Лекция 5.4.3. Катагенез в эвапоритсодержащих водоносных системах

Галогенез — грандиозное геологическое явление: площадь распространения лишь солевых (без учёта гипсо–ангидритовых и хемогенных карбонатных) отложений достигает 34 % территории континентального блока; эвапориты присутствуют во всех геологических системах от докембрия до антропогена. Галогенез способствует формированию в осадочно–породных бассейнах подземных вод и рассолов, принципиально отличных по составу от подземных вод бассейнов, не содержащих эвапориты. Поэтому катагенез нормально–морских пород соленосных и сульфатоносных бассейнов может быть понят только с учётом влияния эвапоритового процесса на известняки, доломиты, песчаники, глины.

1. Геолого–гидрогеологические предпосылки процессов. Процесс галогенеза обеспечивает формирование в осадочном чехле эвапоритоносных бассейнов двух основных типов подземных вод: а) седиментогенных рассолов (производных от поверхностной рапы) и б) рассолов и вод выщелачивания (десцендентных). Подземные воды этих типов существенно различны не только по составу, но и по месту сосредоточения в разрезе бассейна (дать рисунок с зонами и типами рассолов и вод (эвапоритсодер­жащих бассейнов).

В надэвапоритовой и околоэвапоритовой зонах осадочно–породных бассейнов залегают рассолы и воды выщелачивания. Они — продукт растворения пород эвапоритовых формаций. Подземные воды, которые растворяют эвапоритовые породы, могут быть атмогенными, когда эвапоритовая толща располагается в зоне функционирования инфильтрационной системы, и талассогенными — в случае локализации пластов эвапоритов ниже или вблизи нормально–морских отложений, переживающих элизионный гидродинамический режим. При наличии в разрезе хлоридных солей минерализация десцендентных рассолов достигает 300–320 г/л, в их составе преобладает NaCl, концентрация сульфат–иона обычно довольно высокая, микрокомпонентов (Br, Sr и др.) — низкая (на основе табл. 29 дать, возможно короткую таблицу). Если в бассейне отсутствуют каменная и калийные соли, минерализация десцендентных растворов определяется главным образом растворимостью сульфатных пород и не превышает 2–3 г/л. Состав таких растворов преимущественно сульфатный.

Под регионально выдержанными гипсо–ангидритовыми формациями обычно залегают рассолы с минерализацией 140–300 г/л. Под эвапоритовыми формациями, представленными каменной и калийно–магнезиальными солями, а также между ними и внутри них залегают рассолы с общим солесодержанием 280–600 г/л. Состав этих рассолов резко отличается от состава десцендентных рассолов большим содержанием кальция, низкой сульфатностью, повышенными концентрациями брома, стронция и других микрокомпонентов. Под– и межэвапоритовые зоны осадочно–породных бассейнов — вместилище седиментогенных подземных рассолов, которые являются производными от поверхностных рассолов (рапы), образующихся в солеродных водоёмах помимо твёрдых эвапоритовых осадков. Как же рапа галогенеза поступает в под– и межэвапоритовые зоны? Можно говорить о трёх видах рапы галогенеза, образующейся в процессе солнечного испарения в солеродных водоёмах: а) наддонная рапа в зоне седиментации; б) межкристальная рапа, захоронённая в поровом пространстве соляных отложений; в) рапа в дефектах кристаллической решетки эвапоритовых минералов, захваченная при кристаллизации в виде жидких и газово–жидких включений (вакуолей). Механизмы поступления рапы этих трёх видов в под– и межэвапоритовые отложения различны.

Гравитационное опускание наддонной рапы. В процессе накопления эвапоритов происходит гравитационное погружение рапы непосредственно из седиментационного бассейна. Возможность этого явления обоснована экспериментами и наблюдениями в районах современного соленакопления и местах складирования твёрдых и жидких соляных промышленных отходов (например, в районе Солигорска). Струйное проникновение тяжёлых рассолов в среду более лёгких солёных подземных вод карбонатных и терригенных отложений, лежащих ниже эвапоритового водоёма, направлено на вытеснение менее минерализованных вод кверху. Оно сопровождается формированием конусов растекания на контактах со слабопроницаемыми блоками и приводит к сосредоточению наиболее концентрированных рассолов во впадинах подземного рельефа (рис. 63). Гравитационное стекание рапы из солеродных бассейнов — решающий механизм формирования подэвапоритовых подземных рассолов в пределах тектонически спокойных структур (синеклизы, антеклизы, седловины) с маломощными солевыми и сульфатными толщами.

Насколько же велико количество рассолов, которые образуются в процессе галогенеза на поверхности и могут поступать в нижележащие части разреза? Количество наддонных рассолов, участвующих в галогенезе огромно. Например, при условии изоляции Средиземного моря от его океана и его высыхания накопилось бы всего 20–60 м эвапоритов. Это очень небольшая мощность по сравнению с той, что свойственна многим эвапоритовым толщам. Например, мощность нижней соленосной толщи верхнего девона Припятского прогиба составляет 300–600 м, а верхней — еще больше. Для образования 20–метровой толщи гипса, которая залегает в среднедевонском разрезе Оршанской впадины, было необходимо столько рассолов сульфатной стадии сгущения, сколько их содержится в столбе высотой 4,6 км.

Граничные условия механизма гравитационного стекания рапы из эвапоритового водоёма определяются тем, что накопление и уплотнение эвапоритовых отложений рано или поздно приводит к образованию непроницаемого соляного или сульфатного экрана на пути стекания наддонной рапы в подэвапоритовый комплекс.

