Лекция 5.3.4. Катагенез органического вещества

1. Общие сведения об органическом веществе пород. Важным компонентом осадочных горных пород является органическое вещество (ОВ). В отличие от зоны диагенеза, где определяющим моментом является присутствие живого ОВ, в зоне катагенеза присутствует в большинстве случаев мёртвое ОВ. Различают две большие группы ОВ: гумусовое (растительные остатки наземного происхождения) и сапропелевое (оста­тки водных растений и животных преимущественно планктонного характера). ОВ может присутствовать в геологическом разрезе в концентрированном виде (пласты угля, торфа, горючих сланцев, залежи нефти). Однако не менее существенное значение для течения геологических процессов имеет рассеянное органическое вещество (РОВ), которое в том или другом количестве присутствует практически в любой породе. Процессы преобразования ОВ в зоне катагенеза сопровождаются выделением газов (СО₂, H₂S, СН₄ и другие углеводородные газы), которые, растворяясь в подземных растворах, оказывают большое влияние на изменение щелочно–кислотной реакции среды, окислительно–восстановительную обстановку, растворяющую способность подземных вод по отношению к минералам. Однако этим не исчерпывается значение изучения ОВ для познания процессов катагенеза. ОВ является тем компонентом горных пород, катагенетическое преобразование которого в наибольшей степени зависит от проявлений термобарического фактора (прежде всего температуры). Именно на этом свойстве ОВ основано его использование в качестве важнейшего критерия степени катагенеза осадочных толщ и в качестве палеотермометра.

В основе подхода к расчленению стадии катагенеза пород по степени измененности ОВ и метода определения палеотемператур лежит шкала антралитификации, разработанная российскими учеными во главе с И.И. Аммосовым. Она базируется, главным образом, на изучении гумусового ОВ, или говоря проще, угольного вещества.

2. Шкала антралитификации. Захоронение растительных остатков в болоте приводит к образованию торфа, а при его погружении в недра образуются бурые и каменные угли. Существует непрерывный ряд прогрессивных преобразований захоронённого ОВ от торфа до антрацита и графита. Эти преобразования, называемые углефикацией, или метаморфизмом угля, или антралитификацией ОВ, заключаются в сложных процессах деструкции, полимеризации, поликонденсации органических молекул и усиливаются по мере увеличения глубины залегания и/или температуры, и в меньшей мере давления. Ряд таких преобразований следующий: торф  бурые угли [бурый рыхлый (Б₁)  бурый плотный, матовый (Б₂)  бурый блестящий (Б₃)]  каменные угли [длиннопламенный (Д)  газовый (Г)  жирный (Ж)  коксовый (К)  отощённый спекающийся (ОС)  тощий (Т)  полуантрацит (ПА)  антрацит (А)]  графит (ГА). Приведенные определения углей называют марками угля. По мере усиления преобразованности угольного вещества от марки к марке меняются состав, структура, физические и химические свойства угля. Непрерывно увеличивается содержание углерода (в торфе — 50–60 %, в антраците — 92–98 %), уменьшается выход летучих компонентов, изменяются плотность, твёрдость, временное сопротивление трещиноообразованию. Эти изменения сопровождаются непрерывным увеличением отражательной способности одного из компонентов углей — витринита. [Подобно горным породам, состоящим из минералов, уголь состоит из мацералов; витринит – один из них].

Отражательная способность витринита определяется под микроскопом с использованием фотоэлектронного умножителя по проценту света, отражённого от специальным образом полированного аншлифа угля. Измерения можно проводить в воздухе и в иммерсионной среде, которой служит кедровое масло. Эталоном служит либо оптическое стекло, либо алмаз с известной отражательной способностью. Отражательная способность обозначается так: R_им, % (в иммерсии), R_м, % (в масле), R_в, % (в воздухе), 10R_в, усл.ед.

Отражательная способность бурых углей (в 10R_в, усл.ед.) составляет <58–69, длиннопламенных — 70–76, газовых — 77–82, жирных — 83–90, коксовых — 91–97, отощённых спекающихся — 98–107, тощих — 108–116, полуантрацитов и антрацитов — 117–>150. Непрерывный ряд изменений состава, структуры и физических свойств угольного вещества, наиболее ярко проявляющихся в увеличении отражательной способности витринита, и представляет собой шкалу антралитификации ОВ.

Отражательная способность витринита может измеряться не только в углях, но и в РОВ, а конкретнее, в угольных включениях малого размера, которые часто встречаются в породах разного состава, особенно в глинистых. Это даёт возможность изучать стадии антралитификации ОВ любых пород и изучать по этому критерию степень катагенеза.

Сбор коллекции образцов для определения отражательной способности витринита РОВ осуществляется следующим образом. При просмотре керна находятся образцы с хорошо заметными невооруженным глазом углефицированными растительными остатками. Они в виде тончайших пластинок часто встречаются на плоскостях напластования в глинистых породах или в глинистых прослойках других пород. Готовится небольшой образец породы, в состав которого входит угольное включение. Измерение отражательной способности витринита проводится не только и необязательно по включению, которое было обнаружено в керне, а и по другим, гораздо более мелким включениям, которые будут обнаружены в этом образце под микроскопом. (Показать аншлифы с витринитом).

Использование и широкое внедрение в практику метода оценки степени катагенеза по отражательной способности витринита объясняется следующими причинами. 1) Отражательная способность витринита изменяется постепенно в ряду антралитификации от бурого угля к антрациту. 2) Отражательная способность является надёжным параметром оценки стадии углефикации, так как оптическое измерение проводится по одному микрокомпоненту угля — витриниту, а не по смеси микрокомпонентов, как это бывает, когда изучаются другие физические и химические свойства угля. 3) Определе­ние отражательной способности под микроскопом не требует сложной подготовки образца и отличается сравнительной простотой.

3. Метод определения палеотемператур по отражательной способности витринита. Мы знаем, что пластовая температура увеличивается с глубиной и в большинстве регионов, используя данные измерения температур в скважинах, можно с той или иной точностью оценить температуру на любой глубине. Это современная пластовая температура. Всегда ли она была такой, как сейчас? Понятно, что по мере погружения конкретного пласта в недра, т.е. по мере его погружения, температура слагающих его пород и растворов, находящихся в порах этих пород, росла. Значит, раньше, когда погружающийся пласт был на меньшей глубине, чем сейчас, его температура была ниже современной. А могла ли древняя пластовая температура (палеотемпература) быть выше современной? Оказывается, могла. Об этом свидетельствуют результаты изучения газово–жидких включений в катагенетических минералах.

Многие минералы в дефектах своей кристаллической структуры содержат включения тех растворов, из которых происходило минералообразование. Во время кристаллизации среда минералообразования представляет собой раствор с растворёнными в нем газами, и является гомогенной (только жидкой). Если же в дальнейшем температура среды, в которой находится минерал, понизится, произойдёт снижение растворимости газа в растворе и он выделится в свободную фазу. В таком случае включение станет гетерогенным: оно будет состоять из двух фаз (жидкой и газовой) и будет называться газово–жидким. Такие включения в галите из девонских отложений Припятского прогиба показаны на фотографиях, сделанных под микроскопом при большом увеличении. В них ясно видна газовая фаза, или, как говорят, газовый пузырёк. Если теперь включение нагреть, газ начнёт растворяться в воде и при температуре, которая была в момент кристаллизации минерала, газовый пузырёк исчезнет, произойдёт гомогенизация включения, оно станет однофазным. Мы рассказали об определении температур (палеотемператур) минералообразования методом гомогенизации включений. Применение этого метода показало, что в целом ряде осадочно–породных бассейнов пластовые палеотемпературы были выше (иногда значительно) современных. Повышение пластовой температуры в осадочном чехле бассейнов имело место в эпохи тектонической активизации.

Определение палеотемператур имеет исключительно важное значение для изучения катагенеза пород. Метод определения палеотемператур по включениям в минералах обладает существенным достоинством: он позволяет определять температуры в момент кристаллизации минерала. Но недостатком этого метода является то, что с его помощью трудно установить максимальную температуру, которая была в отложениях данного бассейна на протяжении всей его истории. Именно максимальная палеотемпература является очень важной характеристикой бассейна.

