Преобразование пород (катагенез и метагенез)

Раздел IV. Преобразование пород (катагенез и метагенез)

16. Факторы катагенеза

Если ста геологам задать вопрос, каковы основные факторы катагенеза, то девяносто из них ответят: температура и давление. Таковы традиционные представления. Сейчас, однако, наступает все большее осознание весьма значительной роли подземных вод как одного из факторов катагенеза. Кроме того, к ним относятся минералогический и химический состав пород, тектонические движения и время. Рассмотрим факторы катагенеза, уделив особое внимание подземным водам, поскольку практика показывает, что литологи слабо знают состав, особенности движения и происхождения подземных вод. Между тем, в доступной сегодня непосредственному изучению части геологического пространства нет породы без воды и нет воды без породы. Эти две природные субстанции являются объектами изучения разных наук (литологии и гидрогеологии) только потому, что находятся в разном физическом состоянии. Но они активно взаимодействуют. Изучение литологами только твердой, а гидрогеологами только жидкой части единой системы порода — вода не дает адекватного представления об этих взаимо- действиях.

Температура. Имеет большое значение для катагенетических преобразований пород. От температуры сильно зависит растворимость минералов и газов, а также скорость химических реакций. Растворимость большинства минералов увеличивается с ростом температуры, реже, например кальцита, снижается. При температуре более 75С прекращается деятельность микроорганизмов. Изменение температуры сказывается на особенностях физической структуры воды. Это выражается, к примеру, в изменении ее вязкости, важного параметра, определяющего движение воды, ее проникающую способность. При увеличении температуры усиливается диссоциация молекул воды, и область нейтральной реакции сдвигается в сторону меньших значений рН. Так, при температуре 90С рН чистой воды будет равен не 7, как при 22С, а 6,2.

У большинства геологов бытует мнение, что процессы катагенеза протекают при повышенных или высоких температурах. Однако это не совсем так. На глубине 1 км в Припятском прогибе, в Камском Приуралье, в Башкирии, во многих других регионах пластовая температура всего 20 С. А в Оршанской впадине такая температура достигается только на глубине около 1,5 км. Выше указанных отметок температура, естественно, ниже. Вместе с тем, названные глубины, несомненно, отвечают зоне катагенеза. Поэтому протекание процессов катагенеза при “комнатной” температуре — рядовое явление. Вообще же диапазон температур в зоне катагенеза составляет от близких к поверхностным до 300—320С. Температуры, характеризующие нижний рубеж зоны катагенеза, непосредственно замерены лишь в очагах современного вулканизма. В других регионах скважины пока не достигли глубин с такими температурами. В Беларуси, например, максимальная замеренная температура составляет 116,5С (Припятский прогиб, скважина Барсуковская, 3, глубина 3860 м).

Распределение и величина температур в геологическом разрезе зависят от многих факторов. Это — тектонический режим региона, состав пород, слагающих разрез, гидрогеологические условия и др. Особенности распределения температур в недрах в общих чертах таковы. В самом верху геологического разреза находится слой, температура в котором меняется в зависимости от сезона. Ниже располагается слой постоянной температуры, примерно равной среднегодовой температуре воздуха в данном месте. Мощность этого слоя колеблется в разных регионах от 1 до 25 м. По мере углубления в недра от этого слоя температура повышается. Расстояние, необходимое для увеличения температуры на 1С, называется геотермической ступенью, а прирост температуры в пределах определенного интервала глубин (100, 1000 м) — геотермическим градиентом. Среднее значение геотермической ступени для Земли — 33 м, геотермического градиента — 30С/км. В геосинклинальных областях, особенно в молодых альпийских горных сооружениях, в современных рифтовых бассейнах геотермический градиент значительно выше, а на древних щитах — значительно ниже. На Канадском щите значение геотермического градиента составляет 8С/км, в тектонически активной Японии — 42—50С/км, в Северо-Мексиканском рифтовом бассейне достигает 100С/км, в разрезе современной рифтовой системы Красного моря он еще выше. Геотермический градиент в Припятском прогибе равен 29С/км. В осадочном чехле океанов средний геотермический градиент около 60—70С/км.

Мы сейчас говорили о современных температурах. Но литолог, восстанавливающий историю катагенеза, как правило, имеет дело с древними породами и с процессами, которые протекали в геологическом прошлом. Пластовые температуры в геологическом прошлом могли быть существенно отличными от современных. Так, Припятский прогиб сегодня является частью Припятско-Днепров­ской синеклизы — тектонически спокойной структуры Восточно-Европейской платформы. Но в период с позднего франа до конца девона это был рифтовый бассейн, напоминавший современный рифт Красного моря. Пластовые температуры на рифтовой стадии или несколько позднее здесь были существенно выше, чем современные. Специальные палеотермические исследования с использованием методов отражательной способности рассеянного органического вещества и термометрии газово-жидких включений в минералах показали, что пластовые палеотемпературы в девонских отложениях Припятского прогиба достигали 200—220 С.

Давление.Стадии катагенеза свойственны гораздо более высокие, чем для диагенеза, величины геостатического и гидростатического давления. Кроме того, здесь бывает существенна роль стрессового давления.