Отжим межкристальной рапы. Соляные и сульфатные осадки обладают высокой первичной пористостью и содержат межкристальную рапу, количество которой может достигать 50 %. Основной фактор литификации солей — образование скелетно–каркас­ных связей между кристаллами соляных минералов, что определяет возможность сохранения в отложениях значительного количества межкристальной рапы на довольно больших глубинах погружения. Эта рапа может удаляться из соляных отложений в результате их уплотнения, т.е. по элизионному механизму. Принципиальное отличие элизионного механизма миграции межкристальной рапы от гравитационного стекания рапы наддонной состоит в том, что в первом случае возможно не только вертикальное нисходящее перемещение рассолов, которое, как и при гравитационном стекании, рано или поздно прекратится из–за образования солевого экрана на дне водоёма, но и латеральное (боковое) движение под галопелитовыми прослоями как непосредственно по соляным пластам, так и по внутрисолевым карбонатным и песчаным пачкам.

Резонен вопрос, каким образом боковая миграция межкристальной рапы по эвапоритовой толще может привести к проникновению рассолов в более древние, т.е. глубже залегающие отложения. Дело в том, что в бассейнах с мощным эвапоритовым выполнением (а такие бассейны обычно тяготеют к тектонически активным структурам) соленосные отложения как бы вложены в сильно расчленённый рельеф подэвапоритового основания (рис.64). Неоднородность гипсометрии этой поверхности в существенной степени связана с дизъюнктивной тектоникой, формирующей разломные зоны амплитудой до нескольких километров, в результате чего солевые отложения могут оказаться в боковом контакте с любыми более древними толщами бассейна. Например, в пределах Глусской площади Припятского прогиба верхняя соленосная формация опущенного крыла сброса граничит с кристаллическим фундаментом в поднятом крыле, а калиеносная подтолща этой формации латерально соседствует как с межсолевым, так и с подсолевым комплексами (см. рис. 64).

Но самое главное, что значительная расчленённость поверхности подэвапоритовых отложений в связи с движениями по разломам и другими причинами часто бывает конседиментационной, т.е. к началу эвапоритовой седиментации дно водоёма уже топографически сильно расчленено. Например, к началу накопления верхней соленосной толщи в Припятском прогибе в бассейне существовали субширотные выступы амплитудой до сотен метров.

Батиметрическая неоднородность бассейнов перед соленакоплением бывает часто вызвана распределением в нём органогенных построек. Так, сакмарско–артинские рифы Башкирского Приуралья в начале кунгурского века, т.е. перед началом накопления соленосной толщи, возвышались над соседними депрессиями более, чем на 1000 м.

В батиметрически неоднородных водоёмах накоплением солевых осадков сначала охватываются наиболее глубокие зоны; постепенно солевая седиментация распространяется на гипсометрически более высокие уровни. В результате на протяжении всего отрезка времени заполнения депрессий солью создаются условия для латерального отжима межкристальной рапы из накапливающихся галогенных отложений в расположенные впритык блоки более древних подэвапоритовых образований. [Хорошо бы сделать рисунок, где показать направление внедрения рассолов]. Поскольку амплитуды рельефа подэвапоритового ложа значительны, а соли могут уплотняться и отдавать при этом свою межкристальную рапу до глубин захоронения 250 м и больше, то в ходе накопления соли в депрессиях эвапоритовых бассейнов в подсолевые толщи могут поступать значительные массы рассолов.

О количестве межкристальных рассолов, поступающих в под– и межэвапоритовые толщи, можно судить по следующему примеру. Объём пустотного пространства пород межсолевого девонского комплекса Припятского прогиба (мощность 200–600 м, площадь распространения 25 тыс. км²), в настоящее время полностью заполненный высокоминерализованными седиментогенными рассолами, оценивается цифрой 539 км³. Это составляет лишь немногим более 5 % от объёма солей только калиеносной субформации, залегающей выше (1,03·10⁴ км³). Таким образом, уменьшение пористости солей калиеносной субформации лишь на 5 % (при седиментации она была на порядок выше), сопровождающееся отжимом межкристальной рапы, обеспечит заполнение крепкими рассолами всего межсолевого резервуара.

Эмиграция рапы вакуолей. Роль рапы жидких и газово–жидких вакуолей эвапоритовых минералов в пополнении ресурсов рассолов, мигрирующих в порово–трещин­ном пространстве пород, выяснена ещё недостаточно. [Возможно, ещё раз показать на фото включения в солях]. В последнее время моделированию поведения рассолосодержащих включений в кристаллах каменной соли при термическом воздействии уделяется большое внимание в связи с проблемой захоронения радиоактивных отходов в соленосных толщах. Экспериментально установлено, что термическая перестройка соляных отложений сопровождается движением (“диффузией”) вакуолей в направлении участков с более высокой температурой. В результате при разгрузке включений в поровое пространство соляных пород возможно пополнение резерва межкристальных рассолов. Природным подтверждением этих экспериментальных данных служит обеднённость вакуолями соли в куполах, образованных в процессе соляного тектогенеза, и соли, испытавшей существенную термическую перекристаллизацию по сравнению с галитом слабо изменённых отложений спокойно лежащих пластов.

Включения в соляных минералах — не столь продуктивный источник седиментогенных рассолов, как наддонная и межкристальная рапа. Однако его роль в регионах, где соленосные отложения подвергались относительно сильному термическому воздействию в зоне катагенеза, надо учитывать. На рассолы вакуолей приходится 1–1,8 % массы соли. Если предположить, что в катагенезе масса рассолов включений, равная 1 %, переводится в подвижное состояние, то из верхнефаменской галитовой субформации Припятского прогиба, имеющей объём собственно соляных пород 1,05·10⁴  км³, может быть мобилизовано количество рассолов, достаточное для заполнения 70–метрового пласта–коллектора с пористостью 10 %, распространённого на всей территории прогиба.