Для определения максимальных палеотемператур в осадочной толще существует метод, основанный на измерении отражательной способности витринита, главным фактором изменения которой является температура. И.И. Аммосов и В.И. Горшков, разработавшие этот метод, сопоставили отражательную способность витринита и современную температуру в разрезе таких бассейнов, где палеотемпературы никогда не превышали современные. Получилась палеотемпературная шкала, основанная на отражательной способности витринита. Установлено следующее приблизительное соответствие отражательной способности витринита и палетемпературы: 70 усл.ед. — 95C, 75 усл. ед. — 120C, 80 усл.ед — 145C, 85 усл.ед — 170C, 90 усл.ед. — 190C, 95 усл.ед — 205C, 100 усл.ед. — 220C, 105 усл.ед. — 230С и т.д.

Детальные палеотемпературные исследования, основанные на методе отражательной способности витринита, выполненные для Припятского прогиба, позволили установить, что палеотемпературы, которые имели место в девонских отложениях, были существенно выше современных (таблица — сделать из табл. 5.4 на стр.127 моей жёлтой книги, сделать первую и последнюю графы и добавить графу современных температур). Значения палеогеотермического градиента (в среднем 7С/100 м) и палеотеплового потока (5–7 мккал/с.см²), вычисленные на основании распределения установленных палеотемператур, приближаются к величинам этих параметров в районах современных рифтовых систем. Припятский прогиб в своей истории последовательно переживал стадии ранней синеклизы (эйфельское–среднефранское время), рифтового грабена (позднефранско–среднетриасовое время) и поздней синеклизы (с позднего триаса до настоящего времени). Рифтовая стадия, когда собственно и сформировался прогиб, характеризовалась активным прогибанием, образованием глубинных разломов, вулканизмом. Именно эта стадия отличалась напряжённым геотермическим режимом, когда и были достигнуты температуры, зафиксированные в отражательной способности витринита.

Итак, катагенетические изменения пород, которые мы наблюдаем, очень часто протекали не при тех температурах и давлениях, которые сегодня регистрируются в разрезе. И одна из задача стадиального анализа — выявить те термобарические параметры, которые отвечают наблюдаемым катагенетическим преобразованиям.

4. Шкала катагенеза, основанная на степени антралитификации РОВ. Закономерное возрастание степени антралитификации РОВ с ростом температуры, хорошая корреляция степени антралитификации с отражательной способностью витринита РОВ, почти постоянное присуствие РОВ в осадочных породах и, наконец, техническая простота измерения отражательной способности витринита — вот те основания, которые позволили известному российскому геологу–нефтянику Н.Б. Вассоевичу предложить систему оценки степени (шкалу) катагенеза осадочных пород, базирующуюся на изменении степени антралитификации РОВ в геологическом разрезе. Схема Н.Б. Вассоеви­ча, показанная в таблице (приложена в рукописном виде), нашла широкое применение в нефтяной геологии, где он показал, как важно определить зоны, температурные параметры которых обусловливали образование углеводородов и накопление их в виде залежей.

5. Корреляция катагенетических изменений органической и минеральной составляющих пород. Интересно сопоставить степень антралитификации ОВ и степень и характер преобразований минеральной части осадочных пород. Важно отметить, что классификации процессов катагенеза, построенные на оценке степени изменения минеральной части пород гораздо менее детальные, чем приведенная в таблице шкала катагенеза, основанная на степени антралитификации ОВ. Это связано с тем, что ОВ значительно более чувствительно к изменению термобарических условий, чем минеральная часть пород. Несмотря на это, параллельное изучение преобразований минералов и ОВ показывает, что между этими процессами существует достаточно отчётливая корреляция. Приведём несколько примеров.

Н.В. Логвиненко, изучая терригенные породы карбона Большого Донбасса, установил, что конформные и инкорпорационных структуры и регенерационно–кварце­вые цементы в песчаниках появляются только в подзоне мезокатагенеза, начиная с тех зон, где присутствует витринит марки Ж. Широкое же развитие регенерации кварца и структур растворения под давлением, включая сутурные контакты, отмечается глубже в подзоне апокатагенеза в ассоциации с угольным веществом, находящимся на стадиях тощих углей и антрацитов.

В межсолевых девонских отложениях Припятского прогиба установлены следующие соотношения между преобразованиями органической и минеральной составляющими пород. Витринит марки Д распространён преимущественно в верхней части разреза. Максимальное количество случаев встречаемости (70 %) такого витринита приходится на глубины 2300–2900 м. [Надо заметить, что в одном и том же глубинном интервале, и даже в одном штуфе породы могут встречаться витриниты разных марок, что связано с неравномерным прогревом пород, возможностью переотложения растительных остатков, ошибками при замерах в случае некачественно изготовленных аншлифов; поэтому необходимо применять статистические методы обработки данных]. Витринит Г появляется с глубины 2600 м, и максимальное количество случаев его встречаемости (42 %) зарегистрировано в интервале 2900–3200 м. С глубины 3200 м появляется витринит Ж, и в интервале 3200–3500 м зафиксировано 80 % всех случаев. Здесь же появляется витринит марки К. В тех частях разреза, которым свойственно присутствие витринита марок Д и Г (до глубины 3100–3300 м), а это преимущественно зоны приразломных поднятий, установлены структурно–текстурные, минералогические и физические характеристики пород, присущие подзоне начального катагенеза. Это полное сохранение первичных текстур, начало изменения структур (коррозия зёрен полевого шпата и кварца, деформация биотита, редкая регенерация кварца и полевых шпатов), гидратизация биотита, слабое изменение глинистого вещества, наличие глин и аргиллитоподобных глин, слабая перекристаллизация карбонатного вещества. Плотность глинистых пород — 2,28–2,31 г/см³, песчаных пород — 2,10–2,50 г/см³, открытая пористость глин и мергелей — 5–13 %. В зонах приразломных опусканий (глубины свыше 3100–3300 м), где присутствует витринит марок Ж и К, породы несут на себе следы преобразований, характерных для подзоны глубинного катагенеза. Здесь отмечены начало изменения текстур, сильное изменение структур (массовое растворение обломочного материала, значительная регенерация кварца и полевых шпатов), “аморфи­зация” и хлоритизация биотита, образование гидрослюды 1М, наличие аргиллитов, перекристаллизация карбонатного вещества. Плотность глинистых пород — 2,46–2,51 г/см³, песчаных пород — 2,24–2,65 г/см³, открытая пористость аргиллитов и мергелей — 0,5–2,0 %. (Информацию по Припятскому прогибу для учебника, возможно, дать не в виде текста, а в виде таблицы).

Подтема 5.4. Процессы катагенеза, управляемые преимущественно

изменениями гидрогеологической обстановки

При изучении рассмотренных выше процессов катагенеза, управляемых преимущественно изменениями температуры и давления, в качестве арен преобразований отложений, рассматриваются горизонты, свиты, толщи пород, формации, т.е. литологические или стратиграфические единицы. Стадиальный анализ катагенеза, управляемого преимущественно изменениями гидрогеологической обстановки, главная задача которого — установить соотношения между преобразованиями пород и характером (со­ставом, генезисом, путями движения) подземных вод, требует другого подхода. Ведь литологический горизонт в ходе геологической истории может оказаться насыщенным сначала солёными водами, потом пресными, или наоборот; воды, захоронённые в толще при морском осадконакоплении, могут смениться крепкими рассолами и т.д. и т.п. Поэтому в качестве арен катагенетических процессов этой группы должна быть выбрана такая часть геологического пространства, которая характеризовалась бы не только общностью условий накопления осадочного материала, но и вполне определённой спецификой гидрогеологического режима. Такими фрагментами геологического пространства являются водоносные системы.

По определению Е.В. Пиннекера, водоносная система — это обособленное и содержащее воду геологическое тело, характеризующееся общностью пространственного распределения, перемещения и формирования подземных вод. На разных этапах развития осадочно–породного бассейна одна и та же литологическая единица (толща, свита, горизонт) может входить в состав различных водоносных систем.

С учётом принципиального значения галогенеза в формировании состава подземной гидросферы, водоносные системы подразделяются на безэвапоритовые, т.е. такие, в разрезе которых отсутствуют горизонты эвапоритовых пород, и эвапоритсодержащие.

Безэвапоритовые водоносные системы включают элизионные и инфильтрационные. В эвапоритсодержащих водоносных системах, которым часто присуще одновременное проявление и гравитационного (в том числе инфильтрационного), и элизионного режимов движения подземных вод и рассолов, существенно различны, с одной стороны, под– и межэвапоритовые,а с другой, над– и околоэвапоритовые части систем.

