Катагенез в евапорітсодержащіх водоносних системах

Галогенез - грандіозне геологічне явище: площа поширення лише сольових (без урахування гіпсо-ангідритових і хемогенних карбонатних) відкладень досягає 34% території континентального блоку-евапоріти присутні у всіх геологічних системах від докембрію до антропогену. Галогенез сприяє формуванню в осадово-породних басейнах підземних вод і розсолів, принципово відмінних за складом від підземних вод басейнів, що не містять евапоріти. Тому катагенез нормально-морських порід соленосних і сульфатоносних басейнів може бути зрозумілий тільки з урахуванням впливу евапорітових процесу на вапняки, доломіт, пісковики, глини. На сьогоднішній тури до Фінляндії на мікроавтобусі є звичайною справою для багатьох людей, які зібралися відправитися на недільний від повсякденної роботи. Відправившись до Фінляндії, ви зможете побачити унікальну архітектуру, красиві парки, сквери та багато іншого.

1. Геолого-гідрогеологічні передумови процесів. Процес галогенеза забезпечує формування в осадовому чохлі евапорітоносних басейнів двох основних типів підземних вод: а) Седіментогенниє розсолів (похідних від поверхневої ропи) і б) розсолів і вод вилуговування (десцендентних). Підземні води цих типів істотно різні не тільки за складом, але і за місцем зосередження в розрізі басейну (дати малюнок з зонами і типами розсолів і вод (евапорітсодерshy-службовців басейнів).

У надевапорітовой і околоевапорітовой зонах осадово-породних басейнів залягають розсоли і води вилуговування. Вони - продукт розчинення порід евапорітових формацій. Підземні води, які розчиняють евапорітових породи, можуть бути атмогеннимі, коли евапорітових товща розташовується в зоні функціонування інфільтраційної системи, і талассогеннимі - в разі локалізації пластів евапоритів нижче або поблизу нормально-морських відкладень, які переживають Елізіон гідродинамічний режим. При наявності в розрізі хлоридних солей мінералізація десцендентних розсолів досягає 300-320 г / л, в їх складі переважає NaCl, концентрація сульфат-іона зазвичай досить висока, микрокомпонентов (Br, Sr та ін.) - низька (на основі табл. 29 дати, можливо коротку таблицю). Якщо в басейні відсутні кам`яна і калійні солі, мінералізація десцендентних розчинів визначається головним чином розчинність сульфатних порід і не перевищує 2-3 г / л. Склад таких розчинів переважно сульфатний.

Під регіонально витриманими гіпсо-ангідритного формаціями зазвичай залягають розсоли з мінералізацією 140-300г / л. Під евапорітовимі формаціями, представленими кам`яної і калійно-магнезіальних солями, а також між ними і всередині них залягають розсоли із загальним солевмістом 280-600г / л. Склад цих розсолів різко відрізняється від складу десцендентних розсолів великим вмістом кальцію, низькою сульфатна, підвищеними концентраціями брому, стронцію та інших мікрокомпонентів. Під-і межевапорітовие зони осадово-породних басейнів - вмістилище Седіментогенниє підземних розсолів, які є похідними від поверхневих розсолів (ропи), що утворюються в солеродних водоймах крім твердих евапорітових опадів. Як же ропа галогенеза надходить в під-і межевапорітовие зони? Можна говорити про три видах ропи галогенеза, що утворюється в процесі сонячного випаровування в солеродних водоймах: а) наддонной ропа в зоні седіментаціі- б) межкрістальная ропа, похованих в поровом просторі соляних отложеній- в) ропа в дефектах кристалічної решітки евапорітових мінералів, захоплена при кристалізації у вигляді рідких і газово-рідких включень (вакуолей). Механізми надходження ропи цих трьох видів в під-і межевапорітовие відкладення різні.

Гравітаційне опускання наддонной ропи. У процесі накопичення евапоритів відбувається гравітаційне занурення ропи безпосередньо з седиментационного басейну. Можливість цього явища обгрунтована експериментами і спостереженнями в районах сучасного соленакопленія і місцях складування твердих і рідких соляних промислових відходів (наприклад, в районі Солігорська). Струминне проникнення важких розсолів в середу більш легких солоних підземних вод карбонатних і теригенних відкладень, що лежать нижче евапорітових водойми, направлено на витіснення менш мінералізованих вод догори. Воно супроводжується формуванням конусів розтікання на контактах зі слабопроницаемих блоками і призводить до зосередження найбільш концентрованих розсолів в западинах підземного рельєфу. Гравітаційне стікання ропи з солеродних басейнів - вирішальний механізм формування подевапорітових підземних розсолів в межах тектонічно спокійних структур (синеклізи, антеклізи, сідловини) з малопотужними сольовими і сульфатними товщами.

Наскільки ж велика кількість розсолів, які утворюються в процесі галогенеза на поверхні і можуть надходити в нижележащие частини розрізу? Кількість наддонной розсолів, що беруть участь в Галогенез величезна. Наприклад, за умови ізоляції Середземного моря від його океану і його висихання накопичилося б всього 20-60 м евапоритів. Це дуже невелика потужність в порівнянні з тією, що властива багатьом евапорітових товщ. Наприклад, потужність нижньої соленосних товщі верхнього девону Прип`ятського прогину становить 300-600 м, а верхній - ще більше. Для освіти 20-метрової товщі гіпсу, яка залягає в середньодевонські розрізі Оршанской западини, було необхідно стільки розсолів сульфатної стадії згущення, скільки їх міститься в стовпі висотою 4,6 км.

