Литология - Япаскурт О.В.
ISBN 978-5-7695-4685-3
Скачать (прямая ссылка):
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 литнфика-цией слоев. К признакам завершенности данной стадии мы вернемся после более конкретного объяснения ее механизмов в разных конкретных условиях.
Бассейновый (субаквалъный) диагенез многолик, находясь в прямой зависимости от типа бассейна, кл и мати чес кого, тектонического и других факторов. Однако общей его особенностью служит очень важная роль количественного и качественного состава живого и мертвого OB в осадке, влияющего прямо и косвенно на характер и интенсивность процессов породообразования. Твердые компоненты OB предстаатсны основными категориями: гумусовым, липтобчолитовым и сапропелевым веществами. Первые два из них — это производные высших наземных растений. Гумус представляют углеводно-белковые образования растительных тканей, алиптобиолитовос OB состоит из наиболее стойких к разрушению компонентов углеобразуюшей флоры (оболочек спор, кутикулы, смоляных тел и пробковой ткани). Первоисточником сапропеле-
во
вЫх 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: гуминовые кислоты, фульвакисло-гьі, различные металлоорганнческие 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 OB 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
1 160000 анаэробных. В интервале глубин 66 — 68 см от поверхности дна их количество уменьшается, соответственно, до 4 200 и
2 300. На Атлантическом шельфе близ юго-западной Африки количество анаэробных (сульфатредуцируюших) 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: анноны SO42- либо гид-роксиды Fe3*, Mn4* и др. Сразу же бактерии, грибки и другие живые существа начинают интенсивно поглощать кислород и питаться мертвым ОВ, выделяя в иловую воду СО; 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 CO2 и других газов способствуют зарывающиеся в ил черви, моллюски, раки, которые "перепахивают» грунт, создавая так называемые текстуры био-мурбаций. Обеспеченный ими уход CO3, в свою очередь, способствует кристаллизации аутигенного карбоната (кальцита либо доломита, либо сидерита), который локально цементирует твердые компоненты осадка. В иных же случаях под малопроницаемой и "е биотурбированной глинистой пленкой создаются повышенные концентрации СОг, которые способствуют местному понижению значений рН и, как следствие, корродированию обломоч-
ных 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 волы, и потому неизбежно извлекаются ею, по-' вышая степень ее минерал и зова нности и поставляя резерв для' последующей кристаллизации аутигенных минералов.
На некоторой глубине под дном бассейна (от долей см до 1,5 м' резерв кислорода, поглощаемого аэробными бактериями и други-! ми 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 SOj3" 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/ SO2- в 20 — 50 см от поверхности дна содержался в количеств^ 6,4 мг-экв/кг, а глубже 220 см содержание его уменьшилось дег 1,3 мг-экв/кг. Вдругом месте, на глубине 940 м, содержание SOj" менялось еще контрастнее: в интервале от 0 до 15 см под поверх- , ностью дна — 30,0 мг-экв/кг, а ниже 330 — 360 см — всего лишь* 3,0 мг-экв/кг (в 10 раз меньше!).