Подземные воды выполняют в зоне катагенеза большую и многоплановую “работу”. Их деятельность приводит к растворению осадочных пород или их отдельных компонентов, выпадению минеральных новообразований в пустотном пространстве, замещению одних минералов другими, обогащению или обеднению пород химическими элементами посредством сорбционно–десорбционных процессов. Она также способствует отводу из сферы реакций продуктов переработки органо–минерального комплекса пород, не связанной с действием самой воды (например термического разложения органического вещества), вызывает проседание слоёв пород и тем самым образование зон трещиноватости, регулирует масштабы и темпы уплотнения отложений, инициирует явление гидроразрыва пород. Мы не сможем здесь подробно рассмотреть все стороны деятельности подземных вод. Сконцентрируем наше внимание в основном на их минералообразовательной функции. Процессы катагенеза, управляемые преимущественно гидрогеологической обстановки, приводят к образованию разных минералов: карбонатов, сульфатов, хлоридов, окислов, силикатов и алюмосиликатов, сульфидов и др. Отчётливее всего минералообразующая роль подземных вод выявляется для наиболее растворимых минералов. Это карбонаты, сульфаты и хлориды. На их рассмотрении мы и сосредоточим наше основное внимание.

Лекция 5.4.1.  Катагенез в безэвапоритовых элизионных

водоносных системах

Наиболее характерная и хорошо изученная разновидность безэвапоритовых элизионных систем представлена устойчиво погружающимися морскими толщами, которые сложены перемежающимися глинистыми и хорошо проницаемыми (песчаными и карбонатными) образованиями. В их разрезе имеет (или имела) место фильтрация из глин в смежные коллекторы (а также в трещины в самих глинистых породах) сначала талассогенных (захоронённых морских) подземных вод под действием геостатических сил, а затем — растворов с существенной долей петрогенной составляющей (межслое­вой и конституционной воды глинистых минералов), эмиграция которой в решающей степени определяется температурной обстановкой.

[Именно в элизионных системах происходит наиболее тесное смыкание двух групп процессов катагенеза, а) управляемых изменением температуры и давления, и б) контролируемых изменением гидрогеологической обстановки, что подчёркивает условность выделения этих групп и демонстрирует относительность наших знаний].

1.  Геолого–гидрогеологический  фон.  Местом зарождения главного импульса движения подземных вод в элизионных системах являются глинистые образования. Причина этого — два специфических свойства глины: чрезвычайно высокая пористость в период седиментации, быстро сокращающаяся при уплотнении, и минералогический состав, характеризующийся наличием минералов с большим количеством кристаллизационной и конституционной воды, способной удаляться из твёрдой фазы при определённых температурах.

По мере погружения глинистой толщи всё меньшая доля отжимаемой из неё воды поступает обратно в морской бассейн. Наконец наступает момент прекращения гидравлической связи толщи глинистых образований с водоёмом осадконакопления. Растворы из глин мигрируют в песчаники и пористые карбонатные породы. Первые в силу изометричной формы слагающих их зёрен, а вторые по причине быстрой литификации формируют каркас и уплотняются в 2–4,8 раза хуже глинистых отложений. Пористые песчаники, известняки, доломиты и трещины в самих глинистых породах представляют собой дрены водных потоков, отжимаемых из глин. Главным образом в этих дренах элизионные растворы и производят свою минералообразовательную “работу”.

На начальном этапе преобразования глинистых отложений, обусловленном их геостатическим уплотнением, из них удаляется захоронённая при осадконакоплении свободная и физически связанная вода. Это талассогенные растворы. Механическое сжатие глин не приводит к выделению химически связанной воды.

Какое же количество раствора может эмигрировать из глинистых отложений при геостатическом уплотнении? Оценим масштабы эмигрирующей из глинистых пород жидкости на примере Припятского прогиба. Анализ поинтервальных средних значений пористости существенно глинистых отложений межсолевой девонской толщи показывает, что на глубине 2000 м пористость в среднем равна 9,8, а на глубине 3000 м — 1,8 %. С учётом этого легко рассчитать, что 300–метровый пласт пород только в диапазоне погружения от 2000 до 3000 м способен отдать 24 м³/м² воды. В пределах площади распространения девонских отложений в прогибе (25 тыс. км²) количество отжатого раствора составит 600 км^З.

Мы уже отмечали, что простое, механическое, уплотнение пород в экспериментальных условиях не способно обеспечить столь низких значений пористости, которые встречаются в глубоких зонах осадочно–породных бассейнов. Это объясняется кардинальной минералогической перестройкой глинистого вещества в термобарогеохимической обстановке недр.

Наиболее распространённым процессом катагенетических трансформаций глинистых минералов в разрезе сравнительно глубоких осадочно–породных бассейнов является гидрослюдизация монтмориллонита, протекающая с образованием серии промежуточных смешаннослойных монтмориллонит–гидрослюдистых фаз и сопровождающая процесс аргиллитизации глин. Многофакторность гидрослюдизации монтмориллонита, характеризующаяся влиянием на процесс температуры (главного фактора), давления, геологического времени, литологического состава пород, возможности отвода продуктов реакции, определяет различную глубинную и геотемпературную позицию зоны активной гидрослюдизации в осадочном чехле бассейнов. Обобщение материалов по многим регионам и экспериментальных данных позволяет принять в качестве ориентировочного рубежа начала гидрослюдизации монтмориллонита температуру 100–140С.

Со структурно–минералогической точки зрения процесс превращения монтмориллонита в гидрослюду состоит в замещении кремния алюминием в тетраэдрах и жёсткой фиксации катионов калия с образованием слюдистых межслоевых промежутков, что сопровождается удалением межслоевой воды. Процесс гидрослюдизации, постепенно распространяющийся на большие (4–5 км) интервалы разреза осадочно–пород­ных бассейнов, обусловливает эмиграцию из твёрдой фазы огромного количества химически связанной воды, которая в момент выхода в пустотное пространство пород становится петрогенной подземной водой.

Зная содержание воды в монтмориллоните и гидрослюде, нетрудно рассчитать, что из 1 т монтмориллонита при его гидрослюдизации должно высвободиться не менее 45 кг воды. На основании этого легко определить, что из условного З00–метрового пласта монтмориллонитовой глины с пористостью 10 %, распространённого на площади Припятского прогиба, в результате гидрослюдизации может эмигрировать 700 км³ воды. Это количество воды представляет собой величину одного порядка с рассчитанным выше объёмом свободной и физически связанной воды, отжатой из пласта такой же мощности в интервале глубин от 2000 до 3000 м.

В зоне катагенеза круг превращений глинистого материала не ограничивается процессом гидрослюдизации монтмориллонита, сопровождающимся освобождением воды из твёрдой фазы. Идёт и обратный процесс — связывание воды в решётке гидроксилсодержащих минералов. Наибольшая роль в связывании воды принадлежит каолиниту и хлориту, в которых содержание гидроксил–иона составляет 23–28 % и которые широко распространены. Однако самое большое влияние на водный баланс большинства осадочно–породных бассейнов оказывает едва ли не повсеместно развитый в глубоких зонах процесс гидрослюдизации монтмориллонита. Начало этого процесса знаменует собой наступление нового этапа катагенеза погружающихся элизионных водоносных систем — этапа переработки горных пород при участии петрогенных подземных вод.

2.  Минеральные  новообразования.  Минералообразование происходит в различных частях элизионных водоносных систем: в кластогенных и карбонатных пластах, ассоциирующих с глинистыми отложениями, а также в самих последних. Признаки, по которым можно установить, что изучаемые аутигенные минералы являются продуктами катагенеза в элизионной системе, следующие: а) приуроченность минерализации к зонам контакта глинистых отложений и пластов–коллекторов; б) увеличение количества аутигенного цемента в коллекторе по мере приближения к глинистой толще; в) обратная пропорциональность содержания катагенетических минералов в пластах–коллекторах и отношения мощностей этих пластов и глинистых пачек; г) отсутствие в коллекторских пачках ресурсов химических соединений, способных обеспечить формирование реально наблюдаемой минерализации. Во многих случаях, однако, таких признаков не выявляется и определение принадлежности минерализации к элизионной системе осуществляется с применением более сложных приёмов, основанных на изучении последовательности образования минералов, знании истории геологического развития региона и др.