Таковы в общих чертах способы поступления седиментационных рассолов в под– и межэвапоритовые формации. Этому поступлению и перераспределению их в объёме данных формаций способствует разрывная тектоника: разломы — важные пути гидравлического сообщения между горизонтами и комплексами различных гипсометрических уровней. В разрезе под– и межэвапоритовых формаций перераспределение массы и растворённого вещества рассолов осуществляется по механизмам гравитационного перемещения и диффузии. Здесь происходит смешение рассолов разных стадий внедрения между собой, а также с первично захоронёнными талассогенными растворами нормальной солёности и петрогенными водами глубоких зон осадочного чехла. Эти процессы направлены на замещение рассолами вод, унаследованных от стадии седиментации вмещающих отложений, и преобразование пород в рассольной среде.

2. Минеральные продукты. Рассмотрим основные минеральные продукты процессов катагенеза неэвапоритовых литофаций, протекающих в гидрогеохимических средах, обусловленных галогенезом. Эти процессы объединяются понятием “галоката­генез”.

Подэвапоритовые и межэвапоритовые зоны. Основные минералы, образующиеся в процессах галокатагенеза в этих зонах, это ангидрит, гипс, галит и доломит.

Детальное изучение этих катагенетических минералов было начато сравнительно недавно, хотя первые догадки о взаимодействии эвапоритовых рассолов с неэвапоритовыми породами были сделаны еще в 20–е годы нашего века. Так, в “Геохимии России”, вышедшей в 1922 г. А.Е. Ферсман, трактуя постседиментационные изменения отложений карбонатно–сульфатной толщи перми Русской платформы, писал о мощных сбросах, “... по которым прокладывают себе дорогу растворы гипса и соли ...” Он полагал, что “часть гипса позднее проникла сверху в нижние горизонты, сцементировав пески гипсовым цементом и положив начало тем своеобразным гипсовым песчаникам, кои под именем “печеры” идут для полировки и выделки точильных брусков”. Немецкий геолог К. Хюммель, изучавший Итальянские Доломиты, еще в 1928 г. связал доломитизацию рифовых ладинско–карнийских отложений с внедрением в них вод из вышележащих гипсосодержащих слоёв Рэйбл.

В дальнейшем оказалось, что галокатагенетические ангидрит, гипс, галит и доломит широко распространены в под– и межэвапоритовых комплексах.

Галокатагенетическая сульфатная и галитовая минерализация отмечается в различных осадочно–породных бассейнах с эвапоритами в пределах Восточно–Европей­ской, Сибирской, Северо–Американской, Африкано–Аравийской, Западно–Европей­ской, Центрально–Евразиатской платформ, т.е. имеет глобальное распространение (рис. 72). Причём, галитовая минерализация имеет значительно меньшее распространение, чем сульфатная. Галокатагенетический галит особенно широко представлен в подсолевых и межсолевых комплексах Иркутского амфитеатра, Мичиганской впадины, ряда бассейнов Северо–Западной Европы, где развиты эвапоритовые отложения цехштейна, и Припятского прогиба.

Во многих регионах установлена генетическая связь между доломитизацией карбонатных отложений и вышезалегающими эвапоритами.

Рассмотрим минеральные продукты галокатагенеза подэвапоритовых и межэвапоритовых зон на ряде примеров.

В освейское время эйфельского века среднего девона на большей части территории Северной и Средней Беларуси существовал эвапоритовый бассейн (на базе рис. 67 сделать сильно упрощённый рисунок), запечатлённый в разрезе в виде маломощной (5–20 м) гипсовой толщи. Ниже, в образованиях витебско–пярнуского (эйфель), ордовикского, кембрийского и позднепротерозойского возраста обнаружены многочисленные проявления гипса, кристаллизовавшегося из рассолов, связанных с освейским галогенезом.

Наиболее огипсованы витебско–пярнуские породы. Гипс здесь образует поровый, базальный, крустификационный, крустификационно–поровый, пойкилитовый цемент песчаников и оолитовых доломитов (табл. YШ, IХ, а–в), встречается в виде гнёзд, желваков, выполнения трещин в доломитах и мергелях. Стадиально–литогенети­ческий анализ выделений гипса позволил выявить ряд признаков, свидетельствующих о катагенетическом характере сульфатной минерализации. К ним относятся: а) взаимо­отношение гипсового цемента с регенерационными каёмками полевых шпатов и кварца; регенерация обломочных минералов протекала на этапе, когда имелось свободное пространство для роста кристаллов и была возможность образования идиоморфных кристаллографических форм; позднее произошло запечатывание пор гипсом; б) пойки­литовый характер цементации , связанный с медленным ростом кристаллов, наиболее вероятным в подземных условиях; в) зональность гипсообразования в песчаниках с крустификационно–поровым типом цемента; сначала в несколько стадий осуществлялось обрастание обломочных зёрен крустификационными каёмками, а затем выпадали крупные пластины гипса в свободных порах; г) заполненные гипсом тектонические трещины; д) сульфатизация отложений носит афациальный характер: встречается в отложениях, в разной степени удалённых от береговой линии.

В карбонатных ордовикских породах различаются следующие морфологические типы образований гипса. а) Округлые (желвакоподобные), часто крупные (1–5 см) гнёзда в карбонатно–глинистых карманах в известняке, напоминающих прожилки и заполненные глиной миниатюрные карстовые воронки (табл. Х, а–г). б) Гнёзда, желваки, корочки и отдельные кристаллы, приуроченные к зачаточным стилолитам (табл. Х, д). в)  Гнёзда (до 2 см), прожилки и чешуйки гипса, расположенные в карбонатно–глинистой массе, цементирующей известняковые обломки (табл. Х, е). г) Вертикаль­ные и субвертикальные, реже горизонтальные, чётко очерченные прожилки гипса шириной 1–10 мм, образованные по тектоническим трещинам (табл. Х, ж, з; табл. ХI, а); встречаются трещины, в которых гипс выполняет центральную часть, а периферическая залечена кальцитом или доломитом. д) Выделения гипса, локализованные в полостях, образованных по органическим остаткам; на некоторых участках гипсовые скульптуры явно наследуют форму трубкообразных ходов червей, растворившихся раковин и внутренних ядер брахиопод (табл. ХI, б) и цефалопод (табл. ХI, в, г). е) Гипсовый поровый цемент в оолитовых известняках.