Граничні умови механізму гравітаційного стікання ропи з евапорітових водойми визначаються тим, що накопичення і ущільнення евапорітових відкладень рано чи пізно призводить до утворення непроникного соляного або сульфатного екрану на шляху стікання наддонной ропи в подевапорітовий комплекс.

Віджимання межкрістальной ропи. Соляні і сульфатні опади мають високу первинної пористістю і містять межкрістальной ропу, кількість якої може досягати 50%. Основний фактор літіфікаціі солей - освіту скелетно-каркасshy-них зв`язків між кристалами соляних мінералів, що визначає можливість збереження в відкладеннях значної кількості межкрістальной ропи на досить великих глибинах занурення. Ця ропа може віддалятися з соляних відкладень в результаті їх ущільнення, тобто по Елізіон механізму. Принципова відмінність Елізіон механізму міграції межкрістальной ропи від гравітаційного стікання ропи наддонной полягає в тому, що в першому випадку можливо не тільки вертикальне спадний рух розсолів, яке, як і при гравітаційному стікання, рано чи пізно припиниться через утворення сольового екрану на дні водойми, але і латеральне (бічний) рух під галопелітовимі прошарками як безпосередньо по соляним пластів, так і по внутрісолевим карбонатних і піщаним пачкам.

Резонне питання, яким чином бічна міграція межкрістальной ропи по евапорітових товщі може привести до проникнення розсолів у давніші, тобто глибше залягають відкладення. Справа в тому, що в басейнах з потужним евапорітових виконанням (а такі басейни зазвичай тяжіють до тектонічно активним структурам) соленосних відкладення як би вкладені в сильно розчленований рельєф подевапорітового підстави. Неоднорідність гипсометрии цієї поверхні в істотному ступені пов`язана з диз`юнктивній тектоникой, формує розломні зони амплітудою до декількох кілометрів, в результаті чого сольові відкладення можуть виявитися в бічному контакті з будь-якими давнішими товщами басейну. Наприклад, в межах Глусскій площі Прип`ятського прогину верхня соленосна формація опущеного крила скидання межує з кристалічним фундаментом в піднятому крилі, а калиеносних подтолща цієї формації латерально сусідить як з межсолевим, так і з подсолевих комплексами.

Але найголовніше, що значна розчленованість поверхні подевапорітових відкладень в зв`язку з рухами по розломах і іншими причинами часто буває конседіментаціонной, тобто до початку евапорітових седиментации дно водойми вже топографічно сильно розчленоване. Наприклад, до початку накопичення верхньої соленосних товщі в Прип`ятському прогині в басейні існували субширотні виступи амплітудою до сотень метрів.

Батіметріческая неоднорідність басейнів перед соленакопленія буває часто викликана розподілом в ньому органогенних будівель. Так, сакмарська-артінского рифи Башкирського Приуралля на початку кунгурского століття, тобто перед початком накопичення соленосних товщі, височіли над сусідніми депресіями більш, ніж на 1000 м.

У батіметріческая неоднорідних водоймах накопиченням сольових опадів спочатку охоплюються найбільш глибокі зони-поступово сольова седиментация поширюється на гіпсометричні більш високі рівні. В результаті протягом усього відрізка часу заповнення депресій сіллю створюються умови для латерального віджиму межкрістальной ропи з накопичуються галогенних відкладень в розташовані впритул блоки давніших подевапорітових утворень. [Добре б зробити малюнок, де показати напрямок впровадження розсолів]. Оскільки амплітуди рельєфу подевапорітового ложа значні, а солі можуть ущільнюватися і віддавати при цьому свою межкрістальной ропу до глибин поховання 250 м і більше, то в ході накопичення солі в депресіях евапорітових басейнів в підсольові товщі можуть надходити значні маси розсолів.

Про кількість межкрістальной розсолів, що надходять в під-і межевапорітовие товщі, можна судити з такого прикладу. Обсяг пустотного простору порід межсолевого девонського комплексу Прип`ятського прогину (потужність 200-600 м, площа поширення 25 тис. Км²), В даний час повністю заповнений високомінералізованими Седіментогенниє розсолами, оцінюється цифрою 539 км³. Це становить лише трохи більше 5% від обсягу солей тільки калиеносних субформації, що залягає вище (1,03middot-10⁴ км³). Таким чином, зменшення пористості солей калиеносних субформації лише на 5% (при седиментації вона була на порядок вище), що супроводжується віджиманням межкрістальной ропи, забезпечить заповнення міцними розсолами всього межсолевого резервуара.

Еміграція ропи вакуолей. Роль ропи рідких і газово-рідких вакуолей евапорітових мінералів в поповненні ресурсів розсолів, мігруючих в порово-трещінshy-ном просторі порід, з`ясована ще недостатньо. [Можливо, ще раз показати на фото включення в солях]. Останнім часом моделювання поведінки рассолосодержащіх включень в кристалах кам`яної солі при термічному впливі приділяється велика увага в зв`язку з проблемою захоронення радіоактивних відходів в соленосних товщах. Експериментально встановлено, що термічна перебудова соляних відкладень супроводжується рухом (ldquo-діффузіейrdquo-) вакуолей в напрямку ділянок з більш високою температурою. В результаті при розвантаженні включень в поровое простір соляних порід можливе поповнення резерву межкрістальной розсолів. Природним підтвердженням цих експериментальних даних служить збіднення вакуолями солі в куполах, утворених в процесі соляного тектогенеза, і солі, яка зазнала істотну термічну перекристаллизацию в порівнянні з Галіт слабо змінених відкладень спокійно лежать пластів.

