10

1

1.4.5.СТАДІЯ КАТАГЕНЕЗУ (ЕПІГЕНЕЗ)

•Стадії формування речовини осадових порід: мобілізація речовини (вивітрювання та вулканізм), перенесення, накопичення, діагенез, катагенез, метагенез. Рушійні сили, фізична та фізико-хімічна суть кожного з цих етапів, їх прояв в осадових породах.

•Поняття про розділення та змішування речовини в осадовому процесі. Осадова диференціація речвини: механічна, хімічна, фізико-хімічна та біогенна.

Стадія формування осадочної породи змінюється стадією її перебування в земній корі (епігенез). Породи при цьому виходять із зони осадкоутворення і зони діагенезу, перекриваються новими відкладами і включаються вже до складу стратисфери, де й перебувають доти, поки або не метаморфізуються, або не зруйнуються, знову виходячи на денну поверхню в зоні вивітрювання. Цей термін може досягати від сотень до 1-1,5 млрд. років. Зміни осадочних порід в стратисфері називаються катагенетичними або епігенетичними. Ці процеси відбуваються при підвищенних температурах (від 30-50 до 150-200 оС) та тисках (від10 до 120-200 МПа) в присутності підземних мінералізованих вод та грунтових розчинів. Тому, за визначенням Ферсмана, катагенез порід охоплює область явищ пристосування мінералів до нових умов, які існують поза їх заляганням під поверхнею водного басейну.

Катагенез є безпосереднім продовженням діагенезу. Його ключовою відмінністю є суттєво неорганічний характер процесів, що відбуваються (практично повністю домінують фізикомеханічні та фізико-хімічні). Вплив живої речовини, зокрема бактерій, який на етапі діагенезу є одним з провідних чинників перетворення речовини, під час катагенезу практично відсутній. Разом з тим, стадія катагенезу осадочних гірських порід характеризується сукупністю явищ, які є продовженням взаємодії складових гірської породи між собою (якщо така взаємодія не закінчилась на попередній стадії) та взаємодії осадочної породи з новим навколишнім середовищем. Тобто, катагенетичні (пізньодіагенетичні, за Л.В. Пустоваловим) процеси є безпосереднім продовженням і подальшим розвитком процесів діагенезу, і мають з ними багато спільного. Істотна різниця

полягає лише в тім, що під час формування осадочних порід процеси направлені на досягнення рів-

новаги в середовищі де накопичувався осадок, тоді як під час катагенезу – з оточуючим середовищем, в якому осадочна порода перебуває після свого утворення. Саме тому, на етапі катагенезу можуть продовжуватися ті ж процеси, що почалися на попередній стадії: перекристалізація, старіння колоїдів, ріст конкрецій, хімічна взаємодія складових частин породи, цементація, дегідратація, ущільнення тощо. Водночас, швидкість розвитку цих процесів, а найчастіше і їх зміст можуть істотно змінюватись. Так, якщо формування породи відбувалося у відновній обстановці, в її складі переважають закисні та сульфідні сполуки і мінерали (органіка, пірит, сидерит, марказит). Коли ж утворена порода попадає в середовище з окислювальною обстановкою (тобто в умови прямо протилежні геохімічному характеру самої породи), це слугує потужним поштовхом для розвитку катагенетичних процесів. У результаті може утворитися новий комплекс мінералів. Таку зону, в якій відбуваються подібні явища, Л.В. Пустовалов назвав зоною геохімічного протиріччя (морською або континентальною – у залежності від того, яке середовище діє на осадочну породу).