Признаками катагенетического характера гипсообразования в ордовикских отложениях являются: а) отсутствие стратиграфического и фациального контроля его проявлений; б) солёность седиментационного ордовикского бассейна, способствовавшая жизнедеятельности богатой и разнообразной нормально–морской фауны; в) при­уроченность гипса ко вторичным, в ряде случаев явно постлитификационным текстурным элементам пород (стилолиты, тектонические трещины, каверны по выщелоченным раковинам), свидетельствующая о важной роли гидрогеологического фактора в развитии сульфатной минерализации.

В отложениях кембрия гипс представлен цементом песчаников и гравелитов. Признаками вторичности гипса здесь выступают: а) приуроченность его к наиболее проницаемым породам, часто абсолютно лишённым глинистого материала (табл. ХI, д); б) пойкилитовый и крустификационно–поровый характер цементов; в) присутствие продуктов постседиментационных преобразований, невозможных в условиях первичной гипсовой цементации (регенерация полевых шпатов, глауконитизация обломочных зёрен) (табл. ХI, е); г) данные палеогеографических реконструкций, свидетельствующие, что кембрийский бассейн осадконакопления был нормально–мор­ским.

В верхнепротерозойских отложениях гипсом бывают сложены поровый и пойкилитовый цемент песчаников и гравелитов и прожилки трещинной природы в алевролитах и глинах. Гипс установлен на многих стратиграфических уровнях и приурочен к образованиям самых разных фаций (мелководно–морской, водно–ледниковой, вулканогенно–осадочной). Все это свидетельствует о его катагенетическом происхождении.

Образование катагенетического гипса в витебско–пярнуских, ордовикских, кембрийских и верхнепротерозойских отложениях связано с гравитационным стеканием в них рассолов из освейского бассейна галогенеза: мощность гипсов слишком мала, чтобы имевшаяся в них межкристальная рапа могла существенно повлиять на подстилающие отложения. Витебско–пярнуские породы слагали дно освейского эвапоритового бассейна. Поэтому не случайно, что частота встречаемости гипса в них больше, чем в ордовикских, кембрийских и верхнепротерозойских породах. Тяжёлые эвапоритовые рассолы повсеместно насыщали витебско–пярнуские образования и проникали глубже — по латерали и вертикали — в более древние горизонты. [Рис. 70 только для показа]. Проницаемые породы были путями фильтрации рассолов; в слабопроницаемые отложения сульфат кальция поступал диффузионным путем.

Выполненный таким образом стадиальный анализ процесса огипсования в отложениях от эйфеля до верхнего протерозоя Северной и Средней Беларуси свидетельствует о том, что образование гипса — древний катагенетический процесс, связанный с поступлением в эти отложения рассолов из освейского эвапоритового бассейна.

Другой пример галокатагенеза в под– и межэвапоритовых зонах, существенно отличающийся от только что рассмотренного, это процессы в осадочном чехле Припятского прогиба. Основные различия в причинах и следствиях галокатагенеза в этих двух регионах таковы. На территории Северной и Средней Беларуси, где залегает маломощная толща эвапоритов в спокойных тектонических условиях, главную роль в галокатагенезе подэвапоритовых частей разреза сыграл процесс гравитационного стекания из бассейна галогенеза. В Припятском прогибе, где залегают две мощные (300–>1000 м) толщи эвапоритов и где имела место активная дизъюнктивная тектоника, решающая роль в галокатагенезе под– и межэвапоритовой зон принадлежала мигрировавшим сюда межкристальным рассолам. Эвапоритовая толща Северной и Средней Беларуси представлена только гипсом. Минерализация рассолов, которые сопровождали его садку, составляла 140–300 г/л; как следствие, в подэвапоритовой части разреза галокатагенетическим продуктом является гипс. Эвапориты Припятского прогиба представлены главным образом каменной солью, а также калийно–магнезиальными солями, выпадение которых было возможно из рассолов с минерализацией 300–450 г/л, что обусловило образование в подэвапоритовой и межэвапоритовой зонах разреза полного набора основных продуктов галокатагенеза: доломита, ангидрита, галита.

В девонских межсолевых и подсолевых отложениях Припятского прогиба широко распространён минерал доломит. Он встречается а) в виде выполнения каверн, пор и трещин, где слагает агрегаты ромбоэдрических и субромбоэдрических кристаллов (табл. ХП, а, б), и б) в качестве породообразующего. В первом случае процесс доломитообразования развивается в полостях пород, часто не затрагивая вмещающей матрицы пород, которая бывает представлена недоломитизированным, существенно глинистым материалом. Это, несомненно, катагенетический доломит.

На катагенетический характер породообразующего доломита указывают следующие признаки: а) доломитизированность пород с остатками нормально–морской фауны (кораллов и др.); б) значимая корреляционная связь между содержанием доломита в породах и параметрами, характеризующими гидродинамические особенности пород – пористостью (прямая связь) и глинистостью (обратная) (табл. 33); в) просле­живание зон доломитизации по вертикали в разных стратиграфических горизонтах разреза, что свидетельствует о сквозьпластовом характере доломитизирующих растворов, г) наличие в породах заведомо катагенетического доломита в трещинах и кавернах, свидетельствующее о термодинамической возможности образования доломита на этой стадии.

