких складових частин осадку

Цей процес в основному залежить від фізико-хімічних і біологічних властивостей середовища. Велика роль належить Eh і pH середовища, складу розчинених у ньому солей і газів, їх концентрації.

Наприклад, при рН<7 у річкових водах кальцит розчиняється, подібне відбувається і в холодних морських водах рН>8. Кальцитові сполуки розчиняються тут за рахунок підвищеної кількості Н₂СО₃, що сприяє переходу малорухомого карбонату в легкорозчинний бікарбонат.

У теплих водах морських басейнів, де Н₂СО₃ небагато, рН>8 – середовище лужне й сприятливе для збереження карбонатів кальцію в осадку.

Органічна речовина (С_орг.) в арідних умовах (пустелі, напівпустелі практично повністю розкладається, а в гумідних (особливо у водному середовищі) С_орг. добре зберігається.

Мінеральні новоутворення

Цей процес широко розвинутий на стадії діагенезу. Нові мінерали можуть виникати в результаті реакцій між нестійкими мінералами та органічними речовинами в осадку, між окремими мінералами та рідкою й газовою фазами.

Наприклад,: взаємодія оксидів заліза призводить до утворення сидериту за схемою:

2Fe₂O₃+nH₂O+C→4FeO+CO₂+nH₂O,

FeO+CO₂→FeCO₃.

Широко відоме діагенетичне формування доломіту – CaMg(CO₃)₂, CaCO₃·MgCO₃ – результат хімічних реакцій між вапняковим мулом та іонами магнію, що є в морській воді. Конкреції марказиту, сидериту, фосфориту, кремнисті та глинисті мінерали також утворюються аналогічним шляхом.

Кристалізація й перекристалізація
складових частин осадку

Цей процес проявляється при формуванні різноманітних конкрецій, які утворилися з колоїдів (кремнистих, фосфатних, залізистих) та ін. Відбувається укрупнення складових компонентів осадку, (зменшення їх поверхні – питомої), зменшення адсорбційних властивостей і надання осадку більшої стійкості. Кальцит, доломіт, сульфати, галоїди здатні на стадії діагенезу на перекристалізацію, оскільки цьому сприяє невпорядковане розміщення окремих кристалів і висока поверхнева активність.

Найбільш активно перекристалізовуються тонкозернисті, однорідні без домішок осадки.

Досить активно відбувається діагенетичне перетворення глинистих та вапнякових мулів у морських і прісних водоймах в умовах гумідного клімату.

Стадія діагенезу завершується перетворенням осадку в осадочну гірську породу.

Не завжди за зовнішніми ознаками можна відрізнити породу від осадку (пісок древній і сучасний).

Прийнято вважати, що стадія діагенезу завершується тоді, коли припиняється життєдіяльність організмів і встановлюється фізико-хімічна рівновага між компонентами в породі.

Тривалість діагенезу вимірюється десятками й сотнями тисяч років. Потужність зони діагенезу також залежить від швидкості досягання рівноваги в осадку.

Так, у кварцових пісках вона може сягати одиниці метрів, а в багатокомпонентних осадках потужність зони становить 100 м і навіть 1000 м.

Стадія діагенезу може перерватись в результаті виходу осадку на денну поверхню і тоді під впливом тектонічних сил він буде підданий (утягнутий) у новий цикл літогенезу, гіпергенезу.

 

ПИТАННЯ ДЛЯ САМОПЕРЕВІРКИ

 

1 Який речовинний склад осадків у кінці стадії седиментогенезу?

2 Яка роль органічних речовин на стадії діагенезу?

3 Яке значення має окисне та відновне середовище на стадії діагенезу?

4 Назвіть головні причини, фактори й наслідки діагенетичних процесів?

5 На якому етапі вважається завершеною стадія діагенезу?

 

 

ЛЕКЦІЯ №7

ВТОРИННІ ЗМІНИ ОСАДОЧНИХ ПОРІД.
КАТАГЕНЕЗ МЕТАГЕНЕЗ ТА ГІПЕРГЕНЕЗ

 

Осадочні породи, що сформувались на стадії діагенезу не являються сталими, незмінними. Під впливом термобаричних та геохімічних процесів вони змінюються, набувають нових ознак та властивостей. Ці зміни називаються вторинними, або постдіагенетичними, їх інтенсивність контролюється тектонічними факторами. При зануренні, поглибленні осадочних товщ стадія діагенезу змінюється катагенезом (епігенезом) – метагенезом – метаморфізмом, або ж гіпергенезом, коли тектонічні рухи виводять гірські породи на поверхню, або в приповерхневу зону.