Загальну спрямованість діата епігенетичних процесів на усунення протиріч, які виникли на стадії седиментогенезу, можливо передбачити на майбутнє навіть по свіжому осадку. На приклад, при сумісному накопиченні гіпсу та бітумів неминуче відбудеться відновлення гіпсу та утворення самородної сірки. Одночасне входження до складу породи сульфату кальцію та доломіту призведе в майбутньому до утворення вторинного кальциту:

CaSO4 + Mg(CO3)2 <=> 2CaCO3 + MgSO4

У випадку входження до складу осадочної породи великої кількості колоїдних речовин, на стадії катагенезу в ній обов’язково виникне підвищена пористість та кавернозність, оскільки старіння і перекристалізація колоїдів супроводжуються значним зменшенням об’єму, тощо.

Найпоширенішими мінералами етапу катагенезу є: сульфіди (пірит, марказит, галеніт, сфалерит, халькопірит тощо); окисли кремнію (опал, халцедон, кварц); окисли титану (рутил, анатаз, брукіт, лейкоксен); окисли заліза (гематит); сульфати (гіпс, ангідрит, барит, целестин); карбонати

2

(кальцит, доломіт, анкерит, сидерит тощо); силікати (каолініт, смектити, змішано шаруваті силікати, гідрослюди, хлорити (залізисті та магнезіально-залізисті), цеоліти анальцим, ломонтит), польові шпати, епідот, сфен тощо. Характерною рисою багатьох мінералів етапу катагенезу є їх великі розміри, за рахунок повільної та тривалої кристалізації. Звичайно це зерна і зернисті агрегати, інколи кристали правильної форми.

Частина мінералів утворюється за рахунок регенерації уламкових зерен, деякі заповнюють пори, тріщини та пустоти, утворюють конкреції або секреції. У результаті всіх цих процесів у породі змінюється пористість, характер контактів зерен, парагенезис аутигенних мінералів, а також ступінь зміни вуглистої речовини. Каолініти, смектити, змішано шаруваті мінерали при наростанні інтенсивності катагенетичних змін поступово заміщуються гідрослюдами та хлоритом.

Найхарактерніші процеси стадії катагенезу.

Основні процеси, які відбуваються при катагенезі порід (ущільнення; корозія та розчинення; регенерація; утворення нових мінералів з розчинів, або шляхом метасоматичного заміщення; подальші зміни уламкових зерен; перекристалізація тощо), умовно можна звести в дві основні групи: ущільнення та мінералоутворення.

Процеси ущільнення.

При зануренні осадочних порід у глибини землі продовжується ущільнення і цементація, що почалися при діагенезі. У англійській і французькій літературі ці процеси називаються терміном «літифікація», тобто скам'яніння. Літифікація супроводжується зменшенням пористості порід, що ущільнюються. Ущільнення, тобто зменшення об’єму порід при збільшенні тиску, по різному проявляється в уламкових, глинястих (найсильніше), карбонатних, а також у зцементованих і незцементованих породах.

Насичені водою глинясті породи під дією навантаження порід, що залягають на них, перш за все втрачають воду. За рахунок цього відбувається зближення часток породи, зменшується її пористість (рис.1.4.14). Цей процес починається ще на стадії діагенезу, однак, у зв’язку з малою, як правило, потужністю товщ, що перекривають, перебуває в початковій стадії. До певної межі процес відтиснення води є зворотнім, тобто зняття навантаження може призвести знову до збільшення пористості та сорбції води.

Рис. 1.4.14 Середня крива зменшення пористості глинистих порід в результаті їх ушільнення

Після видалення гравітаційної води в породі зберігається плівкова і гігроскопічна вода, яка міцно утримується поверхнею часток. Перша, вільна вода, згідно експериментальних даних, витісняється вже при тиску 4-8 МПа (відповідає глибині занурення близько 400-600 м), а плівкова видаляється при тиску 300-500 МПа. Прямі виміри в свердловинах показали, що пористість порід зменшується від декількох десятків відсотків у поверхневих горизонтах до перших відсотків на глибині 5-6 км, де поширені аргіліти (5% при тиску 400 МПа, на глибині 4000 м). Це, крім всього іншого, свідчить про величезні обсяги порових розчинів, що вичавлюються в навколишні породи з

4

рен. Таким чином, із зростанням рівня катагенезу спостерігається зміна характеру контакту між уламковими зернами від точкових, довгих і прямих до опукло-вогнутих (конформних і інкорпораційних), сутурних або мікростилолітових. Найскладнішими є сутурні контакти, які з’являються в теригенних породах на значних (1000-2000 м) глибинах.