На связь катагенетической доломитизации с рассолами галогенеза указывают следующие признаки: а) тенденция увеличения степени доломитизации по мере приближения к перекрывающим соленосным отложениям [увеличение степени доломитизации карбонатных отложений в направлении перекрывающих эвапоритов, установленное и в других регионах, например в юрских отложениях бассейна Мексиканского залива и силурийских отложениях бассейна Мичиган, на практике является ведущим критерием распознавания доломитизации под действием эвапоритовых рассолов]; б) результаты геохимического изучения подземных рассолов, на чём остановимся несколько подробнее, чтобы продемонстрировать нетрадиционный приём стадиального анализа.

Процесс доломитизации состоит в обмене магния раствора на кальций известняка. Поэтому следствием процесса является увеличение концентрации кальция в подземных водах. Суждение о содержании кальция в эвапоритовых рассолах, которые поступали в под– и межэвапоритовые зоны, можно составить по величине Са/(Са+Mg) в жидких включениях в галите соленосных толщ. Оказывается, что в Припятском прогибе эта величина в исходных рассолах (0,592) существенно ниже, чем в современных подземных рассолах (0,837). Это свидетельствует об имевшей место доломитизации под– и межэвапоритовых пород в среде эвапоритовых рассолов.

Обратимся теперь к стадиальному анализу новообразований ангидрита в отложениях, лежащих ниже эвапоритовых толщ в Припятском прогибе. Новообразования ангидрита распространены в межсолевой и подсолевой девонских толщах и залегающих глубже верхнепротерозойских отложений. Распределение сульфатных минералов носит региональный, аформационный и афациальный характер. Катагенетический ангидритовый (иногда гипсовый) базальный и поровый цемент отмечается в рифейских отложениях морского и вендских породах водно–ледникового происхождения. В девонских межсолевых и подсолевых отложениях процесс катагенетического сульфатообразования развит исключительно широко. Преобладает ангидрит, спорадически встречаются гипс, полугидрат сульфата кальция, целестин, барит.

Есть два типа новообразованного ангидрита.

Ангидрит первого типа выполняет каверны, поры, тектонические трещины, цементирует обломки брекчий, кластогенную и оолитовую матрицу пород (табл. ХП, в–е; ХШ, ХIY). Ангидрит этого типа слагает агрегаты довольно крупных шестоватых, пластинчатых, игольчатых кристаллов. Он встречается в отложениях всех стратиграфических горизонтов девона и разных фаций: мелкого и углублённого шельфа, глубоководных, авандельтовых, вулканогенных и др., приурочен ко всем типам пород: доломитам, известнякам, аргиллитам, песчаникам, туфам, туффитам. Нередко устанавливается пространственная ассоциация ангидрита с остатками фауны (в том числе стеногалинной) или следами её былого присутствия (табл. XIY), что ярко демонстрирует геохимическое противоречие между “эвапоритовыми” условиями образования минерала и нормально–морской средой формирования вмещающих отложений, т.е. указывает на катагенетический характер ангидрита.

Ангидрит второго типа представлен желваками и изометричными гнездами размером от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров, локализованными в слабопроницаемых породах и сложенными спутанно–волокнистым агрегатом мелких кристаллов, который в керне имеет вид парафиноподобной массы белого, серого, розового цвета (табл. XY). Ангидрит с такой морфологией выделений может быть образован на стадии диагенеза карбонатных или глинистых отложений эвапоритового водоема (субмаринно–диагенетические конкреции или желваки надприливных равнин). Однако стадиальный анализ желвакового ангидрита в межсолевых и подсолевых отложениях Припятского прогиба показал, что по крайней мере часть установленных желваковых форм образовалась на стадии катагенеза. Отмечается ассоциация парафиноподобного ангидрита с остатками стеногалинной фауны (табл. XIY, б), устанавливается связь гнёзд такого ангидрита с тектоническими трещинами, которые являлись каналами, подводящими растворы с сульфатным веществом (табл. XY, г, д).

Поставщиками рассолов, из которых осуществлялось ангидритообразование в подсолевой и межсолевой зонах Припятского прогиба были две мощные галогенные толщи, а также многочисленные эвапоритовые бассейны, запечатлённые в разрезе межсолевых и подсолевых отложений в виде маломощных пластов и пачек седиментационного ангидрита на разных стратиграфических уровнях.

Для выполнения стадиального анализа сульфатных образований полезно применение данных изотопного состава серы. Сопоставление ³⁴S пластовых (седимента­ционных) и катагенетических сульфатов показывает, что первые значительно обеднены тяжёлым изотопом серы по сравнению со вторыми (табл. 40). Изотопное утяжеление серы катагенетических сульфатов относительно седиментационных вызвано изотопным фракционированием в ходе редукции сульфатной серы эвапоритовых рассолов, мигрировавших в восстановительную обстановку отложений, подстилающих эвапоритовую толщу. Восстановительный процесс сопровождается облегчением формирующейся сульфидной серы, входящей в новообразованные пириты, и утяжелением остаточной сульфатной, которая используется при кристаллизации катагенетических сульфатов.

В подсолевой и межсолевой зонах чехла Припятского прогиба широко распространён катагенетический галит. Обусловленность его образования деятельностью рассолов галогенных формаций доказывается а) данными палеогеографических реконструкций, не позволяющими допускать возможность осолонения седиментационных бассейнов, где накапливались подсолевые и межсолевые отложения, позволяющего осаждение галита; б) характером распространения галитовой минерализации по разрезу; в) особенностями локализации галита в породах, г) структурой и взаимоотношением галита с другими вторичными минералми. Детализируем эти положения.

Галитовая минерализация отмечена в породах девона, верхнего протерозоя и верхней, выветрелой, части кристаллического фундамента (рис. 71). Таким образом, она аформационна. Она встречается на разных стратиграфических уровнях межсолевой формации и практически во всех стратиграфических горизонтах подсолевых девонских отложений. Кроме того, галитовая минерализация афациальна: присутствует в отложениях мелководно–шельфовой фации, в отложениях авандельтовых фаций и фаций временных потоков, относительно глубоководных фаций, в образованиях вулканогенно–осадочной фации.