Рассмотрим минеральные продукты катагенеза в элизионных системах, сложенных морскими отложениями, на ряде примеров. Такие системы включают разновидности а) с талассогенными водами и б) с талассогенными и петрогенными водами. К наиболее типичным представителям первых из них можно отнести безэвапоритовые элизионные водоносные системы, сложенные осадочными породами морского происхождения с большой долей существенно глинистых разностей любого минералогического состава, с пластовыми температурами ниже 100–140С. Системы второй разновидности — это любые безэвапоритовые элизионные, прогретые свыше 100–140С системы, существенная часть разреза которых сложена гидрослюдистыми породами.

Системы с талассогенными водами. В надсолевых девонских отложениях Припятского прогиба, представленных мергельно–глинистыми отложениями с прослоями алевро–песчаных, гравелитовых и карбонатных пород, главным следствием “работы” элизионных вод является кальцитовая минерализация. Обнаружено три основных морфологических типа новообразованного кальцита: а) крупнокристаллический цемент песчаников и гравелитов, корродирующий обломочные (в том числе регенерированные) зёрна кварца и полевого шпата; б) выполнения вертикальных, редко горизонтальных тектонических трещин в карбонатных прослоях и глинистых породах; в) свое­образные горизонтальные, редко наклонные и вертикальные прожилки (плитки) шестоватого кальцита в глинах и мергелях, представляющие собой продукт “нарушенной” кристаллизации при отжиме растворов из глинистых отложений в трещины гидравлического разрыва (табл.I).

Кальцит со структурой от микро– до грубозернистой, связанный с деятельностью элизионных растворов, установлен также в межсолевых и подсолевых девонских отложениях Припятского прогиба. В разрезе этих карбонатно–глинистых отложений почти нет регионально выдержанных коллекторских пачек, которые могли бы служить дренами отжимавшихся вод. Поэтому здесь имела место распыленная, в основном вертикальная миграция элизионных растворов, следствием чего явилась кристаллизация кальцита в трещинах, преимущественно тектонических, образованных в самих карбонатно–глинистых породах. Трещины с кальцитом обычно прямые, вертикальные и субвертикальные, часто весьма выдержанные: рассекают штуфы керна длиной до 60–70 см (табл.П а,б). Нередко встречаются системы трещиноватости, представленные параллельными кальцитовыми жилками. Ширина трещин от долей миллиметра до нескольких сантиметров. Кальцит встречается также в трещинах гидравлического разрыва пород под влиянием отжима растворов из глин. Об этом можно судить по сквозному пересечению вертикальными кальцитовыми прожилками тонких известняковых прослоев, зажатых в глинистых пачках (табл.Пг).

Кальцит в трещинах пород нередко ассоциирует с ангидритом и галитом. Характер взаимоотношений минералов свидетельствует о том, что кальцит кристаллизовался раньше ангидрита и галита. Эти минералы образовались, когда межсолевые и подсолевые отложения перестали быть безэвапоритовыми водоносными системами и вошли в состав эвапоритсодержащих систем, которые будут обсуждаться ниже.

Представление о микроэлементном составе кальцитов элизионных систем Припятского прогиба дают табл. 11, 12. Концентрации Mg, Fe и Mn, наиболее часто встречающихся примесей в кальцитах, довольно низки. Содержание Mg, Sr и Na, элементов–показателей солёности минералообразовательных растворов — практически одинаковое в под–, меж– и надсолевых отложениях. Существенным фактором, влияющим на состав кальцита, является присутствие пирокластического материала в отложениях: кальциты из вулканогенно–осадочных разрезов обогащены Mn и Ba по сравнению с кальцитами нормально–осадочных разрезов.

Изотопный состав углерода кальцитов подсолевой и межсолевой элизионных систем (¹³C_PDB от –6,6 до +3,5 ‰, в среднем –0,4 ‰) отражает вклад разных источников углерода в минералообразование: гидрокарбоната исходной морской воды, углекислоты, выделяющейся в результате разложения ОВ. Изотопный состав кислорода этих кальцитов (¹⁸O_SMOW в среднем +21,8 ‰) свидетельствует о температурах минералообразования, составляющих 60–65С. Значения ¹³C кальцитов надсолевой элизионной системы сильно изменчивы (от –18,2 до +5,8 ‰), что связано со сложным преобразованием ОВ горючих сланцев, входящих в состав этой системы.

Верхнедевонский строматопорово–водорослевый риф Голден–Спайк в осадочно–породном бассейне Альберта (Канада) погружен в глинистую толщу Айртон, представляющую собой отложения фации открытого моря (рис.11,12). Р. Уоллс и др. нашли четыре генерации вторичного кальцитового цемента в породах рифа. Цемент 1–й генерации — диагенетический, — представлен радиально–волокнистым кальцитом, образующим корки на строматопоровых и коралловых обломках, и выполняет первичные межформенные пустоты. Цемент 2–й генерации — субаэральный, — заполняет оставшиеся пустыми полости в породах, образует микросталактитовые формы. Этот цемент встречен только в сводовой части рифа, которая выводилась выше уровня моря, и является продуктом “работы” атмогенных вод. Цементы 3–й и 4–й генераций связаны с внедрением в рифовые породы элизионных талассогенных вод из уплотнявшихся глин толщи Айртон. Эти цементы слагаются крупным кальцитом в трещинах, порах и кавернах, секущим более ранние новообразования.

Интересный случай карбонатной минерализации, связанной с элизионным режимом движения подземных вод, выявлен Т. Макхагью и Р. Прайсом в слоистой карбонатно–глинистой толще девонско–каменноугольного возраста Мидконтинента (США). Установлено два типа ассоциации выделений вторичного доломита с окружающей глиной. а) Доломит приурочен к узким (0,5–1,0 м) зонам карбонатных пластов выше и ниже контакта со слоями глин (рис. 14). Здесь развит крупнокристаллический железистый доломит, выполняющий трещины, отходящие от глинистых слоёв, и каверны в известняке. В этих приконтактных частях карбонатных пластов часто отмечается вторичное окремнение. б) Ромбоэдры железистого доломита цементируют известняковые линзы, а также (вместе с кальцитом) ядра брахиопод, заключённые в тонкослоистых глинах (рис. 14, 15).

Очевидно, что доломитообразование в кровле и подошве карбонатных пластов и известняковых линзах, а в ядрах раковин и кальцитообразование вызывались миграцией реакционноспособных талассогенных растворов из окружающих глин. Об этом, кроме особенностей распределения доломита, свидетельствует приблизительная пропорциональность объёмов глинистых масс и новообразованного доломитового материала. Так, тонкие карбонатные линзы наполовину сцементированы доломитом, а мощным известковым горизонтам свойственна доломитовая минерализация, узко локализованная в кровле и подошве. Важно подчеркнуть, что воздействие талассогенных растворов на известковые породы вызывало пассивное заполнение пустот доломитом (цементацию), а не метасоматическую доломитизацию.

Д. Маршалл, изучавший мергельно–глинистые разрезы юры и мела на территории графства Дорсетшир в Великобритании, описал горизонтальные и пологие прожилки кальцита, которые сформировались под действием талассогенных растворов, отжимавшихся из пород при их погружении на глубину в несколько десятков или сотен метров. Этим прожилкам, очень напоминающим прожилки шестоватого кальцита из надсолевой толщи Припятского прогиба, свойственны текстуры "биф" и "кон–ин–кон" (рис. 17). Кристаллизация кальцита с такими текстурами шла весьма медленно и почти одновременно с постепенным раскрытием полостного пространства в результате противоборства двух сил: давления элизионных растворов внутри толщи и её геостатического уплотнения. [Стоит заметить, что гораздо чаще геологу приходится наблюдать результат активного поступления растворов в уже готовые полости, например в зияющие тектонические трещины, где быстрая кристаллизация обычно приводит к формированию агрегата довольно хаотически распределённых кристаллов, нередко разных размеров и морфологии].

Системы с талассогенными и петрогенными водами. Катагенез в такого рода элизионных системах активно протекал в альпийских складчатых областях на доорогенных этапах их развития. Здесь в условиях интенсивного погружения мощных морских осадочных толщ, среди которых широко представлены глинистые комплексы, в зоне относительно высоких температур происходила активная генерация петрогенных вод, которые разгружались в коллекторские пласты и формирующиеся трещины и в смеси с талассогенными воами производили минералообразовательную “работу”. Типичными продуктами такого рода процессов являются кальцитовые жилы, широко развитые, например, в верхнемеловых и палеогеновых отложениях Северо–Западного Кавказа, триасовых и юрских отложениях Горного Крыма. Жилы отличаются большой толщиной (10–30 см), значительной протяжённостью. Залегают они преимущественно вдоль напластования, т.е. по направлениям наименьшего гидравлического сопротивления, что указывает на их доорогенный характер. [Трещины же синхронные с орогенезом развиваются главным образом вкрест напластования как результат складкообразовательных напряжений]. На рисунках (19, 20) показаны варианты выполнения кальцитовых жил в районах альпийского тектогенеза.

