Научная литература
booksshare.net -> Добавить материал -> Литология -> Япаскурт О.В. -> "Литология" -> 34

Литология - Япаскурт О.В.

Япаскурт О.В. Литология: Учебник для студ. высш. учеб. заведений — М.: Издательский центр «Академия», 2008. — 336 c.
ISBN 978-5-7695-4685-3
Скачать (прямая ссылка): lotilogiya_yapaskurt.pdf
Предыдущая << 1 .. 28 29 30 31 32 33 < 34 > 35 36 37 38 39 40 .. 134 >> Следующая


Объяснение «вялости» диагенетических преобразований в таких случаях основывается на малых темпах седиментации в пела-гиали от 0,01 до I мм/1 ООО лет (по принципу «частица за части-

цей»), 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 литификации. 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 структурно-текстурные изменения заметны лишь опытному взгляду специалиста-л итолога в ходе оптических и электрон но-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 так же считал известный литолог Г. И. Бушинский (1954). Затем А. В. Ko-пелиович (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 те куч е-полужидкой консистенции в пластично-полутвердую (пригодную к лепке), а для рыхлого песчаного пласта этот же этап условно соотносить с моментом литификации перекрывающего слоя глины. Это один из наиболее конкретных рецептов.

Консистенцию вещества (полутвердую, пластичную н, 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 лиагенетической стадии служит полное превращение торфа в бурый уголь (марки B1), 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 биокосной системы.

Сущность упомянугого термина объяснена в гл. 3 при описании зоны гипергенеза. Там элементарной биокосной подсистемой представлена почва. Кроме нее к биокосным системам относятся иды материковых и океанических водоемов. По мнению видного геохимика А. И. Передьмана, подобием почвообразовательных процессов является диагенез. Для него и почвенных биокосных систем характерна единая геохимическая сущность, заключающаяся в процессах разложения и окисления OB 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 галь-миролиза). 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.
Предыдущая << 1 .. 28 29 30 31 32 33 < 34 > 35 36 37 38 39 40 .. 134 >> Следующая

Реклама

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed

Есть, чем поделиться? Отправьте
материал
нам
Авторские права © 2009 BooksShare.
Все права защищены.
Rambler's Top100

c1c0fc952cf0704ad12d6af2ad3bf47e03017fed