Характерной особенностью процесса галитообразования является также индифферентность его распространения по отношению к региональной-катагенетической зональности (см. рис. 71), выявленной для межсолевого комплекса на основании изучения основных структурно–текстурных, минералогических и физических показателей, а также степени антралитификации РОВ и раскрывающей положение в пространстве подзон начального и глубинного катагенеза.

Условия локализации галита в породах разнообразны. Массы его крупных прозрачных бесцветных, реже желтоватых кристаллов, иногда относительно тонкозернистые агрегаты белого или желтовато–оранжевого цвета залечивают каверны, поры, тектонические трещины, стилолитовые швы в карбонатных и карбонатно–глинистых породах, формируют поровые, базально–поровые пойкилитовые цементы, выполнения трещин спайности в обломочных зёрнах песчаников и гравелитов (табл. XYI, XYII). В карбонатных отложениях размер галитовых новообразований достигает 4–6 см, в терригенных на долю галитовых цементов приходится до 20–30 % массы породы.

Интересно наличие в кристаллах галита газово–жидких включений. Их двухфазность и присутствие в некоторых из них жидкого битума (см. табл. XYI, в, г) — свидетельство температур минералообразования, ощутимо отличавшихся от поверхностных, и подтверждение катагенетической природы галита.

На катагенетический характер галита указывает также наличие в некоторых песчаниках с пойкилитовым цементом значительного числа протяженных, иногда конформных контактов между обломочными зёрнами (см. табл. XYII, б) и присутствие слюдяных пластинок, надломленных на контактах с обломками, что демонстрирует достаточно высокую уплотнённость пород ещё до кристаллизации галита. О существовании в литогенетической истории песчаников с галитовым цементом этапа, когда цемента в породах не существовало, говорит и формирование на зёрнах кварца и полевых шпатов регенерационных нарастаний, окружённых галитом (см. табл. XYII, в, г).

Галит — наиболее поздний из минералов–заполнителей пустотного пространства: он залечивает полости, выстланные кристаллами доломита и ангидрита, включает более ранние, реже образованные одновременно с ним ангидритовые пластинки (см. табл. XYI, б). Ангидрит часто кристаллизовался позднее доломита (см. табл. ХП, в), заполняя инкрустированные доломитом пустоты. В других случаях не исключено одновременное образование этих минералов или более позднее формирование доломита (см. табл. ХП, г, д). Сложные взаимоотношения ангидрита и доломита отражают многоактность поступления в под– и межэвапоритовые отложения эвапоритовых рассолов разного химического состава и разной минерализации.

Надэвапоритовые и околоэвапоритовые зоны. В этих зонах, в отличие от под– и межэвапоритовых, процессы катагенеза протекают в среде не седиментогенных рассолов, а рассолов выщелачивания (десцендентных).

Классический объект, где ярко проявились процессы катагенеза с участием десцендентных рассолов, -- это верхнефаменские отложения Припятского прогиба (сделать очень простой рисунок). Надсолевая толща здесь представлена гипсоносной глинисто-мергельной пачкой стрешинского возраста (внизу) и преимущественно глинисто-мергельными с алевро-песчаными прослоями отложениями полесского горизонта. Наиболее ярко процессы катагенеза с участием десцендентных рассолов проявились в гипсоносной пачке. Вся она мощностью 50-700 м представляет собой остаточный продукт древнего подземного выщелачивания верхней калиеносной части верхнефаменской соленосной формации. Вся глинисто-мергельная масса этой пачки – это сконцентрированные несолевые прослои, оставшиеся от растворения каменной и калийно-магнезиальных солей атмогенными и талассогенными подземными водами. Наиболее характерным продуктом этого процесса являются прослои и прожилки гематита, нерастворимого остатка калийно-магнезиальных солей (эти соли обычно сильно обогащены гематитом, что придает им красный цвет). Здесь же широко развит вторичный гипс в виде разнообразных прожилков и гидратированных ангидритовых пластов. Реже вторичные сульфаты (гипс, целестин, барит) присутствуют в залегающих выше полесских отложениях, накопившихся в нормально-морской обстановке.

Катагенетическая природа гипса в надсолевом девоне отражена в условиях его локализации в породах и взаимоотношениях с другими минералами. Наиболее распространенная форма проявления гипса, агрегатам которого присуща белая и розовато-оранжевая окраска, — вертикальные, наклонные и горизонтальные прожилки (шири­ной от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров), секущие глины и мергели. Эти прожилки имеют трещинную постлитификационную природу и обычно поперечно–волокнистую текстуру сложения (табл. XYIII, а). Пласты песчаников нередко содержат пойкилитовый, в основном поровый гипсовый цемент, вторичная природа которого устанавливается по запечатыванию им идиоморфных регенерационных наростов на обломочных зёрнах кварца и полевого шпата (см. табл. XYIII, б, в).

На непосредственную связь гипсообразования с процессом растворения соли указывают следующие признаки. а) Весьма характерно присутствие гематитовых каёмок по зальбандам трещин с гипсом и прокрашивание гипса в прожилках. При растворении сильвинита и карналлита высвобождавшийся тонкодисперсный гематит захватывался фильтрационными потоками и механически переотлагался в трещинах совместно с кристаллизующимся здесь гипсом. б) В надсолевых породах доминирует поперечно–волокнистая текстура гипсовых прожилков. Кристаллы такой формы и ориентации — результат их роста, одновременного с образованием полости. Кристаллизация гипса была сопряжена с раздвижением сомкнутых трещин, стенки которых окрашены окислами железа. Первоначально это были солевые прослойки и заполненные красной солью трещины в галопелитовых прослоях. Затем в результате растворения соли кровля и подошва прослоек, а также стенки трещин смыкались и превращались в многочисленные швы, прокрашенные гематитом. Многие из этих швов оказались способными к повторному раскрытию под влиянием сил кристаллизации гипса. в) Иногда в надсолевых породах встречаются псевдокубические полости, образовавшиеся в результате растворения кристаллов галита и в настоящее время заполненные гипсом.