Включення в соляних мінералах - не настільки продуктивний джерело Седіментогенниє розсолів, як наддонной і межкрістальная ропа. Однак його роль в регіонах, де соленосних відкладення піддавалися щодо сильному термічному впливу в зоні катагенеза, треба враховувати. На розсоли вакуолей доводиться 1-1,8% маси солі. Якщо припустити, що в катагенез маса розсолів включень, що дорівнює 1%, перекладається в рухомий стан, то з верхнефаменской галітових субформації Прип`ятського прогину, що має обсяг власне соляних порід 1,05middot-10⁴ км³, може бути мобілізовано кількість розсолів, достатню для заповнення 70-метрового шару-колектора з пористістю 10%, поширеного на всій території прогину.

Такі в загальних рисах способи надходження седиментаційних розсолів у під-і межевапорітовие формації. Цьому вступу і перерозподілу їх в обсязі даних формацій сприяє розривна тектоніка: розломи - важливі шляхи гідравлічного сполучення між горизонтами і комплексами різних гіпсометричних рівнів. У розрізі під- і межевапорітових формацій перерозподіл маси і розчиненої речовини розсолів здійснюється за механізмами гравітаційного переміщення і дифузії. Тут відбувається змішання розсолів різних стадій впровадження між собою, а також з первинно похованих талассогеннимі розчинами нормальної солоності і петрогенних водами глибоких зон осадового чохла. Ці процеси спрямовані на заміщення розсолами вод, успадкованих від стадії седиментації вміщають відкладень, і перетворення порід в розсільної середовищі.

2. Мінеральні продукти. Розглянемо основні мінеральні продукти процесів катагенеза неевапорітових літофацій, що протікають в гидрогеохимических середовищах, обумовлених Галогенез. Ці процеси об`єднуються поняттям ldquo-галокатаshy-генезrdquo-.

Подевапорітовие і межевапорітовие зони. Основні мінерали, що утворюються в процесах галокатагенеза в цих зонах, це ангідрит, гіпс, кам`яна сіль і доломіт.

Детальне вивчення цих катагенетіческіх мінералів було розпочато порівняно недавно, хоча перші згадки про взаємодію евапорітових розсолів з неевапорітовимі породами були зроблені ще в 20-і роки нашого століття. Так, в ldquo-Геохімії Россііrdquo-, що вийшла в 1922 р А.Є. Ферсман, трактуючи постседіментаціонние зміни відкладень карбонатно-сульфатної товщі пермі Російської платформи, писав про потужні скиди, ldquo -... за якими прокладають собі дорогу розчини гіпсу і солі ... rdquo- Він вважав, що ldquo-частина гіпсу пізніше проникла зверху в нижні горизонти, зцементувати піски гіпсовим цементом і поклавши початок тим своєрідним гіпсовим піщаниках, котрі під ім`ям ldquo-печериrdquo- йдуть для полірування і вичинки точильних брусковrdquo-. Німецький геолог К. Хюммель, який вивчав Італійські Доломіти, ще в 1928 р пов`язав доломітізація рифових Ладинский-Карнійських відкладень з впровадженням в них вод з верхніх гипсосодержащих шарів Рейбл.

Надалі виявилося, що галокатагенетіческіе ангідрит, гіпс, кам`яна сіль і доломіт широко поширені в під-і межевапорітових комплексах.

Галокатагенетіческая сульфатна і галітових мінералізація наголошується в різних осадово-породних басейнах з евапоритами в межах Східно-Европейshy-ської, Сибірської, Північно-Американської, Афрікано-Аравійської, Західно-Европейshy-ської, Центрально-Евразиатско платформ, тобто має глобальне поширення. Причому, галітових мінералізація має значно менше поширення, ніж сульфатна. Галокатагенетіческій галит особливо широко представлений в подсолевих і межсолевих комплексах Іркутського амфітеатру, Мічиганської западини, ряду басейнів Північно-Західної Європи, де розвинені евапорітових відкладення цехштейна, і Прип`ятського прогину.

У багатьох регіонах встановлена генетичний зв`язок між доломітізація карбонатних відкладень і вишезалегающіх евапоритами.

Розглянемо мінеральні продукти галокатагенеза подевапорітових і межевапорітових зон на ряді прикладів.

У Освейское час ейфельского століття середнього девону на більшій частині території Північної і Середньої Білорусі існував евапорітових басейн (на базі рис. 67 зробити сильно спрощений малюнок), відображений в розрізі у вигляді малопотужної (5-20 м) гіпсової товщі. Нижче, в утвореннях Вітебськ-Пярнуського (Ейфель), ордовикского, кембрійського і позднепротерозойський віку виявлені численні прояви гіпсу, кристалізувався з розсолів, пов`язаних з Освейское Галогенез.

Найбільш огіпсовани Вітебськ-Пярнуського породи. Гіпс тут утворює порові, базальний, Крустіфікаціонная, Крустіфікаціонная-порові, пойкілітових цемент пісковиків і оолітових доломіту, зустрічається у вигляді гнізд, жовна, виконання тріщин в доломітах і мергелях. Стадіально-літогенетіshy-ний аналіз виділень гіпсу дозволив виявити ряд ознак, що свідчать про катагенетіческом характер сульфатної мінералізації. До них відносяться: а) взаімоshy-відношення гіпсового цементу з регенераційними облямівками польового шпату і кварца- регенерація уламкових мінералів протікала на етапі, коли було вільне простір для росту кристалів і була можливість освіти ідіоморфни кристалографічних форм-пізніше сталося запечатування пір гіпсом- б) пойкіshy -літовий характер цементації, пов`язаний з повільним зростанням кристалів, найбільш імовірним в підземних умовах-у) зональність гіпсообразованія в пісковиках з Крустіфікаціонная-поровим типом це мента- спочатку в кілька стадій здійснювалося обростання уламкових зерен Крустіфікаціонная облямівками, а потім випадали великі пластини гіпсу в вільних порах- г) заповнені гіпсом тектонічні трещіни- д) сульфатізація відкладень носить афаціальний характер: зустрічається у відкладеннях, в різному ступені віддалених від берегової лінії.