Классическим примером катагенеза в элизионных системах с талассогенными и петрогенными водами являются описанные В.Н. Холодовым преобразования отложений майкопской свиты (неоген) Восточного Предкавказья. Эти отложения, обнажённые в настоящее время в районе Сулакского каньона, в период, предшествовавший орогенезу, погружались на глубины, где было возможно активное включение в катагенетические процессы кристаллизационной воды глинистых минералов. Максимальные палеотемпературы составляли 225С. Толща майкопских глин была мощным генератором петрогенных растворов. В ней активно протекал процесс гидрослюдизации монтмориллонита. Главные продукты элизионного катагенеза третичных отложений — кластические дайки и песчаные включения (размером от 0,3–0,5 до 20–30 м) в глинистых породах, а также кальцитовый, доломитовый, анкеритовый, сидеритовый и пиритовый цементы песчаников, слагающих эти дайки и пластовые коллекторы. Песчаные дайки и включения локализованы в кровле майкопской свиты. (дать рисунок из Холодова). Нередко в обнажениях кластические дайки, содержащие остроугольные обломки глины, наблюдаются в виде апофизов песчаного пласта, внедрённых в перекрывающие и подстилающие глинистые слои, что свидетельствует о “принудительном” инъецировании песчаной массы в глинистый субстрат, вызванном гидродинамической активностью пластовых систем на контакте глина – песчаник. [Вообще здесь уточнить стратиграфию и сделать текст более понятным].

Своеобразное явление, связанное с участием петрогенных растворов в катагенезе юрских и меловых терригенных пород, исследовано З.Я. Сердюк и А.А. Розиным в Западно–Сибирском осадочно–породном бассейне. Здесь установлены многочисленные трассирующиеся глубинными разломами столбообразные минералогические, гидрогеохимические и газогеохимические аномалии, которые имеют отчётливо афациальный характер и уходят своими корнями в подчехольные части разреза. Песчаникам этих зон свойственно резко повышенное по сравнению с другими участками содержание каолинита и карбонатов, а также сильное изменение комплекса породообразующих и акцессорных минералов: снижается содержание полевых шпатов, сфена, эпидота, цоизита в связи с их замещением каолинитом и карбонатами; в результате перераспределения материала новообразуются кварц, лейкоксен, анатаз, ильменит, пирит. В пределах этих зон на 10–40 г/л снижается минерализация подземных вод, концентрация гидрокарбонат–иона в растворах здесь в 10–40 раз выше, чем на соседних участках. Наконец, в некоторых случаях здесь обнаруживаются залежи углекислого газа. Чтобы понять природу этих преобразований кратко коснёмся специфики тектонического строения Западно–Сибирской плиты. В отличие от плит древних платформ, где осадочный чехол лежит непосредственно на докембрийском кристаллическом фундаменте, устройство молодых плит, каковой является и Западно–Сибирская, более сложное. В основании Западно–Сибирской плиты залегает докембрийский кристаллический фундамент, перекрытый сильно дислоцированными и метаморфизованными породами палеозойского складчатого основания. Выше залегают менее дислоцированные и относительно слабо изменённые образования “промежуточного” комплекса палеозойско–лейасового возраста и уже на нём — осадочный чехол. “Промежуточный” комплекс мощностью 5–6 км представлен сложным набором пород, в том числе глинистых и карбонатных. Палеотемпературы, которым подвергались эти породы составляли, по данным изучения отражательной способности витринита РОВ, 135–250С. В меловое и палеогеновое время, а, может быть, и позднее здесь протекали активные процессы гидрослюдизации монтмориллонита, с формированием петрогенных вод, термическое разложение РОВ и гидролиз карбонатов с образованием углекислого газа, переход в жидкую фазу многих химических элементов и соединений. Таким образом “промежуточный” комплекс явился генератором тех газоводных растворов, которые по разломам поступали в вышележащие юрские и меловые отложения чехла и вызывали их своеобразную катагенетическую переработку.

Канадские исследователи Б. Маттес и Э. Маунтджой дали очень интересный пример катагенетической доломитизации известняков верхнедевонского рифа Миетте в осадочно–породном бассейне Альберта. Сформировавшаяся на поднятии дна крупная рифогенная постройка окружена существенно глинистыми отложениями, синхронными с рифовыми образованиями и представляющими собой литофацию открытого моря (рис. 25). Своеобразно распределение карбонатности пород рифа. Массивные доломиты (>80 % доломита) образуют кольцо (50–300 м) по окраине постройки (рис. 26). Степень доломитности быстро падает при движении по направлению внутрь рифа. Петрографические исследования свидетельствуют о катагенетической природе доломита в краевых частях постройки. Обилие крупных мозаичных, яснокристаллических выделений доломита обусловливает сахаровидный облик пород. Доломитизацией в периферийных зонах рифа переработаны более ранние гранулярный, радиально–волокнистый и другие виды кальцитового цемента. Явная пространственная приуроченность катагенетической доломитизации к зоне контакта рифовых карбонатов с глинистыми отложениями открытого моря и тенденция усиления доломитизации в направлении этого контакта показывают, что доломитизация обусловлена миграцией растворов из прилегающих глинистых отложений. В этих растворах была значительна доля петрогенных вод, которые высвобождались из глинистых минералов главным образом в раннекайнозойское время, когда постройка была погребена под мощной обломочной толщей и находилась на глубине свыше 5 км в зоне температур, обеспечивавших гидрослюдизацию монтмориллонита.

3.  Механизм процессов. Рассмотрение механизма минералообразовательных процессов предполагает выяснение источников исходных веществ, причин и условий минералогенеза. Вещество, вовлекаемое в минералообразовательные процессы катагенеза под действием элизионных газоводных растворов, мобилизуется в обеих составных частях элизионных систем: толщах–донорах подземных вод (преимущественно глины) и толщах-акцепторах (алевро–песчаные и карбонатные отложения). Причём химические элементы и соединения извлекаются как из минерального скелета, так и из рассеянного органического вещества. Кроме того, они присутствуют в газоводных растворах, изначально захороненных с осадками.

На начальных этапах катагенеза, когда температура и давление ещё относительно невелики, минералогическая перестройка глинистых пачек минимальна и морские осадочные комплексы содержат гомогенные талассогеннные растворы, роль глинистых пластов в подготовке реагентов минералообразования состоит главным образом в отжиме из них в коллекторы седиментогенной воды и формировании газового режима толщи в результате преобразования РОВ.

Седиментогенные воды, поступающие из глин в коллекторы, — это незначительно преобразованные в диагенезе морские растворы. Они в большинстве случаев насыщены или перенасыщены по основным карбонатным минералам (кальциту и доломиту) при нормальных условиях. Это обеспечивает частое карбонатообразование в ходе катагенеза погружения морских комплексов.

Пласты глинистых отложений, часто и существенно обогащены РОВ, которое при разложении генерирует различные газы. Поэтому глинистые пачки являются важными очагами формирования газового режима осадочного чехла. Основную роль в формировании катагенетических минералов играют СО₂ и H₂S. В относительно нежёстких термобарических условиях начального этапа катагенеза (в среде талассогенных вод без петрогенного компонента) углекислота генерируется преимущественно в процессах преобразования РОВ. Меньшую роль в мобилизации СО₂ на данном этапе играет гидролиз рассеянного карбонатного материала. Генерация Н₂S осуществляется в процессах термической деструкции органического вещества и восстановления водорастворённых сульфатов.

Значительная доля ресурсов элементов и соединений для минералообразования в системах с талассогенными водами формируется в песчаниках и алевролитах. Важнейшие процессы здесь — коррозия и внутрислойное растворение кластогенной составляющей пород. Замещение карбонатным цементом кварца и полевых шпатов, последних также каолинитом, гидратация биотита ведут к мобилизации в жидкой фазе кремнекислоты, калия, натрия, кальция, бария и др. Такой же результат, но с обогащением растворов более широкой гаммой макро– и микроэлементов имеет внутрислойное растворение тяжёлых минералов.