Гораздо более редким, чем гипс, продуктом катагенеза в надсолевых отложениях Припятского прогиба являются прожилки очень чистого волокнистого галита. Такая его текстура связана со способом кристаллизации, аналогичным только что описанному для гипса — с переотложением хлористого натрия в условиях раздвигания сомкнутых трещин кристаллизационными силами.

Комплекс связанных с десцендентными рассолами минеральных новообразований, сходный с описанным для Припятского прогиба, отмечается в надсолевых формациях и других бассейнов. Например, в районе Соликамска (Предуральский прогиб) в надсолевых пермских отложениях, содержащих рассолы выщелачивания с минерализацией до 312 г/л, установлены зоны вторичного галитообразования, огипсования и ожелезнения (рис. 78).

В качестве примера процессов катагенеза в околосолевых зонах приведём вторичное гипсообразование на Бринёвском месторождении гипса, расположенном близ западной границы распространения верхнефаменской толщи хлоридных солей Припятского прогиба. Здесь в лебедянско–оресских сульфатных и мергельно–глинистых породах с прослоями доломитов и песчаников широко развит вторичный гипс. Его агрегаты слагают разноориентированные протяжённые прожилки шириной в единицы и десятки миллиметров. В песчаных и оолитовых породах отмечается пойкилитовый гипсовый цемент. Часто в цемент погружены регенерированные полевошпатовые зёрна (см. табл. XYIII, г), что указывает на вторичность цементации.

В нижней части разреза залегают белые массивные ангидриты, которые содержат розетки (размером 1–2 см) коричневого пластинчатого гипса (см. табл. XYIII, д). Вверх по разрезу такие породы сменяются массивными крупнокристаллическими гипсами с прослоями несульфатных пород, которые несут вторичную гипсовую минерализацию. Здесь активно протекал процесс гидратации ангидритов с образованием гипса.

В сульфатоносной тоще Бринёвского месторождения присутствуют исключительно сильно дислоцированные, со слоями, “стоящими на головах”, разбитые гипсовыми прожилками и сцементированные гипсом брекчированные глинисто–карбонат­ные породы (табл. ХIХ). Их деформированность обусловлена пучением пород при гидратации ангидрита (“гипсовая тектоника”) и обрушениями, вызванными подземным выщелачиванием соляных пород, некогда залегавших в пределах месторождения.

3. Механизм процессов. Рассмотрим механизм образования основных минеральных продуктов катагенеза карбонатных и терригенных отложений, протекающего под влиянием рассолов, связанных с галогенезом.

Доломит. Арена катагенетической доломитизации, связанной с эвапоритовым процессом, — это под– и межэвапоритовые комплексы. В их разрезе доломитизация протекает под влиянием седментогенных рассолов.

Для понимания механизма доломитизации важно знать о существовании двух принципиально различных по химическому составу типах седиментационных рассолов, которые образуются в эвапоритовых бассейнах. Представление о них даёт химический состав жидких включений в галите каменной соли (табл. 34). Рассолы первого типа характеризуются соотношением Ca > SO₄ (моляльное, или эквивалентное, выражений концентраций). Это рассолы хлоридного типа, в их составе всегда присутствует хлорид кальция, отношение Mg/Са может быть весьма низким. Они были характерны для бассейнов галогенеза допермского возраста. В литологической колонке солей, образовывавшихся из таких рассолов, сульфатные минералы представлены только ангидритом и/или гипсом. Рассолам второго типа присуще соотношение SO₄ > Ca. Это рассолы сульфатного типа, в их составе присутствуют сульфаты магния, натрия, калия, отношение Mg/Са обычно высокое. Они характерны для пермских и более молодых бассейнов галогенеза. В спектре солей, кристаллизующихся из таких рассолов, среди сульфатных минералов всегда есть сульфаты магния, натрия или калия.

Экспериментально и термодинамическими расчётами установлено, что доломитообразование возможно в среде рассолов как сульфатного, так и хлоридного типа. Процесс возможен при разной величине отношения Mg/Са: от 5–10 и выше до 0,1 и ниже. Процессами, обеспечивающими метасоматическое замещение кальцита доломитом, являются реакции Гайдингера и Мариньяка. Значение этих реакций для катагенетической доломитизации известняков в среде рассолов сульфатного и хлоридного типа различно.

Реакция Гайдингера даёт доломит в результате взаимодействия кальцита с сульфатом магния в насыщенном по СaSO₄ растворе:

2CaCO₃ + MgSO₄ = CaMg(CO₃)₂ + CaSO₄.

кальцит доломит ангидрит

Рассолы сульфатного типа отличаются присутствием MgSO₄ на всех стадиях сгущения. Поэтому доломитизация по этой реакции осуществима в рассолах сульфатного типа с момента их вступления в стадию садки сульфата кальция до конца галогенеза. Рассолы хлоридного типа не содержат MgSO₄, поэтому доломитизация этими рассолами по реакции Гайдингера невозможна.

Реакция Мариньяка приводит к образованию доломита при воздействии на кальцит хлорида магния:

2CaCO₃ + MgCl₂ = CaMg(CO₃)₂ + CaCl₂.

кальцит доломит

Поскольку MgСl₂ — одна из основных солей в рассолах как сульфатного, так и хлоридного типа, доломитизация по реакции Мариньяка протекает в рассолах обоих типов. Процесс по этой реакции протекает, начиная с определённых значений концентрации магния в рассоле (48 г/л), и при довольно высоких температуре (150С) и давлении (60 МПа).