У карбонатних ордовикских породах розрізняють такі морфологічні типи утворень гіпсу. а) Округлі (желвакоподобние), часто великі (1-5см) гнізда в карбонатно-глинистих кишенях у вапняку, що нагадують прожилки і заповнені глиною мініатюрні карстові воронки. Гнізда, жовна, скоринки і окремі кристали, приурочені до зародковим стілолітам. Гнізда (до 2 см), прожилки і лусочки гіпсу, розташовані в карбонатно-глинистої масі, цементуючою вапнякові уламки. Вертікальshy Цінні та субвертікальние, рідше горизонтальні, чітко окреслені прожилки гіпсу шириною 1-10 мм, утворені по тектонічних трещінам- зустрічаються тріщини, в яких гіпс виконує центральну частину, а периферична залікована кальцитом або доломітом. д) Виділення гіпсу, локалізовані в порожнинах, утворених за органічними остаткам- на деяких ділянках гіпсові скульптури явно успадковують форму трубкообразную ходів черв`яків, розчинилися раковин і внутрішніх ядер брахіопод і цефалопод.Гіпсовий порові цемент в оолітових вапняках.

Ознаками катагенетіческого характеру гіпсообразованія в ордовикских відкладеннях є: а) відсутність стратиграфического і фаціальні контролю його проявленій- б) солоність седиментационного ордовикского басейну, що сприяла життєдіяльності багатою і різноманітною нормально-морської фауни- в) приshy-уроченность гіпсу до вторинних, в ряді випадків явно постлітіфікаціонним текстурованим елементам порід (стілоліти, тектонічні тріщини, каверни по вилужені раковин), яка свідчить про важливу роль гідрогеологічного фа тора в розвитку сульфатної мінералізації.

У відкладеннях кембрію гіпс представлений цементом пісковиків і гравелитов. Ознаками вторинності гіпсу тут виступають: а) приуроченість його до найбільш проникним породам, часто абсолютно позбавленим глинистого матеріалу-б) пойкілітових і Крустіфікаціонная-порові характер цементов- в) присутність продуктів постседіментаціонних перетворень, неможливих в умовах первинної гіпсової цементації (регенерація польового шпату, глауконітізація уламкових зерен) - г) дані палеогеографических реконструкцій, які свідчать, що кембрійський басейн накопичення опадів був нормально-морshy-ським.

У верхнепротерозойских відкладеннях гіпсом бувають складені порові і пойкілітових цемент пісковиків і гравелитов і прожилки тріщиною природи в алевролітах і глинах. Гіпс встановлений на багатьох стратиграфічних рівнях і приурочений до утворень самих різних фацій (мілководне-морський, водно-льодовикової, вулканогенно-осадової). Все це свідчить про його катагенетіческом походження.

Освіта катагенетіческого гіпсу у Вітебську-Пярнуського, ордовикских, кембрійських і верхнепротерозойских відкладеннях пов`язано з гравітаційним стеканием в них розсолів з Освейское басейну галогенеза: потужність гіпсів занадто мала, щоб имевшаяся в них межкрістальная ропа могла суттєво вплинути на підстилають відкладення. Витебско-Пярнуського породи складали дно Освейское евапорітових басейну. Тому не випадково, що частота народження гіпсу в них більше, ніж в ордовикских, кембрійських і верхнепротерозойских породах. Важкі евапорітових розсоли повсюдно насичували Вітебськ-Пярнуського освіти і проникали глибше - по латералі і вертикалі - в давніші горизонти. [Мал. 70 тільки для показу]. Проникні породи були шляхами фільтрації рассолов- в слабопроницаемих відкладення сульфат кальцію надходив дифузійним шляхом.

Виконаний таким чином стадіальний аналіз процесу огіпсованія у відкладеннях від Ейфеля до верхнього протерозою Північної і Середньої Білорусі свідчить про те, що освіта гіпсу - древній катагенетіческій процес, пов`язаний з надходженням в ці відкладення розсолів з Освейское евапорітових басейну.

Інший приклад галокатагенеза в під-і межевапорітових зонах, істотно відрізняється від щойно розглянутого, це процеси в осадовому чохлі Прип`ятського прогину. Основні відмінності в причинах і наслідках галокатагенеза в цих двох регіонах такі. На території Північної і Середньої Білорусі, де залягає малопотужна товща евапоритів в спокійних тектонічних умовах, головну роль в галокатагенезе подевапорітових частин розрізу зіграв процес гравітаційного стікання з басейну галогенеза. У Прип`ятському прогині, де залягають дві потужні (300-gt; 1000 м) товщі евапоритів і де мала місце активна діз`юнктівная тектоніка, вирішальна роль в галокатагенезе під- і межевапорітовой зон належала мігрувати сюди межкрістальной розсолу. Евапорітових товща Північної і Середньої Білорусі представлена тільки гіпсом. Мінералізація розсолів, які супроводжували його садку, становила 140-300 г / л-як наслідок, в подевапорітовой частини розрізу галокатагенетіческім продуктом є гіпс. Евапоріти Прип`ятського прогину представлені головним чином кам`яною сіллю, а також калійно-магнезіальних солями, випадання яких було можливо з розсолів з мінералізацією 300-450 г / л, що зумовило утворення в подевапорітовой і межевапорітовой зонах розрізу повного набору основних продуктів галокатагенеза: доломіту, ангідриту, Галіт.