На следующем этапе катагенеза погружения, когда в сферу геохимических превращений включаются петрогенные воды, в формировании фонда минералообразования продолжают участвовать процессы изменения пород коллекторских пластов; многие из них интенсифицируются. В числе изменений, свойственных именно данному этапу, назовём растворение обломочных зёрен под давлением (образование конформных, инкорпорационных, микростилолитовых структур), “самоочистку” карбонатного и алюмосиликатного вещества от элементов-примесей. Однако теперь уже весьма существенен вклад в создание общего геохимического фонда пластовых систем процессов минералогической перестройки глинистых отложений, в результате чего высвобождаются элементы как обменного комплекса, так и кристаллической решётки. При превращении 100 г монтмориллонита в гидрослюду высвобождается 3–4 г железа, 2 г кальция, 1,5 г магния, 3–11 г кремния. Преобразования глинистых минералов приводят к выделению в жидкую фазу также меди, никеля, кобальта, свинца, марганца и др.

Глинистые пачки систем с петрогенно–талассогенными растворами, являются существенными очагами генерации газов, в первую очередь СО₂. Здесь продолжается разложение РОВ и углекислота выделяется преимущественно в процессе его декарбоксилирования. Но основным источником СО₂ здесь становится минеральное вещество, а точнее, гидролизующиеся рассеянные карбонаты. Преобразование РОВ здесь приводит к значительному появлению углеводородных газов. В некоторых элизионных системах рассматриваемого типа велика роль H₂S. Его образование обусловлено восстановлением водорастворенного сульфата органическими соединениями и водородом при температурах 200С и выше, термальным разложением сульфидных минералов под влиянием СО₂ и воды (при температуре свыше 100С), деструкцией РОВ и нефти.

Набор перечисленных химических элементов и соединений создающих катагенетическую минерализацию в сфере действия петрогенно–талассогенных растворов, будет неполным, если не назвать воду — вещество, являющееся транспортом ионов и газов, средой и реагентом катагенетических превращений. Мобилизация Н₂О осуществляется в процессе её перехода из химически связанного состояния в свободное при гидрослюдизации монтмориллонита, что сопровождается опреснением подземных вод. Существование вызванной этим явлением гидрогеохимической инверсии разреза наблюдается во многих регионах: Южно–Каспийской впадине, Западной Сибири, Предкавказье, Крыму, Южном Мангышлаке, Днепровско–Донецком прогибе, Мексиканском заливе и др. Масштабы опреснения различны, иногда выражаются 50–кратным снижением минерализации растворов.

Мы рассмотрели, как происходит изменение состава подземных вод в элизионных системах. Теперь коснёмся причин и способов образования катагенетических минералов, которое происходит здесь из этих подземных вод. Сделаем это на примере карбонатных минералов.

Обшая закономерность локализации катагенетических карбонатных минералов в отложениях элизионных систем состоит в их нахождении в дренах потоков газоводных растворов, эмигрировавших из водогенерирующих отложений (главным образом глин). Нет принципиальной разницы в геохимических механизмах карбонатообразования, протекающего в дренах разной природы — будь то песчаные пласты, перемежающие глинистые толщи, линзы кавернозных известняков в глинистых и мергельных пачках или трещины в самих глинистых породах.

Есть два способа кристаллизации карбонатных минералов: выпадение в пустотном пространстве (пассивная цементация) и метасоматическое замещение. Первым способом в элизионных системах образуются кальцит, доломит и другие минералы, причём термин “цементация” часто распространяется не только на процессы кольматации пористой или кавернозной карбонатной или алюмосиликатной матрицы, но и на выполнение трещинных полостей. Вторым способом происходит доломитизация известняков.

Основная причина карбонатной цементации пород в элизионных системах — это дегазация растворов, обогащённых углекислотой при падении пластового давления в результате прорыва элизионных вод из дегидратирующегося пласта в коллекторскую ёмкость (трещину, пору, каверну). Дегазация раствора (удаление из него водорастворенного СО₂) приводит к снижению растворимости карбонатов и их выпадению.

Что касается второго способа кристаллизации катагенетических карбонатов — метасоматического замещения, а именно замещения известняка доломитом (доломити­зация), — то, как мы видели, он характерен для элизионных систем с талассогенными и петрогенными водами. Системам же с талассогенными водами присуще образование лишь небольшого количества пассивно–цементационного доломита. С чем связана разница в способе кристаллизации доломита в среде талассогенных и петрогенно–талас­согенных вод? Дело в том, что талассогенные воды обычно сильно перенасыщены и по кальциту, и по доломиту, а для того, чтобы было возможно замещение первого вторым, надо, чтобы раствор был одновременно ненасыщен по кальциту и насыщен или перенасыщен по доломиту. Такое состояние раствора достигается при 5–10–кратном разбавлении талассогенных вод пресными петрогенными (рис. 37).

Лекция 5.4.2.  Катагенез в безэвапоритовых инфильтрационных

водоносных системах

Катагенез морских отложений в инфильтрационных системах характеризуется преобразованием осадочных пород в среде талассогенно–атмогенных и атмогенных подземных вод. Он протекает главным образом при воздымании осадочных комплексов или их отдельных блоков и по своей геологической первопричине является антиподом элизионно–катагенетических процессов, обусловленных погружением толщ.

1. Геолого–гидрогеологические предпосылки и разнообразие процессов. При воздымании осадочного комплекса, содержащего талассогененные подземные воды и представляющего собой элизионную водоносную систему, он рано или поздно попадает в зону “работы” атмогенных подземных вод, и входит в состав инфильтрационной системы. Внедрение атмогенных вод в талассогенную гидрогеохимическую среду, унаследованную от условий морского бассейна, приводит к образованию на пути движения инфильтрационного потока границы солёных и пресных вод, представляющей собой зону диффузии (смешения). По мере прогрессивного развития процесса зона смешения талассогенных и атмогенных вод мигрирует на значительные расстояния вниз по пласту; таким образом водоносные горизонты, толщи или их отдельные блоки могут с течением геологического времени испытать влияние растворов полной гаммы смешения и, наконец, оказаться насыщенными атмогенными водами. Важно различать процессы изменения пород под воздействием а) солёных смесей талассогенных и атмогенных растворов и б) пресных сугубо атмогенных вод.

Главными импульсами изменения пород в инфильтрационных системах являются а) возникновение геохимического барьера при встрече двух принципиально различных газогидрогеохимических сред (талассогенной и атмогенной) и б) неравновесность подземных вод этих систем с первичными карбонатными и алюмосиликатными минералами.

Процессы катагенеза в инфильтрационных системах очень многогранны, они рассматриваются в разных разделах геологической науки. Ниже, с разной степенью детальности, рассмотрим основные аспекты инфильтрационного катагенеза.

А) Один из важнейших аспектов — функционирование окислительно–восстано­вительных барьеров при встрече кислородсодержащих инфильтрогенных вод с седиментогенными, характеризующимися восстановительной средой. Эти процессы, развиваются главным образом в пределах крыльев артезианских бассейнов. Они приводят к возникновению своеобразной минерально–геохимической зональности, обусловленной окислительно–восстановительными реакциями в зоне продвижения фронта атмогенных вод в область, содержащую твёрдые, жидкие или газообразные восстановители. Здесь происходит формирование гематита, гидрогётита, карбонатов, кварца, пирита и других минералов. Особое значение в геохимии этих участков принадлежит элементам с переменной валентностью (U, Fe, V, Mo, Se, S и др.). Некоторые из них могут концентрироваться в месторождения. Наиболее яркий пример процессов этой категории — образование так называемых инфильтрационно–эпигенетических месторождений урана (ура­новых роллов) (рисунок из старых лекций). На крыле артезианского бассейна имеется песчаный водоносный горизонт, перекрытый и подстилаемый глинистыми водоупорами. В водоносный горизонт из области питания, где находятся кристаллические породы с несколько повышенной концентрацией урана, фильтруются подземные воды, несущие этот химический элемент. (Звездочками показана часть пласта, которая подверглась пластовому окислению, здесь залегают лимонитизированные окраснённые пески. Правая часть горизонта — восстановительная обстановка: серые пески с включениями пирита). На контакте окислительной и восстановительной зон имеет место восстановительный геохимический барьер. Здесь хорошо растворимый шестивалентный уран восстанавливается до четырехвалентного и выпадает в виде UO₂, создавая оруденение. Этот аспект инфильтрационного катагенеза активно разрабатывается в рамках рудной геологии.