Геостатическое (литостатическое, гравитационное) давление.В результате длительного воздействия на породы давления, обусловленного нагрузкой вышележащих толщ, в них появляются новые текстуры и структуры (происходит вдавливание зерен друг в друга, их раздробление, возникает плитчатость, сланцеватость, усиливаются процессы растворения). Геостатическим давлением обусловливается сложный комплекс процессов, связанных с отжимом растворов из пор глинистых пород в породы-коллекторы и образованием трещин гидравлического разрыва. Под действием гравитационной нагрузки происходит течение соляных масс. Геостатическое давление можно приближенно оценить по глубине залегания и плотности горных пород. При средней плотности осадочных пород 2,7 г/см³градиент возрастания давления будет равен 27 МПа на 1 км. Но более правильно в расчетах применить объемную плотность пород, которая учитывает их пористость. В этом случае геостатическое давление составит 20 МПа — на глубине 1 км и 270 МПа — на глубине 10 км.

Гидростатическое давление. Скорость движения подземных вод, а значит степень и характер их воздействия на породы в существенной степени определяются весом столба жидкости в пустотном пространстве пород, т. е. гидростатическим давлением. На глубине 1 км оно составляет 10 МПа, на глубине 10 км — 100 МПа. Эти цифры получаются при допущении, что столб воды, заключенный в породах, полностью представлен пресной водой с плотностью 1 г/см³. При более строгих расчетах надо учитывать, что плотность подземных вод меняется в геологическом разрезе вместе с их минерализацией.

Стрессовое (тангенциальное) давление.Это боковое давление, возникающее преимущественно при складкообразовательных процессах. Создает специфические структуры и текстуры, которые накладываются на структуры и текстуры, вызванные геостатическим давлением, и усложняют их. Тангенциальное давление свойственно наиболее погруженным частям зоны катагенеза и в еще большей степени зоне метагенеза (см. гл. 20, 21).

Подземные воды. По отношению к вмещающим породам выделяют три вида воды:

• свободную, разновидностями которой являются гравитационная, капиллярная и вакуольная (рис. 5 на с. 22);

• физически связанную, включающую прочносвязанную (гиг­роскопическую) и рыхлосвязанную (пленочную и осмо­тическую);

• х

  

  Рис. 32.  Разновидности химически связанной воды

  имически связанную, представленную кристаллизационной, цеолитной и конституционной водой (рис. 32).

Взаимопереходы одних видов воды в другие в значительной мере определяют суть геологического круговорота воды. Свободная и физически связанная вода зоны насыщения (фреатической) объединяются понятием “собственно подземные воды”.

Химический состав и минерализация.Эти характеристики подземных вод очень разнообразны. Диапазон общего солесодержания подземных растворов лежит между значениями менее 0,1 г/л для ультрапресных вод верхних частей литосферы гумидного пояса и 500—600 г/л и более для предельно насыщенных рассолов подсолевых, межсолевых и внутрисолевых горизонтов соленосных бассейнов (см. табл. 2 на с. 46). Главные анионы подземных вод — НСО₃^–, S0₄^2–,C1^–, катионы — Nа⁺, Са²⁺, Мg²⁺.

Существует тенденция к увеличению минерализации подземных вод с глубиной, в результате чего пресные воды сменяются солоноватыми и солеными и глубже — рассолами.

Пресные воды чаще всего гидрокарбонатные кальциевые, в районах развития доломитовых пород — гидрокарбонатные кальциево-магниевые. Глубже располагается зона солоноватых и соленых вод смешанного химического состава: гидрокарбонатно-хло­ридных натриевых, сульфатно-гидрокарбонатных натриевых, хлоридно-сульфатных натриевых и других, переходящая в зону распространения соленых и рассольных хлоридных натриевых вод.

Эта общая картина гидрогеохимической зональности, свойственная, главным образом, карбонатно-терригенным разрезам плат­форменных бассейнов, часто и существенно искажается. В связи с условиями геологического развития региона и литологическим составом формаций гидрогеохимические зоны гипертрофируются по мощности, появляются специфические типы вод, наблюдаются разные виды инверсии минерализации (рис. 33). В пределах аридного пояса даже в самых верхних частях осадочного чехла нередко залегают соленые воды, а в прилегающих к кристаллическим щитам гидрогеологических резервуарах соленые воды и рассолы могут вообще отсутствовать. В бассейнах с мощными галогенными толщами формируются высокоминерализованные рассолы хлоридного кальциевого состава, а в подошве осадочного чехла таких бассейнов нередко отмечается снижение минерализации рассолов. Для областей развития гипсо- и ангидритоносных формаций и от-

ложений с сульфидными скоплениями характерно наличие выраженной сульфатной гидрогеохимической зоны.