Таким чином, ускладнення контакту та збільшення площі контакту може використовуватися в якості відносного показника ступеня зміни порід. Це робиться в деяких дослідженнях, коли за підрахунком кількості сутурних контактів оцінюється ступінь зміни порід (формула Чернікова для визначення коефіцієнту метаморфічності):

C = π/2 × m × d/4

де m – середнє число перетинів контактів між зернами на одиницю довжини мікрометричної лінійки, d – середній розмір уламкових зерен. Величина С залежить від складу уламкових порід, тому цей метод не годиться для зцементованих порід.

Вуламкових зцементованих породах тиск передається не лише через контакти зерен, але

йчерез цемент. Значне ущільнення таких порід за рахунок зменшення пористості навряд чи можливе. Справді, пісковик, підданий тиску, що відповідає глибинам приблизно до 2-2,5 км, зменшує свою пористість лише на 1%. Але ущільнення порід цілком можливе при більш високому тиску за рахунок цементу та роздроблення уламкових зерен. Ступінь ущільнення зцементованих відмін суттєво залежить від речовини цементу. Так, цементи з галіту, гіпсу, кальциту та глинистих мінералів під тиском, завдяки своїй пластичності можуть перетікати.

Боксити і незцементовані мергелі ущільнюються подібно до глин, уламкові вапняки –

уламковим теригенним породам. Виключенням є породи колоїдного походження – старіння колоїдів приводить до скорочення їх об’єму і появи тріщин синерезису. Подальша кристалізація переводить їх у твердий стан. При високих тисках вони або взагалі не ущільнюються, або дуже слабо.

Значним ущільненням супроводжуються процеси перетворення торфу і сапропелю в кам’яне вугілля. Воно супроводжується дегідратацією органічних з’єднань і видаленням летких компонентів.

Процеси мінералоутворення.

Характер процесів мінералоутворення визначається термобаричними умовами, складом порід та підземних вод. Існує певна вертикальна (за умовами циркуляції) і горизонтальна (кліматична) зональність підземних вод за хімізмом. Горизонтальна зональність охоплює тільки верхні горизонти підземних вод, хімізм змінюється від зволожених зон до посушливих. Ф.А.Руденко (1958) і А.Е. Бабинець (1961) у межах УЩ виділяють такі гідрохімічні зони: 1) поліську, у межах якої поширені води гідрокарбонатно-кальцієвого типу ( мінералізація - до 0,5 г/л); 2) лісостепову з гід- рокарбонатно-кальцієво-магнієвим типом вод (мінералізація до 1 г/л); 3) інгуло-інгулецьку з суль- фатно-гідрокарбонатним типом води (мінералізація до 1,5 г/л); 4) придніпровську, в якій розвинуті сульфатно-натрієві води із мінералізацією до 3,5 г/л; 5) приазовську, де домінують хлоридносульфатні води з мінералізацією > 3,5 г/л.

Вся товща стратисфери, за умовами циркуляції підземних вод поділяється на 3 зони:

1)Зона вільного водообміну (до 200-700 м), в якій відбувається активна циркуляція підземних вод та їх обмін з поверхневими водами. Для цієї зони характерні гідрокарбонатні мало мінералізовані води;

2)Зона утрудненого водообміну (глибини до 1500-2000 м), де умови циркуляції мало сприятливі, а обмін з поверхнею частковий. Характерні гідрокарбонатно-сульфатні та сульфатні води;

3)Зона застійних вод (понад 2-2,5 км) де циркуляція майже не відбувається. Характерні високо мінералізовані хлоридно-сульфатні води і рапа.