Таким чином, вторинні зміни осадочних порід здійснюються в трьох стадіях: катагенез, метагенез і гіпергенез, при чому при завершенні двох перших стадій породи переходять у категорію метаморфічних або руйнуються на стадії гіпергенезу.

Стадія катагенезу

Дуже важливий етап в еволюції осадочних порід. Він починається поступово після діагенезу і продовжується до наступання метагенезу або гіпергенезу. Тривалість коливається в широких межах, що залежить від особливостей геологічного розвитку території. Приклад – палеозойські відклади в Китаї (синайські товщі віком – 740 млн. років) – не пройшли стадію катагенезу, а мезозойські та палеозойські відклади Кавказу вже перетерпіли цю стадію (вплив тектонічних рухів, вторгнення магматичного розплаву, стресові ситуації прискорюють ці процеси).

Положення верхньої й нижньої границь зони катагенезу непостійні. Верхня – співпадає з нижньою границею діагенезу, а нижня – умовно обмежується ізотермою 200°С і залежить від величини геотермічного градієнту, яка в різних регіонах різна. Установлено, що нижня границя варіює в широких межах і за даними геофізичних досліджень 20 км від поверхні (при геотермічному градієнті 1°С (100 м).

Так, зокрема, в ДДЗ за сейсмічними даними зона катагенезу знаходиться в межах 1-20 км, тиски сягають 500 МПа, температура 250°С, при цьому пористість порід знижується до 1-2%. Найглибшою свердловиною (Берта Роджерс осадочні породи вскриті на глибині більше 9 км, штат Оклахома, США). Найглибша свердловина у світі – Кольська, пробурена в межах Балтійського щита.

Головними рушійними силами катагенезу є температура, тиск (літостатистичний, стресовий, гідростатичний, вміст мінеральних і газоподібних речовин рН і Еh підземних вод, радіоактивність і геологічний час.

Катагенетичні процеси впливають на мінеральний склад порід, структуру, хімічну стійкість, твердість, пластичність, пористість, проникність і інші властивості.

Катагенетичні перетворення осадочних порід зводяться до наступних процесів:

1 ущільнення порід;

2 обезвожування (віджимання води);

3 розчинення нестійких компонентів породи;

4 мінеральні новоутворення;

5 перекристалізація речовин.

Ущільнення порід

Приводить до зменшення об’єму породи й пор, змінюється структура і фізичні властивості породи. Породи ущільнюються внаслідок зближення їх складових частин або внаслідок заповнення пустот мінеральними новоутвореннями. Спочатку катагенезу ущільнення відбувається внаслідок перегрупування частинок, більш щільної їх упаковки під дією літостатичного (гірського) тиску, що зростає з глибиною. Подальше ущільнення порід відбувається внаслідок розчинення мінералів у місцях їх дотику й утворення різних типів контактів (стилолітові шви), регенераційні оторочки, корозія зерен.

Зокрема, речовини, що перейшли в розчин, можуть затвердіти, утворюючи регенераційні оторочки.

Є різні способи заміру ступеня ущільнення. За Б. Прошляковим пропонуються коефіцієнти ущільнення К_d, що являє собою відношення густини породи (d_п) до густини твердої фази (d_т).

,

де: d_п – об’ємна густина породи; d_т – густина твердої фази.

Ця величина показує в скільки разів густина породи менше густини твердої фази.

В міру ущільнення густина породи переходить у густину твердої фази, а К_d=1.

Коефіцієнт ущільнення зв’язаний з величиною повної пористості (К_п) залежністю К=1–К_п.

Такий спосіб вирахування ущільнення порід має певні переваги, бо може застосовуватись для різних порід. За станом ущільнення породи поділяються на п’ять груп:

не ущільнені                      Кd<0,6       Кп>40

слабо ущільнені                 0,6-0,75     25-40

ущільнені                           0,75-0,85   15-25

сильно ущільнені              0,85-0,95   5-15

дуже сильно

ущільнені                           >0,95         <5

Метагенез – це стадія глибокого мінерального й структурного перетворення осадочних порід, що відбувається в нижній частині літосфери, на значній глибині. Основні фактори метагенезу – ті ж самі, що і для катагенезу, – температура, тиск, підземні води з розчиненими в них солями й газами, окислювально-відновні й лужно-кислотні властивості флюїдів. Необхідно відмітити, що названі фактори в зоні розвитку метагенезу мають більші значення (t – 200-300°С, Р – 180-270 МПа), більшу мінералізацію й газонасиченість вод, більш кислу реакцію флюїдів.