У девонських межсолевих і подсолевих відкладеннях Прип`ятського прогину широко поширений мінерал доломіт. Він зустрічається а) у вигляді виконання каверн, пор і тріщин, де складає агрегати ромбоедричних і субромбоедріческіх кристалів в якості породообразующего. У першому випадку процес доломітообразованія розвивається в порожнинах порід, часто не зачіпаючи вміщає матриці порід, яка буває представлена недоломітізірованним, істотно глинистим матеріалом. Це, безсумнівно, катагенетіческій доломіт.

На катагенетіческій характер породообразующего доломіту вказують наступні ознаки: а) доломітізірованность порід із залишками нормально-морської фауни (коралів і ін.) - б) значуща кореляційний зв`язок між вмістом доломіту в породах і параметрами, котрі характеризують гідродинамічні особливості порід - пористість (прямий зв`язок) і глинисті (зворотна) (табл. 33) - в) прослеshy-ня зон доломітізація по вертикалі в різних стратиграфічних горизонтах розрізу, що свідчить про сквозьпластовом характер доломітізірующіх р створів, г) наявність в породах свідомо катагенетіческого доломіту в тріщинах і кавернах, що свідчить про термодинамічної можливості освіти доломіту на цій стадії.

На зв`язок катагенетіческой доломітізація з розсолами галогенеза вказують наступні ознаки: а) тенденція збільшення ступеня доломітізація в міру наближення до перекриває соленосних відкладень [збільшення ступеня доломітізація карбонатних відкладень в напрямку перекривають евапоритів, встановлене і в інших регіонах, наприклад в юрських відкладеннях басейну Мексиканської затоки і силурийских відкладеннях басейну Мічиган, на практиці є провідним критерієм розпізнавання доломітізація під дією евапорітових розсолів ] - б) результати геохімічного вивчення підземних розсолів, на чому зупинимося трохи докладніше, щоб продемонструвати нетрадиційний прийом стадіального аналізу.

Процес доломітізація полягає в обміні магнію розчину на кальцій вапняку. Тому наслідком процесу є збільшення концентрації кальцію в підземних водах. Судження про зміст кальцію в евапорітових рассолах, які надходили в під-і межевапорітовие зони, можна скласти за величиною Са / (Са +Mg) В рідких включеннях в галіте соленосних товщ. Виявляється, що в Прип`ятському прогині ця величина в початкових рассолах (0,592) істотно нижче, ніж в сучасних підземних розсолах (0,837). Це свідчить про що мала місце доломітізація під- і межевапорітових порід в середовищі евапорітових розсолів.

Звернемося тепер до стадіального аналізу новоутворень ангідриту у відкладеннях, що лежать нижче евапорітових товщ в Прип`ятському прогині. Новоутворення ангідриту поширені в межсолевой і подсолевих девонських товщах і залягають глибше верхнепротерозойских відкладень. Розподіл сульфатних мінералів носить регіональний, аформаціонний і афаціальний характер. Катагенетіческій ангідритовий (іноді гіпсовий) базальний і порові цемент відзначається в рифейских відкладеннях морського і вендских породах водно-льодовикового походження. У девонських межсолевих і подсолевих відкладеннях процес катагенетіческого сульфатообразованія розвинений виключно широко. Переважає ангідрит, спорадично зустрічаються гіпс, напівгідрат сульфату кальцію, целестин, барит.

Є два типи новоствореного ангідриту.

Ангідрит першого типу виконує каверни, пори, тектонічні тріщини, цементує уламки брекчий, кластогенного і оолітових матрицю порід (табл. ХП, в-е-ХШ, ХIY). Ангідрит цього типу складає агрегати досить великих шестоватих, пластинчастих, голчастих кристалів. Він зустрічається у відкладеннях всіх стратиграфічних горизонтів девону і різних фацій: дрібного і поглибленого шельфу, глибоководних, авандельтових, вулканогенних і ін., Приурочений до всіх типів порід: доломіту, вапняку, аргілітів, пісковиків, туфам, туффіти. Нерідко встановлюється просторова асоціація ангідриту з залишками фауни (в тому числі стеногалінние) або слідами її колишньої присутності (табл. XIY), Що яскраво демонструє геохимическое протиріччя між ldquo-евапорітовиміrdquo- умовами освіти мінералу і нормально-морським середовищем формування вміщають відкладень, тобто вказує на катагенетіческій характер ангідриту.

Ангідрит другого типу представлений жовнами і ізометрічни гніздами розміром від кількох міліметрів до кількох сантиметрів, локалізованими в слабопроницаемих породах і складеними заплутано-волокнистих агрегатом дрібних кристалів, який в керна має вигляд парафіноподобной маси білого, сірого, рожевого кольору. Ангідрит з такою морфологією виділень може бути утворений на стадії діагенеза карбонатних або глинистих відкладень евапорітових водойми (субмарин-діагенетіческіе конкреції або жовна надпрілівних рівнин). Однак стадіальний аналіз Желвакова ангідриту в межсолевих і подсолевих відкладеннях Прип`ятського прогину показав, що принаймні частина встановлених Желвакова форм утворилася на стадії катагенеза. Відзначається асоціація парафіноподобного ангідриту з залишками стеногалінние фауни, встановлюється зв`язок гнізд такого ангідриту з тектонічними тріщинами, які були каналами, що підводять розчини з сульфатним речовиною.

Постачальниками розсолів, з яких здійснювалося ангідрітообразованіе в подсолевих і межсолевой зонах Прип`ятського прогину були дві потужні галогенні товщі, а також численні евапорітових басейни, зафіксовані в розрізі межсолевих і подсолевих відкладень у вигляді тонких пластів і пачок седиментационного ангідриту на різних стратиграфічних рівнях.