Б) Второй аспект проблемы инфильтрационного катагенеза — взаимодействие пресной воды с алюмосиликатными минералами. Эти преобразования смыкаются с гипергенными процессами и очень широко распространены. Основная суть превращений в том, что в пресноводной зоне активно идёт гидролиз алюмосиликатных минералов (главным образом полевых шпатов), сопровождающийся интересным преобразованием самой воды. Полевые шпаты водорода не содержат, а образующиеся по ним глинистые минералы, содержат этот элемент. Ионы водорода, необходимые для глинизации полевых шпатов, как бы отщепляются от молекулы воды, оставляя гидроксильные ионы. Сибирский гидрогеохимик С.Л. Шварцев назвал этот процесс ионным разложением воды. Гидроксильные ионы, остающиеся в массе воды, соединяются с постоянно присутствующей в растворах углекислотой, образуя гидрокарбонаты. Последние диссоциируют, обеспечивая новую порцию ионов водорода для глинизации полевых шпатов и рост содержания , способный по мере развития процесса вызвать осаждение карбонатов. Таким образом, основными продуктами преобразования алюмосиликатных алевро–песчаных отложений в пресной гидрогеохимической среде являются глинистые минералы, из которых наиболее универсален каолинит, и карбонаты, преимущественно кальцит. Описанные процессы имеют большое значение для понимания природы химического состава пресных подземных вод и интенсивно изучаются гидрогеологами и гидрогеохимиками.

В) Хорошо изученные карстовые процессы, заключающиеся в растворении и переотложении вещества карбонатных и эвапоритовых пород атмогенными водами, также в значительной части входят в круг явлений ифильтрационного катагенеза. Эти процессы, однако, функционируют не только в зоне катагенеза, где породы постоянно насыщены водой, но и в зоне гипергенеза, где нет постоянных водоносных горизонтов (рис. 39). Карст — главный предмет спелеологии, гидрогеологии и инженерной геологии.

Г) Рассмотрим более подробно ещё один аспект катагенеза в инфильтрационных водоносных системах — проследим ход процессов катагенеза карбонатных отложений, с начала внедрения атмогенных вод в толщу морских отложений, насыщенную талассогенными водами, до завершающих стадий, когда талассогенные воды полностью удалены из сферы преобразований.

2. Минеральные новообразования. Во многих регионах обнаруживается связь процесса метасоматической доломитизации морских известняков с влиянием атмогенных вод.

Вначале заметим, что признаками метасоматической (вторичной) природы доломитов принято считать яснокристаллическую структуру (т.е. более крупную, чем пелитоморфная), сахаровидный облик, пятнистое распределение участков с разной структурой, наличие ассимилированных (замещённых доломитом) остатков фауны, живущей в условиях нормально–морской солёности воды. Однородные доломиты с пелитоморфной структурой считаются первичными (седиментационными, неметасоматическими).

При изучении межсолевых карбонатных отложений верхнего девона Припятского прогиба установлено, что вторичные доломиты приурочены преимущественно к приразломным поднятиям и их сводам. Это т.н. конседиментационные поднятия, т.е. они существовали ещё во время накопления межсолевых отложений и были теми участками, в пределах которых отложения выводились из-под уровня моря при перерывах в осадконакоплении. В эти периоды карбонатные породы испытывали воздействие атмогенных вод. Стратиграфические исследования показали, что уровни разреза межсолевой толщи, где наблюдается выпадение пачек и пластов пород в результате перерывов в седиментации, характеризуются не только следами размыва и выщелачивания, но и активной доломитизацией. Иногда доломитам, залегающим в сводовых частях поднятий, присущ изотопный состав углерода, более лёгкий, чем известнякам на склонах этих поднятий. Это связано с участием изотопно–легкой почвенной углекислоты в составе атмогенных вод в процессе доломитизации.(Возможно, впоследствии надо будет убрать).

Американский геолог Х. Бадиозамани описал селективную вторичную доломитизацию мелководных морских отложений среднего ордовика в пределах Висконсинского свода. На связь этого процесса с влиянием атмогенных вод указывают следующие признаки.

а) Доломитизированы породы наиболее приподнятых участков. В их разрезе выявлено три уровня, на которых меняется положение границы известняк – доломит в соответствии с изменением положения древней инфильтрационной системы при колебаниях уровня моря (рис. 42).

б) Содержание стронция в доломитах (37 г/т) в 6 раз меньше, чем в синхронных известняках (стронций — индикатор палеосолёности: его концентрация в морской воде значительно выше, чем в пресной).

Интересный случай инфильтрационно–катагенетической доломитизации изучен Ф. Чоквитом и Р. Стейненом в девонско–карбоновых отложениях (Известняк Сан-Же­невьев) синеклизы Иллинойс.

Верхние 25 м толщи этих морских отложений представлены тремя литофациями: оолитовыми известняками, известковыми песчаниками и однородными микрозернисто–пелитоморфными известняками с телами микрозернистых доломитов. Оолитовые и песчаниковые отложения в виде линзовидных слоёв вложены в однородные карбонатные породы. Доломит присутствует в нижних частях тел оолитовых известняков и известковых песчаников, но особенно обилен в толще микрозернисто–пелитоморф­ных пород, где слагает линзовидные тела и представлен идиоморфными ромбоэдрами. Эти доломитовые линзы не только ориентированы в пространстве так же, как оолитовые и песчаниковые тела, но и залегают строго под ними (рис. 43). Такое строение разреза свидетельствует о том, что тела высокопроницаемых оолитовых известняков и известковых песчаников были проводниками растворов, вызывавших доломитизацию подстилающих отложений. Присутствие пресноводных кальцитовых цементов (менис­кового и др.) в оолитовых известняках и известковых песчаниках указывает на движение по ним пресных подземных вод, т.е. на существование здесь древних инфильтрационных систем. Эти системы могли существовать, когда оолитовые и песчаниковые отложения слагали острова, что вполне вероятно, поскольку эти отложения являются чрезвычайно мелководными. Кроме того, не исключена вероятность более поздней фильтрации атмогенных вод по оолитово–песчаниковым каналам, которые в наиболее приподнятой части района выходили в береговую зону инфильтрационного питания. Так или иначе, доломитизация осуществлялась в подошве пресноводных линз, развитых в высокопроницаемых оолитово–песчаниковых пластах, на контакте с карбонатными отложениями, содержащими солёные талассогенные подземные воды. Ещё одно свидетельство участия пресных вод в процессе доломитизации — концентрация стронция в доломитах (в среднем 166 г/т), более низкая, чем в синхронных известняках (632 г/т).

В результате стадиально–литогенетического анализа нижне– и среднепалеозойских карбонатных отложений Большого Бассейна (штат Невада) Д. Данэм и Э. Олсон установили, что многие из них, накопившись в нормально–морских подприливных условиях, испытали вторичную доломитизацию. Доломитом замещены остатки кораллов, мшанок, брахиопод, строматопороидей и иглокожих. Стратиграфически одни и те же нижне– и среднепалеозойские отложения представлены преимущественно доломитами на востоке региона и известняками на западе (рис. 46). Мелководные отложения восточной части во время перерывов в осадконакоплении слагали область пресноводного питания водоносных горизонтов. Развитие инфильтрационных систем при регрессиях шло с востока на запад региона, причём, существенно удалённые от областей питания карбонатные отложения глубоководных фаций оказывались не затронутыми влиянием атмогенных вод. Таким образом, положение в разрезе границы доломит – известняк в общих чертах фиксирует смену регрессивных циклов, когда в отложениях формировались инфильтрационные системы, трансгрессивными циклами, когда эти системы прекращали своё существование.

Другим широко распространённым процессом катагенеза в инфильтрационных системах является кальцитообразование. Примером являются верхне– и среднедевонские отложения Беларуси за пределами Припятского прогиба. Здесь эти отложения залегают неглубоко, входят в состав современных инфильтрационных систем и входили в состав таких систем на протяжении огромных отрезков истории своего развития. Кальцит слагает цемент карбонатных и песчаных пород, выполняет и инкрустирует каверны выщелачивания и тектонические трещины. Кальцитовые агрегаты представлены, как правило, хорошо огранёнными бесцветными, желтоватыми и розоватыми, всегда прозрачными кристаллами скаленоэдрического, ромбоэдрического и гексагонально–таблитчатого габитуса (подобрать лучшие фото из таблиц к книге). Размер кристаллов до 10 мм. Основные признаки, указывающие на участие пресных атмогенных вод в кальцитообразовании следующие.