Глибинна границя зони метагенезу в значній мірі залежить від температури надр. При великому геотермічному градієнті глибина 5-7 км, а при низькому – до 15-20 км.

При метагенезі породи максимально ущільнюються (К_d=0,98-1) і їх пористість стає мінімальною. Переміщення флюїдів відбувається тільки по тріщинах або шляхом дифузії. На цій стадії продовжується зміна мінерального складу порід. Усе більший розвиток мають гідрослюди, у процесі зміни глин утворюється серицит, відбувається хлоритизація біотиту, продовжується регенерація кварцових зерен.

Зміна мінерального складу порід супроводжується перебудовою їх структури. У цілому спостерігається укрупнення зерен, впорядкованість їх орієнтировки, дальший розвиток структур розчинення уламкових зерен і їх регенерація. У піщаних та алевритових породах продовжується деформація зерен кварцу. За рахунок розчинення під дією тиску та одночасної регенерації зерна кварцу набувають призматичної, лінзоподібної або таблитчастої форми, при чому довгі грані зерен орієнтовані перпендикулярно до напрямку тиску.

У шліфах часто спостерігається листоподібна, таблитчаста або волокниста структура, часто із зубчастими, шиповидними формами зерен.

У карбонатних породах продовжується перекристалізація та збільшення зерен, а від фауни залишаються невизначені реліктові форми.

Для стадії метагенезу характерні глинисті сланці, кварцовидні пісковики з регенераційною структурою, мармуризовані вапняки, доломіти, антрацити та інші дуже сильно змінені осадочні породи.

Стадія гіпергенезу

Під гіпергенезом розуміють хімічні й фізичні зміни гірських порід, що відбуваються на поверхні Землі і в її приповерхневій зоні. Товщина зони гіпергенезу визначається глибиною проникнення ґрунтових вод. В залежності від складу й властивостей порід, рельєфу, структурних і кліматичних умов товщина цієї зони може складати одиниці й десятки, а подекуди і сотні метрів.

Гіпергенез осадочних, магматичних і метаморфічних порід протікає по-різному, що визначається відмінностями у мінеральному складі й структурі порід, а також у їх фізичних властивостях.

Гіпергенез відбувається в термобаричних умовах, близьких до умов земної поверхні. Типовими для осадочних порід на цій стадії є процеси окислення, відновлення, гідратації, гідролізу, розчинення і катіонного обміну. У залежності від сукупності діючих факторів гіпергенез може мати різну направленість. Продукти гіпергенних реакцій практично завжди різні, що пояснюється різним літологічним складом осадочних порід.

У кінцевому підсумку процеси літогенезу приводять до руйнування осадочної породи. Продукти гіпергенних реакцій є вихідним матеріалом для утворення нових осадочних порід. Якщо порода зруйнувалась не повністю, а в цей час почалися тектонічні рухи, що обумовили опускання земної кори, то осадочні породи, що знаходились на стадії гіпергенезу, будуть поховані під новими осадками. Типовим прикладом таких порід є вапняки й доломіти із широким розвитком каверн, карстових та інших пустот, які залягають на значних глибинах і зберегли високі колекторські властивості.

ПИТАННЯ ДЛЯ САМОПЕРЕВІРКИ

 

1  Розкажіть про катагенез і його наслідки.

2  Яка термобарична характеристика й потужність зони катагенезу

3  Назвіть фактори катагенезу й наслідки його дії.

4  Що таке метагенез і чим він відрізняється від катагенезу?

5  Що таке гіпергенез і які фактори його обумовлюють?

6  Які наслідки процесу гіпергенезу?

 

 

 

 

ЛЕКЦІЯ №8

 

ЕВОЛЮЦІЯ Й ПЕРІОДИЧНІСТЬ
 ОСАДОЧНОГО ПРОЦЕСУ

 

Питання еволюції та періодичності – це основні серед літологічних проблем, оскільки вони є ключовими до розгадки теорії осадкоутворення.

Перші згадки про цю проблему появились в ХІХ сторіччі, але широкої уваги літологів вони набули в 40-50 роках ХХ ст.