У зв’язку із зміною хімізму підземних вод з глибиною спостерігається зміна кислотнолужної реакції і окислювально-відновного потенціалу: лужне і окислювальне середовище в приповерхневих умовах (виключення для пластів багатих органікою – нафтових, вугільних – слабко лужне і слабко кисле, окислювально-відновний потенціал низький); з глибиною збільшується pH і зменшується Eh, в зоні застійних вод - відновне і лужне середовище (табл.1.4.8).

5

Таблиця 1.4.8 Фізичні властивості та хімічний склад пластових вод горизонтів В-19 і В-21 Західно-Солохівського ГКР

Склад і мінералізація підземних вод і порових розчинів в осадочних породах визначається низкою чинників, серед яких, зокрема і взаємодія води з мінералами порід. На етапі катагенезу при підвищенні температури і тиску в присутності лужних розчинів відбуваються різноманітні хімічні і фізико-хімічні реакції. На ранніх стадіях процесу розчиняються нестійкі мінерали – піроксени, амфіболи, основні плагіоклази. Потім відбувається розчинення кременистих порід, уламків вулканічного скла та кварцу. Розчинення супроводжується регенерацією на місці, або розчинена речовина виноситься в сусідні шари. Взаємодія порових розчинів з кальцитом призводить до утворення карбонатів кальцію, магнію та заліза. Відбувається осадження карбонатів у порах, по тріщинам, пустотам. Уламки польових шпатів та слюди піддаються гідрослюдизації. Всі процеси починаються ще при діагенезі але із зростанням тиску і температури характер процесів, та їх інтенсивність помітно зростають.

Для утворених на етапі катагенезу мінералів характерні: 1) Правильна кристалічна форма кристалів. За одночасного росту багатьох кристалів у процесі утворення породи одні кристали заважають іншим досягнути доброї огранки. Інша справа – в процесі катагенезу, коли ріст кристалів відбувається за рахунок інших (пірит, доломіт). 2) Сліди перекристалізації мінералів, у результаті якої утворюється система зерен щільно припасованих одне до одного. Виникнення великих кристалів, що включають у себе уламкові частки (пойкілітовий цемент). 3) Регенерація кристалів. Нарощування зі збереженням оптичної орієнтації (кварц, польові шпати, карбонати). 4) Присутність прожилків та інших утворень (наявність конкрецій що пересікають шаруватість). 5) Наявність

псевдоморфоз заміщення та реліктових структур. 6) Виникнення конформних, інкорпораційних та мікростилолітових контактів між зернами. 7) Сліди тиснення та дроблення мінералів. 8) Сліди корозії уламкових мінералів.

Розчленування катагенезу

Існують певні схеми більш детального розчленування катагенетично змінених порід. Зокрема, А.Г.Коссовська і В.Д.Шутова вивчивши потужні піщано-глинисті товщі Верхоянського району Східного Сибіру (від пермі до нижньої крейди), за ступенем катагенетичних перетворень порід послідовно виділили: 1) зону незміненого глинистого цементу потужністю 500 м; 2) зону хлоритового і хлорито-кварцового цементу потужністю 3,5 км; 3) зону кварцово-регенераційного цементу (кварцитоподібних структур) потужністю 4-6 км; 4) зону кварцово-регенераційного і слюдистого цементу потужністю до 3-3,5 км. Породи останньої зони знаходяться вже на стадії пере-

6

ходу від осадочних утворень до метаморфічних.

Умови катагенезу хоча досить і різноманітні, але змінюються досить повільно, на протязі мільйонів років. Це дає змогу проводити його розчленування на підетапи – початковий (ранній), який відповідає протокатагенезу за Н.Б.Вассоєвичем (1975), та пізній (глибинний) або мезокатагенез. У свою чергу протокатагенез поділяється на три градації – ПК1, ПК2, ПК3, мезокатагенез – на п’ять: від МК1 до МК5, які відрізняються за відбивною здатністю вітриніту від 0,25 на межі діагенезу до 2,0 у подошві МК5.