Щ

Рис. 33.  Зависимость минерализации подземных вод (М) от глубины их залегания (H) (по Л.Н. Капченко):

1 — Припятский прогиб; 2 — Днепровско-Донецкий прогиб; 3 — Ангаро-Ленский прогиб; 4 — Западная Сибирь; 5 — Азербайджан; 6 — Западное Предкавказье; 7 — Южный Мангышлак

елочно-кислотные свойства.Наиболее высокие значения рН (10, редко до 13,5) свойственны содовым водам и гидротермам, низкие (4—2, редко ниже 0) — водам зоны окисления сульфидных месторождений, вулканическим термам и крепким хлоридным кальциевым рассолам. Степень щелочности — кислотности растворов зависит как от их состава (ионного и газового), так и от температуры.

Газы.Общее содержание газов, растворенных в подземных водах (газонасыщенность) колеблется от 15 до 10000 мл/л. Наиболее распространенные газы подземных вод — кислород, азот, углекислый газ, водород, сероводород, аммиак, метан и инертные газы. Распределение водорастворенных газов в земной коре подчинено определенным закономерностям. В верхних частях подземной гидросферы преобладают газы воздушного происхождения: N₂, O₂, СО₂. Кроме того, здесь, особенно в субмаринных областях, велика также роль биохимических газов (СО₂, СН₄, N₂, Н₂S, NН₃). Присутствие воздушного кислорода в водах отмечается до глубины 1 км, а его содержание в растворах достигает 15 мг/л. Обогащенность подземных вод верхних частей осадочного чехла кислородом обусловливает существование здесь окислительной геохимической обстановки. Вместе с тем, в верхних частях чехла в случае интенсивной генерации биохимических газов нередко возникают восстановительные условия.

С увеличением глубины газы атмосферного и биохимического происхождения сначала дополняются, а затем сменяются газами химического генезиса (СО₂— до 40 г/л; H₂S — 4 г/л и выше; N₂— 1210 мл/л; H₂— 1513 мл/л; СН₄и его гомологи — до 12900 см³/л и др.), определяемого взаимодействием вод и пород при возрастающих температуре и давлении, и газами радиогенно-ядерного происхождения (Не — до 10 мл/л и Rn — до 36000 эман). На глубинах свыше 1,5—2 км господствует восстановительная обстановка, однако возможно присутствие свободного кислорода, связанного с радиолизом воды. В целом для глубинных зон осадочного разреза характерны метановые, азотно-метановые, углекисло-метано­вые и сероводородно-азотно-метановые растворы и рассолы.

Гидродинамическая зональность.Еще в 30—40-х годах XX ст. Н.К. Игнатович сформулировал представления о гидрогеодинамической зональности осадочного разреза. В соответствии с его схемой, основанной на снижении активности водообмена с глубиной, выделяются три гидрогеодинамические зоны: верхняя — интенсивного водообмена,средняя — замедленного водообмена, нижняя — пассивного водообмена.

Виды фильтрации.Формирование состава подземных вод происходит в ходе сложных процессов массопереноса, который осуществляется конвективным и диффузионным способами. Наиболее изучены конвективные процессы, отождествляемые обычно с механическим массопереносом. Такой перенос вещества, преобладающий в движущемся подземном потоке под влиянием напорного градиента, связанный с движением собственно подземных вод, называется фильтрацией.Фильтрационные течения подземных вод разнообразны по скорости, местоположению источника зарождения, причинам возникновения, проявлению в осадочно-породных бассейнах.

Согласно А.Е. Гуревичу и др., фильтрация подземных вод представлена двумя видами течений: гравитационным и элизионным. Причина первого — влияние на воду поля гравитации Земли. Возможность гравитационного движения может реализоваться в случае негоризонтальности уровней и неравновесности распределения плотности подземных вод. Движущей силой гравитационной фильтрации является гидростатический напор. Гидрогеодинамический режим пластовых систем, обладающих такого рода напором, называют гидростатическим. В виде классического варианта, для которого свойственно наличие отчетливо выраженных областей метеорного питания, стока и разгрузки водоносных горизонтов, гидростатический режим доминирует главным образом в верхней гидрогеодинамической зоне осадочно-породных бассейнов (инфильтрационные системы).

Элизионное движение подземных вод вызывается изменением объема порового пространства или содержащегося в нем раствора. Реализация элизионных течений возможна в результате ряда процессов, среди которых превалирующее значение имеют механическое уплотнение (разуплотнение) отложений, заполнение порового пространства вторичными минералами (растворение пород), дегидратация (гидратация) минералов, синтез (разложение) воды, термическое изменение объема жидкой фазы. Наиболее распространенный и изученный вид элизионных систем характеризуется геостатической природой напора, возникающего при отжиме растворов из уплотняющихся отложений. В этом случае говорят о геостатическом режиме динамики подземных вод. Такой режим ярко проявляется в субмаринных и молодых осадочно-породных бассейнах.

Генетические типы.По первоисточнику ресурсов выделяют четыре основные генетические разновидности подземных вод: атмогенные (из атмосферы); талассогенные (от греч.thalassa— море); петрогенные (от греч.petros— камень); мантийногенные (из мантии) (табл. 3).

Атмогенные (иначе, метеогенные) подземные воды формируются, главным образом, в результате просачивания в недра атмосферных осадков. Перемещаются эти воды в земной коре под действием гидростатического напора от областей питания, где они

Таблица 3