Для виконання стадіального аналізу сульфатних утворень корисно застосування даних ізотопного складу сірки. зіставлення d³⁴S пластових (седіментаshy-ційних) і катагенетіческіх сульфатів показує, що перші значно збіднена важким ізотопом сірки в порівнянні з другими. Ізотопне ускладнення сірки катагенетіческіх сульфатів щодо седиментаційних викликано ізотопним фракционированием в ході редукції сульфатної сірки евапорітових розсолів, які мігрували в відновну обстановку відкладень, підстилаючих евапорітових товщу. Відновлювальний процес супроводжується полегшенням формується сульфідної сірки, що входить до новостворених пірит, і навантаженням залишкової сульфатної, яка використовується при кристалізації катагенетіческіх сульфатів.

У подсолевих і межсолевой зонах чохла Прип`ятського прогину широко поширений катагенетіческій галит. Обумовленість його освіти діяльністю розсолів галогенних формацій доводиться а) даними палеогеографических реконструкцій, що не дозволяють допускати можливість осолоненія седиментаційних басейнів, де накопичувалися підсольові і межсолевие відкладення, що дозволяє осадження галіта- б) характером поширення галітових мінералізації по разрезу- в) особливостями локалізації Галіт в породах, г) структурою і стосунками Галіт з іншими вторинними мінералмі. Деталізуємо ці положення.

Галітових мінералізація відзначена в породах девону, верхнього протерозою і верхньої, виветрелой, частини кристалічного фундаменту. Таким чином, вона аформаціонна. Вона зустрічається на різних стратиграфічних рівнях межсолевой формації і практично у всіх стратиграфічних горизонтах подсолевих девонських відкладень. Крім того, галітових мінералізація афаціальна: присутній у відкладеннях мілководне-шельфової фації, у відкладеннях авандельтових фацій і фацій тимчасових потоків, щодо глибоководних фацій, в утвореннях вулканогенно-осадової фації.

Характерною особливістю процесу галітообразованія є також індиферентність його поширення по відношенню до регіональної-катагенетіческой зональності, виявленої для межсолевого комплексу на підставі вивчення основних структурно-текстурних, мінералогічних і фізичних показників, а також ступеня антралітіфікаціі РОР і розкриває положення в просторі подзон початкового і глибинного катагенеза.

Умови локалізації Галіт в породах різноманітні. Маси його великих прозорих безбарвних, рідше жовтих кристалів, іноді щодо тонкозернисті агрегати білого або жовтувато-оранжевого кольору заліковують каверни, пори, тектонічні тріщини, стилолітові шви в карбонатних і карбонатно-глинистих породах, формують порові, базально-порові пойкілітовие цементи, виконання тріщин спайності в уламкових зернах пісковиків і гравелитов. У карбонатних відкладеннях розмір галітових новоутворень досягає 4-6см, в теригенних на частку галітових цементів доводиться до 20-30% маси породи.

Цікаво наявність в кристалах Галіт газово-рідких включень. Їх двухфазность і присутність в деяких з них рідкого бітуму - свідоцтво температур мінералоутворення, відчутно відрізнялися від поверхневих, і підтвердження катагенетіческой природи Галіт.

На катагенетіческій характер Галіт вказує також наявність в деяких пісковиках з пойкілітових цементом значного числа протяжних, іноді конформних контактів між уламковими зернами і присутність слюдяних пластинок, надломлених на контактах з уламками, що демонструє досить високу ущільненість порід ще до кристалізації Галіт. Про існування в літогенетіческіх історії пісковиків з галітових цементом етапу, коли цементу в породах не існувало, каже і формування на зернах кварцу та польового шпату регенераційних наростань, оточених галітом.

Галіт - найбільш пізній з мінералів-наповнювачів пустотного простору: він заліковує порожнини, вистелені кристалами доломіту і ангідриту, включає більш ранні, рідше утворені одночасно з ним ангідридні пластинки. Ангідрит часто кристалізувався пізніше доломіту, заповнюючи інкрустовані доломитом порожнечі. В інших випадках не виключено одночасне утворення цих мінералів або більш пізнє формування доломіту. Складні взаємини ангідриту і доломіту відображають багатоактні надходження в під-і межевапорітовие відкладення евапорітових розсолів різного хімічного складу і різної мінералізації.

Надевапорітовие і околоевапорітовие зони. У цих зонах, на відміну від під- і межевапорітових, процеси катагенеза протікають в середовищі не Седіментогенниє розсолів, а розсолів вилуговування (десцендентних).

Класичний об`єкт, де яскраво проявилися процеси катагенеза за участю десцендентних розсолів, це верхнефаменскіе відкладення Прип`ятського прогину (зробити дуже простий малюнок). Надсолевого товща тут представлена гіпсоносних глинисто-мергельної пачкою Стрешинського віку (внизу) і переважно глинисто-мергельної з алевро-піщаними прошарками відкладеннями поліського горизонту. Найбільш яскраво процеси катагенеза за участю десцендентних розсолів проявилися в гіпсоносних пачці. Вся вона потужністю 50-700 м являє собою залишковий продукт стародавнього підземного вилуговування верхньої калиеносних частини верхнефаменской соленосних формації. Вся глинисто-Мергельна маса цієї пачки - це сконцентровані несолевие прошарки, що залишилися від розчинення кам`яної і калійно-магнезіальних солей атмогеннимі і талассогеннимі підземними водами. Найбільш характерним продуктом цього процесу є прошарки і прожилки гематиту, нерозчинного залишку калійно-магнезіальних солей (ці солі зазвичай сильно збагачені гематитом, що надає їм червоний колір). Тут же широко розвинений вторинний гіпс у вигляді різноманітних прожилков і гідратованих ангідритових пластів. Рідше вторинні сульфати (гіпс, целестин, барит) присутні в залягають вище поліських відкладеннях, що накопичилися в нормально-морської обстановці.