Ранній катагенез характеризується наявністю в глинистих породах , а також у цементі уламкових порід, незміненої глинистої речовини, широким розвитком процесів внутрішньошарового розчинення нестійких мінералів, корозією кварцу та польових шпатів і утворенням різноманітних карбонатів. Пористість порід висока (30-15%), ще зберігаються крихкі і слабозцементовані породи: глини, аргіліти, які розмокають у воді, піски, слабозцементовані пісковики, черепашкові вапняки, крейда, мергель, буре та довгополум’яне кам’яне вугілля.

У залежності від тривалості етапу зміни, що притаманні ранньому катагенезу, охоплюють у середньому глибини від 100-500 м до 1,5-3 км. За даними Рухина у палеозойських породах глибина зони незміненого глинистого цементу досягає 2000 м, а в палеогенових - 4000-5000м. Процеси відбуваються при температурах від 30-50 до 100°С і тиску до 80 МПа. Тиск , який носить гідростатичний характер зверху, змінюється літостатичним, що визначає фізико-хімічні змінення порід: ущільнення, видалення води, конформацію та інкорпорацію зерен. Разом із означеними процесами відбуваються хімічні процеси: розчинення та корозія нестійких мінералів – слюд, амфіболів, піроксенів, перетворення іх та польових шпатів у нові мінерали (катагенетичний метасоматоз), синтез нових мінералів у поровому просторі – каолініту, інших глинястих мінералів, цеолітів, сульфатів, сульфідів, утворення чи нарощування конкрецій. Характерним процесом є глинізація силікатів, тобто заміщення іх філосилікатами, що нагадує хімічне вивітрювання вологих субтропіків. У лужному середовищі польові шпати перетворюються у гідромусковіт або арагоніт, а потім у монтморилоніт чи інші смектити, мусковіт переходить у діоктаедричний гідро мусковіт, біотит – у гідробіотит, вермикуліт, глауконіт та монтморилоніт, вулканічне скло – у смектити, хлорити, цеоліти. У кислому середовищі польові шпати та мусковіт перетворюються у каолініт, біотит – у хлорит та каолініт, по піроксенам розвиваються хлорити.

Неорганічні породи змінюються мало, особливо глини. Їх пористість та об’ємна щільність змінюються, відповідно, від 50-60% та 1,3-1,4 до 20-25% та 1,8-2.0 на глибині біля 3 км. За об’ємною щільністю можна судити про тиск та глибину залягання, особливо для шельфових та інших мілководних відкладів. Якщо органічна речовина є максимальним термометром, що фіксує максимальні температури, які воно витримало, то глиняста речовина виконує роль максимального манометра , що фіксує максимальні навантаження.

Піщані породи становляться переважно зцементованими, скам’янілими, хоча зустрічаються також і крихкі породи. Глини ущільнені, але такі, що не загубили пластичність та здатність розмокати. Вапняки спостерігаються як міцні, так і крихкі (крейда, слаболітифіковані мергелі), а біоморфні – пористі. Аморфні силіцити (діатоміти та трепели) залишаються опаловими, часто перетворені у опоки. Опал розкристалізовується у кристобаліт та халцедон.

Органічна речовина при протокатагенезі змінюється особливо інтенсивно. Якщо на стадії діагенезу вона може досягати стадії торфу, то в ранньому катагенезі воно знаходиться на стадії бурого вугілля всіх градацій – мяких, матових та блискучих (Б1, Б2, Б3), що відповідає градаціям протогенезу (ПК1, ПК2, ПК3). Нижня границя початкового катагенезу захоплює марку Д (довго полумянного вугілля). Літологи-нафтовики (Н.Б. Вассоєвич, Ю.О. Жемчужников, О.В. Япаскурт) вважають, що ця стадія вуглефікації відноситься до мезокатагенезу.