При описании минеральных продуктов катагенеза в подэвапоритовых и межэвапоритовых зонах мы отмечали ромбоэдры неметасоматического доломита, инкрустирующие стенки каверн и трещин. Такой доломит является результатом синтеза ионов, присутствующих в рассолах:

Mg²⁺ + Ca²⁺ + 2CO₃^2– = CaMg(CO₃)₂.

доломит

Гипс и ангидрит. Образование катагенетических сульфатных минералов происходит как в среде седиментогенных рассолов (под– и межэвапоритовые зоны), так и в среде десцендентных рассолов (над– и околоэвапоритовые зоны). Рассмотрим вначале основные особенности механизма сульфатообразования в среде седиментогенных рассолов.

А) Экспериментальные данные демонстрируют широкие возможности выпадения сульфата кальция при смешении седиментогенных рассолов с более низкой (100–270 г/л) и более высокой (330–430 г/л) минерализацией (рис. 81). Такое смешение осуществляется в под– и межэвапоритовых отложениях многократно в процессе поступления сюда рассолов разной степени сгущения из вышележащих эвапоритовых бассейнов и толщ.

Б) Кристаллизация сульфатов кальция в под– и межэвапоритовых формациях может быть обусловлена также изменением химического состава рассолов (концентра­ции СaCl₂, NaCl и др.) в результате катагенетических преобразований пород, что приводит к изменению растворимости сульфатов.

В) Выпадение ангидрита и гипса возможно также при изменении температуры, что происходит в результате внедрения рассолов в недра и колебаний тепловой активности осадочно–породных бассейнов в ходе тектонической эволюции.

Г) К кристаллизации сульфатных минералов может иногда приводить повышение концентрации сульфатных ионов на глинистых мембранах.

В под– и межэвапоритовых отложениях существует два способа кристаллизации катагенетических сульфатных минералов: пассивное заполнение пустотного пространства (цементация) и метасоматическое замещение карбонатной матрицы. Сульфаты, образующиеся более распространённым первым способом, представлены как ангидритом, так и гипсом. Второй способ присущ, как правило, ангидриту. Метасоматический ангидрит в карбонатных породах распознаётся по прямолинейным и прямоугольно–ступенчатым контурам новообразований и по наличию в них полузамещённых реликтов вмещающего субстрата (табл. ХХ).

Основной физико–химической причиной выделения катагенетического гипса в среде десцендентных рассолов над– и околосолевых зон является эффект сложного воздействия концентрации хлористого натрия, изменяющейся при растворении эвапоритовых пород, на растворимость сульфата кальция. Появление сульфата кальция в десцендентных рассолах осуществляется в связи с тем, что в над– и околоэвапоритовых зонах растворяются не только хлоридные, но и сульфатные пласты. При этом растворение ангидритовых пород предваряется их превращением в гипс, чему способствует большая растворимость ангидрита, чем гипса, при невысоких (до 42С) температурах.

Галит. Геологическую основу механизма формирования катагенетического галита в под– и межэвапоритовых комплексах составляет миграция в эти отложения рапных насыщенных или почти насыщенных по NaCl рассолов хлоридной стадии галогенеза. Это происходит только в тех осадочно–породных бассейнах, где эвапориты представлены хлоридными солями.

А) Кристаллизация галита в пустотном пространстве карбонатных и терригенных пород, подстилающих галогенные бассейны и формации, возможна при смешении последовательно поступающих сюда рассолов разной степени сгущения, причём один из компонентов смеси может быть и не вполне насыщен по NaCl. Экспериментальные данные показывают, что галит выпадает в результате смешения рассолов сульфатного типа с минерализацией 400–465 г/л и рассолов такого же типа с минерализацией 270–320 г/л. Почти тот же результат дают эксперименты с рассолами хлоридного типа. Выпадением галита в количестве 1–50 г/л сопровождалось взаимодействие искусственных рассолов NaCl солёностью 260–310 г/л с высокоминерализованными пластовыми рассолами Припятского прогиба и Иркутского амфитеатра. Физико–химическим объяснением результатов экспериментов является эффект высаливания NaCl хлоридами кальция и магния, способный обеспечить выпадение галита из не вполне насыщенных рассолов NaCl. Этот эффект наиболее ярко проявляется при смешении рассолов в объёмном отношении 1 : 1 (рис. 82).

Б) Формирование вторичного галита в межсолевых и подсолевых отложениях может быть вызвано флуктуациями пластовых температур. Растворимость NaCl в дистиллированной воде снижается на 22 % при падении температуры от 200 до 0С. Добавка в рассол ионов–высаливателей хлористого натрия (например, CaCl₂) приводит к увеличению температурного коэффициента растворимости соли: при охлаждении 20 %–ного рассола СaCl₂ от 100 до 0С растворимость NaCl в нём снижается на 27 %. Геологические причины уменьшения пластовых температур, способствующих галитообразованию, различны. Древним рифтогенным структурам типа Припятского прогиба, например, присущ спад общей геотермической активности на отрезке их развития от рифтовой стадии к стадии поздней синеклизы. В Иркутском амфитеатре фактором снижения температур считают воздействие неоген–четвертичного оледенения. Выпадение галита на температурном барьере в цехштейне Северо–Западной Европы связывают с тектоническим воздыманием структур и восходящим движением рассолов.

В) Катагенетическое галитообразование в под– и межсолевых комплексах происходит также в результате резкого падения пластового давления при тектонических подвижках в зонах разломов.

Ведущая роль в выпадении галита в десцендентно–рассольной обстановке надсолевых комплексов, что отмечается гораздо реже, принадлежит колебаниям пластовой температуры, вызванным сложным и изменяющимся режимом динамики подземных вод инфильтрационных систем, и перепадам давления в связи с карстовыми явлениями.

В подавляющем большинстве случаев катагенетический галит пассивно — без признаков коррозии субстрата — заполняет пустотное пространство карбонатных и терригенных пород.