Катагенетіческая природа гіпсу в надсолевого девоні відображена в умовах його локалізації в породах і взаєминах з іншими мінералами. Найбільш поширена форма прояву гіпсу, агрегатів якого властива біла і рожево-оранжеве забарвлення, - вертикальні, похилі і горизонтальні прожилки (шіріshy-ної від декількох міліметрів до декількох сантиметрів), січні глини і мергелі. Ці прожилки мають тріщини постлітіфікаціонную природу і зазвичай поперечно-волокнисту текстуру складання. Пласти пісковиків нерідко містять пойкілітових, в основному порові гіпсовий цемент, вторинна природа якого встановлюється по запечатування їм ідіоморфни регенераційних наростів на уламкових зернах кварцу та польового шпату.

На безпосередній зв`язок гіпсообразованія з процесом розчинення солі вказують наступні ознаки. а) Дуже характерно присутність гематитових каёмок по зальбандам тріщин з гіпсом та фарбування гіпсу в прожилках. При розчиненні сильвініту і карналлита вивільняється тонкодисперсний гематит захоплювався фільтраційними потоками і механічно переотлагался в тріщинах спільно з кристалізується тут гіпсом. б) У надсольових породах домінує поперечно-волокниста текстура гіпсових прожилков. Кристали такої форми і орієнтації - результат їх зростання, одночасного з утворенням порожнини. Кристалізація гіпсу була пов`язана з розсуванням зімкнутих тріщин, стінки яких пофарбовані оксидами заліза. Спочатку це були сольові прошарку і заповнені червоною сіллю тріщини в галопелітових прослоях. Потім в результаті розчинення солі покрівля і підошва прошарків, а також стінки тріщин замикалися і перетворювалися в численні шви, прокрашенние гематитом. Багато з цих швів виявилися здатними до повторного розкриття під впливом сил кристалізації гіпсу. в) Іноді в надсольових породах зустрічаються псевдокубіческіе порожнини, що утворилися в результаті розчинення кристалів Галіт і в даний час заповнені гіпсом.

Набагато більш рідкісним, ніж гіпс, продуктом катагенеза в надсольових відкладеннях Прип`ятського прогину є прожилки дуже чистого волокнистого Галіт. Така його текстура пов`язана зі способом кристалізації, аналогічним тільки що описаного для гіпсу - з перевідкладеного хлористого натрію в умовах розсовування зімкнутих тріщин кристалізаційними силами.

Комплекс пов`язаних з десцендентнимі розсолами мінеральних новоутворень, подібний до описаного для Прип`ятського прогину, відзначається в надсольових формаціях і інших басейнів. Наприклад, в районі Солікамська (Предуральский прогин) в надсольових приміських відкладеннях, що містять розсоли вилуговування з мінералізацією до 312 г / л, встановлені зони вторинного галітообразованія, огіпсованія і озалізнення.

Як приклад процесів катагенеза в околосолевих зонах наведемо вторинне гіпсообразованіе на Брінёвском родовищі гіпсу, розташованому поблизу західного кордону поширення верхнефаменской товщі хлоридних солей Прип`ятського прогину. Тут в Лебедянського-оресскіх сульфатних і мергельно-глинистих породах з прошарками доломітів і пісковиків широко розвинений вторинний гіпс. Його агрегати складають разнооріентірованних протяжні прожилки шириною в одиниці і десятки міліметрів. У піщаних і оолітових породах відзначається пойкілітових гіпсовий цемент. Часто в цемент занурені регенеровані полешпатові зерна, що вказує на вторинність цементації.

У нижній частині розрізу залягають білі масивні ангідрити, які містять розетки (розміром 1-2 см) коричневого пластинчастого гіпсу. Вгору по розрізу такі породи змінюються масивними крупнокристалічного гіпсами з прошарками несульфатной порід, які несуть вторинну гіпсову мінералізацію. Тут активно протікав процес гідратації ангідриту з утворенням гіпсу.

У сульфатоносной тоще Брінёвского родовища присутні виключно сильно дислоковані, з шарами, ldquo-стоять на головахrdquo-, розбиті гіпсовими прожилками і зцементовані гіпсом брекчірованние глинисто-карбонатshy-ні породи (табл. ХIХ). Їх деформованість обумовлена обдиманням порід при гідратації ангідриту (ldquo-гіпсова тектонікаrdquo-) і обваленнями, викликаними підземним вилуговуванням соляних порід, колись залягали в межах родовища.

3. Механізм процесів. Розглянемо механізм утворення основних мінеральних продуктів катагенеза карбонатних і теригенних відкладень, що протікає під впливом розсолів, пов`язаних з Галогенез.

Доломіт. Арена катагенетіческой доломітізація, пов`язаної з евапорітових процесом, - це під-і межевапорітовие комплекси. В їх розрізі доломітізація протікає під впливом седментогенних розсолів.