За рахунок сапропелевої органічної речовини починають формуватися нафтові високомолекулярні вуглеводні, метан, СО2, води. В органіці відбувається декарбоксилізація – відщеплення карбоксильної групи СООН – з утворенням вугільної та органічної кислот із зменшенням вмісту гумінових кислот. У глибинному катагенезі рівень перетворення органічної та мінеральної речовини підвищується.

Пізній катагенез поступово змінює ранній катагенез на глибинах більш за 2-3 км та про-

7

стежується на платформах у прогинах до глибини у 6 км. Таким чином, потужність цієї зони може досягати 4 км при тисках у межах 70-150 МПа та температурах 100-200°С. У цій зоні пористість зменшується від 15 до 2%, а об’ємна щільність наближається до максимальної – 2,6. Підземні води високомінералізовані (завбільшки 300 г/л), після видалення карбонатів вони становляться сульфатними, сульфатно-хлоридними, хлоридними.

У геосинклінальних умовах пізній катагенез суттєво відмінний від платформенних процесів завдяки більшій потужності відкладів і певному впливу стресу. Тут зони катагенезу можуть не співпадати із стратиграфічними межами і пересікати їх. Так, у Великому Донбасі межа між раннім та пізнім катагенезом проходить між С1 і С2 у центральному Донбасі, піднімається до межі С3 і P на сході і опускається в девонські відклади ДДЗ.

Головними процесами пізньогенетичного перетворення є ущільнення, яке носить механічний характер з утворенням інкорпораційних та механоконформних структур. Окрім цього, відбувається цементація шляхом заповнення пор кварцовим, польовошпатовим, серицитовим, хлоритовим, баритовим, кальцитовим, цеолітовим та інш. цементами. У відмитих кварцових пісковиках відбувається розчинення під тиском уламкових зерен кварцу, польових шпатів, уламків гірських порід (з регенерацією і мікростилолітизацією). Текстури зберігаються, а структури змінюються – з’являються конформні та регенераційні структури, структури перекристалізації, гранобластові тощо.

На цьому етапі глини переходять у аргіліти, що не розмокають у воді, піски і крихкі пісковики – в щільні міцні пісковики, черепашкові вапняки – у щільні вапняки, відбувається перекристалізація крейди, мергелів та інших вапняків з утворенням мармуризованних вапняків, кремневі породи з опалових переходять у халцедонові та кварц-халцедонові. Відбувається об’ємний метасоматоз, який проявляється у заміщенні кальцитом доломітів та доломітів магнезитом.

Бітуміноїдні компоненти вже при температурах 60-1500С (МК1-МК3) збагачуються високомолекулярними з’єднаннями, зростає вміст масляних фракцій, формується максимальна кількість рідких вуглеводнів – нафти. Н.Б. Вассоєвич назвав цей інтервал головною фазою нафтоутворення. На цьому рівні утворюється кам’яне вугілля марок від Д (довгополум’яних) та Г (газових) до Ж (жирних). Дещо на більші глибини припадає максимум утворення жирного газу або газоконденсату (від 3,5 до 6,5 км), тобто на інтервал з коксовим та пісно-спеченим вугіллям. Ще глибше (6 – 8,5 км) знаходиться третій максимум – максимум газоутворення. З виділенням газової складової в результаті вуглефікації порід рослинного походження на протязі катагенезу підвищується вміст вуглецю від 70 до 80%.

Катагенез органічної речовини з1975 р. виражають одиницями LOM (від 1 до 20), які запропоновані А.Худом, К.Гутьяром та Р.Хикоком. Вони вивчили безперервний розріз міоцену Нової Зеландії з вугіллям від бурого (лігніту) до антрациту і поділили його на рівні відрізки з порядковими номерами 1-20, які визначають рівні метаморфізму органічної речовини.