а) Морфологическое совершенство и прозрачность (отсутствие включений) кристаллов свидетельствуют о медленном росте минералов, что обычно бывает, когда минералообразовательные растворы существенно разбавлены.

б) В породах присутствует менисковый и сплошной пойкилитовый цемент, типичные для обстановок цементации в пресноводных условиях.

в) Кальцит часто встречается в кавернах, образование которых связано с выщелачиванием пород пресными или опреснёнными водами.

г) Ассоциация кальцита с окисленными сульфидными минералами, встречающаяся розоватая и желтоватая окраска кальцита свидетельствуют о синхронности процесса кальцитообразования и процесса окисления сульфидов. Последний, вероятнее всего, протекал в среде кислородсодержащих инфильтрационных вод.

д) Описываемый кальцит содержит значительно меньше стронция и натрия (ин­дикаторы солёности минералообразующией среды), и имеет значительно более лёгкий изотопный состав углерода (в связи с обогащённостью инфильтрационных вод почвенной углекислотой), чем кальцит, образовавшийся при процессах катагенеза в элизионных системах с талассогенными водами (сделать одну табл. из табл. 21 и 28 красной книги и табл. 5, 11 — книги по изотопам).

Разновидностью кальцитообразования, характерной для инфильтрационного катагенеза, является дедоломитизация (раздоломичивание). Этот процесс — антипод доломитизации — состоит в метасоматическом замещении доломита кальцитом. Он проявлен в верхнедевонских доломитовых породах Оршанской впадины на северо–востоке Беларуси и в пределах Городокско–Хатецкой ступени Припятского прогиба. Дедоломитизация распознаётся в шлифах по наличию реликтов ромбоэдров доломита, с периферии замещённых кальцитом, который крупными пойкилобластами прорастает доломитовую породу (табл. Ш,д). Иногда отмечается замещение кальцитом внутренних частей ромбоэдров (табл. IУ,а). В кальцитовых пойкилобластах местами просматриваются “призрачные” очертания замещённых кристаллов доломита.

Карбонатные породы в процессе инфильтрационного катагенеза часто подвергаются активному выщелачиванию (селективному растворению и выносу наиболее растворимого материала), что приводит к развитию пористости и кавернозности (сделать фото доломита Жлобинской седловины, что лежит в шкафу на 2–м этаже). Следствиями процесса выщелачивания карбонатных пород могут быть “пассивная доломитизация” (избирательное растворение кальцита и накопление остаточного доломита) и образование доломитовой муки — землистого или песчаноподобного на ощупь материала, в шлифах представляющего собой скопление разрозненных корродированных зёрен доломита (неплохо бы сделать шлиф и фото).

Стадиально–литогенетический анализ в некоторых случаях даёт возможность установить два последовательных этапа катагенетических преобразований в ходе развития инфильтрационных систем: а) этап доломитизации, сопровождающейся частичным выщелачиванием известкового субстрата, и б) этап сопряжённых карстового процесса, кальцитообразования и дедоломитизации.

3. Механизм процессов. Чтобы раскрыть механизм описанных выше процессов, рассмотрим изменение термодинамического состояния подземных растворов в ходе замещения талассогенных вод атмогенными. Другими словами, рассмотрим, как в процессе этого замещения меняется насыщенность подземных вод по отношению к кальциту и доломиту.

Взаимодействия между водой и минералом могут быть описаны одним из трёх случаев. 1) Вода находится в термодинамическом равновесии с минералом; она не способна ни растворять, ни осаждать его. Говорят, что вода насыщена по минералу. 2) Вода не насыщена по минералу, она способна растворять его. 3) Вода перенасыщена по минералу, она способна высаживать его.

Степень насыщенности раствора по тому или другому минералу оценивается вычислением логарифма отношения произведения активностей ионов в растворе к произведению растворимости минерала. Эти расчёты довольны сложны; интересующихся ими отсылаем к книге А.А. Махнача (1989), указанной в списке рекомендуемой литературы.

Расчёты показывают, что при смешении талассогенной (морской) воды с пресной, не насыщенной по карбонатным минералам, смесь остаётся перенасыщенной по кальциту и доломиту до момента участия пресной воды в смеси в количестве 75 % (рис. 54,а). В этой области возможно соосаждение кальцита и доломита. Однако литологические наблюдения показывают, что на этом отрезке эволюции инфильтрационных систем происходит наследование до конца не понятой тенденции морской карбонатной седиментации, заключающейся в подавлении доломитообразования кристаллизацией кальцита. Начиная с указанного момента и до уровня содержания пресной воды 90 % смесь оказывается ненасыщенной по кальциту и перенасыщенной по доломиту. На этом интервале смешения вероятна доломитизация.

Модель доломитизации в зоне смешения солёных талассогенных и пресных атмогенных вод была предложена американским геологом Х. Бадиозамани и получила название модель Dorag (в переводе с персидского “смешанная кровь”). На первый взгляд, кажется странным, что доломитизация происходит из разбавленных талассогенных растворов, которые содержат значительно меньше магния, чем нормально–морская вода, из которой доломит обычно непосредственно не осаждается. Есть две стороны ответа на этот вопрос.

А) Для формирования доломита благоприятна медленная кристаллизация и бедность среды минералообразования посторонними ионами. Разбавленные растворы как раз и отвечают таким требованиям. При разбавлении пресной водой талассогенной воды с сол`ностью такой же, как у морской, общая минерализация смеси падает гораздо быстрее, чем отношение Mg/Са. Моляльное отношение Mg/Са остается большим 1, разрешающим доломитизацию вплоть до весьма значительного разбавления: при содержании пресной воды в смеси 50 % оно равно примерно 4,6; при 80 % — 3,4; при 95 % — 1,6.

Б) Единственным источником магния для доломитизации в зоне смешения является талассогенная (морская) вода. Для преврашения в доломит значительных объёмов известняка требуется неоднократное пополнение ресурсов магния. Оно происходит следующим образом. Различается два варианта залегания тела пресных атмогенных вод в карбонатных разрезах. Первый (рис. 56,а) охватывает островные и береговые обстановки и характеризуется последовательной сменой гидрогеологических зон (сверху вниз): а) вадозной, б) пресноводной линзы, в) смешения талассогенных и атмогенных вод, г) талассогенных вод. В этом случае возможно латерально–вертикальное диффузионное насасывание магния морской воды к подошве пресноводной линзы. Второй вариант (рис. 56,б) включает удалённые от берега (порой весьма значительно) зоны шельфа, разрезы которых содержат пресноводные водоносные горизонты, обнажающиеся и пополняющиеся метеорной водой на побережье. Таким разрезам присуще наличие двух зон смешения, расположенных выше и ниже пресноводной зоны, на контактах с областями развития нормально–талассогенных вод. В этой схеме поступление магния в верхнюю зону смешения обеспечивается его нисходящей диффузией из моря, в нижнюю — восходящей разгрузкой элизионных талассогенных вод из подстилающих частей разреза.

На рис. 54,а видно, что по мере дальнейшего опреснения смеси она становится не насыщенной по обоим карбонатным минералам — возможно растворение породообразующих карбонатов. Когда воды морской природы полностью вытеснены из карбонатной толщи водами атмосферного генезиса, протекает активный карстовый процесс, и подземные воды по мере своего движения от области питания обогащаются солями за счёт растворения пород. В зоне питания, где атмогенные подземные воды ещё лишены значительного резерва продуктов выщелачивания карбонатных пород, кальцит растворим лучше доломита. Преимущественное растворение кальцита приводит к “пассивной доломитизации” и образованию доломитовой муки. В процессе растворения карбонатных пород подземные воды могут на некоторых участках стать насыщенными или перенасыщенными по отношению к лучше растворимому кальциту, могут начаться процессы кальцитообразования и дедоломитизации. Это видно из соотношения насыщенности пресных подземных вод: она гораздо выше для кальцита, чем для доломита, причём по отношению к первому растворы иногда перенасыщены (табл. 25 или что–то на её базе).

Таким образом, исследования термодинамического состояния подземных вод подтверждают и объясняют результаты литологических наблюдений за преобразованием карбонатных пород в ходе развития инфильтрационных систем.