Для розуміння механізму доломітізація важливо знати про існування двох принципово різних за хімічним складом типах седиментаційних розсолів, які утворюються в евапорітових басейнах. Уявлення про них дає хімічний склад рідких включень в галіте кам`яної солі. Розсоли першого типу характеризуються співвідношенням Ca gt; SO₄ (Молекулярний, або еквівалентну, виразів концентрацій). Це розсоли хлоридного типу, в їх складі завжди присутній хлорид кальцію, відношення Mg/ Са може бути вельми низьким. Вони були характерні для басейнів галогенеза допермского віку. У литологической колонці солей, утворювати з таких розсолів, сульфатні мінерали представлені тільки ангідритом і / або гіпсом. Розсолу другого типу властиво співвідношення SO₄ gt; Ca. Це розсоли сульфатного типу, в їх складі присутні сульфати магнію, натрію, калію, ставлення Mg/ Са зазвичай висока. Вони характерні для приміських і більш молодих басейнів галогенеза. В спектрі солей, що кристалізуються з таких розсолів, серед сульфатних мінералів завжди є сульфати магнію, натрію або калію.

Експериментально і термодинамічними розрахунками встановлено, що доломітообразованіе можливо в середовищі розсолів як сульфатного, так і хлоридного типу. Процес можливий при різній величині відношення Mg/ Са: від 5-10 і вище до 0,1 і нижче. Процесами, які забезпечують метасоматичні заміщення кальциту доломітом, є реакції Гайдінгера і Мариньяка. Значення цих реакцій для катагенетіческой доломітізація вапняків в середовищі розсолів сульфатного і хлоридного типу різному.

Реакція Гайдінгера дає доломіт в результаті взаємодії кальциту з сульфатом магнію в насиченому по СaSO₄ розчині:

2CaCO₃ + MgSO₄ = CaMg (CO₃)₂ + CaSO₄.

кальцит доломіт ангідрит

Розсоли сульфатного типу відрізняються присутністю MgSO₄ на всіх стадіях згущення. Тому доломітізація по цій реакції можна здійснити в рассолах сульфатного типу з моменту їх вступу в стадію садки сульфату кальцію до кінця галогенеза. Розсоли хлоридного типу не містять MgSO₄, тому доломітізація цими розсолами по реакції Гайдінгера неможлива.

Реакція Мариньяка призводить до утворення доломіту при впливі на кальцит хлориду магнію:

2CaCO₃ + MgCl₂ = CaMg (CO₃)₂ + CaCl₂.

кальцітдоломіт

оскільки MgЗl₂ - одна з основних солей в рассолах як сульфатного, так і хлоридного типу, доломітізація по реакції Мариньяка протікає в рассолах обох типів. Процес у цій реакції протікає, починаючи з певних значень концентрації магнію в розсолі (48 г / л), і при досить високій температурі (150 ° С) і тиску (60 МПа).

При описі мінеральних продуктів катагенеза в подевапорітових і межевапорітових зонах ми відзначали ромбоедри неметасоматіческого доломіту, інкрустуються стінки каверн і тріщин. Такий доломіт є результатом синтезу іонів, присутніх в рассолах:

Mg²⁺ + Ca²⁺ + 2CO₃² = CaMg(CO₃)₂.

доломіт

Гіпс і ангідрит. Освіта катагенетіческіх сульфатних мінералів відбувається як в середовищі Седіментогенниє розсолів (під-і межевапорітовие зони), так і в середовищі десцендентних розсолів (над- і околоевапорітовие зони). Розглянемо спочатку основні особливості механізму сульфатообразованія в середовищі Седіментогенниє розсолів.

А) Експериментальні дані демонструють широкі можливості випадання сульфату кальцію при змішуванні Седіментогенниє розсолів з більш низькою (100-270 г / л) і більш високою (330-430 г / л) мінералізацією (рис. 81). Таке змішання здійснюється в під-і межевапорітових відкладеннях багаторазово в процесі надходження сюди розсолів різного ступеня згущення з верхніх евапорітових басейнів і товщ.

Б) Кристалізація сульфатів кальцію в під-і межевапорітових формаціях може бути обумовлена також зміною хімічного складу розсолів (концентраshy-ції ЗaCl₂, NaCl та ін.) в результаті катагенетіческіх перетворень порід, що призводить до зміни розчинності сульфатів.

В) Випадання ангідриту і гіпсу можливо також при зміні температури, що відбувається в результаті впровадження розсолів в надра і коливань теплової активності осадово-породних басейнів в ході тектонічної еволюції.

Г) До кристалізації сульфатних мінералів може іноді приводити підвищення концентрації сульфатів на глинистих мембранах.

У під- і межевапорітових відкладеннях існує два способи кристалізації катагенетіческіх сульфатних мінералів: пасивне заповнення пустотного простору (цементація) і метасоматичні заміщення карбонатної матриці. Сульфати, що утворюються більш поширеним першим способом, представлені як ангідритом, так і гіпсом. Другий спосіб притаманний, як правило, ангідриту. Метасоматичний ангідрит в карбонатних породах розпізнається по прямолінійним і прямоугольно-ступінчастим контурам новоутворень і за наявністю в них полузамещённих реліктів вміщує субстрату.

Основний фізико-хімічної причиною виділення катагенетіческого гіпсу в середовищі десцендентних розсолів над- і околосолевих зон є ефект складного впливу концентрації хлористого натрію, що змінюється при розчиненні евапорітових порід, на розчинність сульфату кальцію. Поява сульфату кальцію в десцендентних рассолах здійснюється в зв`язку з тим, що в над- і околоевапорітових зонах розчиняються не тільки хлоридні, але і сульфатні пласти. При цьому розчинення ангідритових порід передує їх перетворенням в гіпс, чому сприяє велика розчинність ангідриту, ніж гіпсу, при невисоких (до 42 ° С) температурах.

Галіт. Геологічну основу механізму формування катагенетіческого Галіт в під-і межевапорітових комплексах складає міграція в ці відкладення рапниє насичених або майже насичених по NaCl розсолів хлоридной стадії галогенеза. Це відбувається тільки в тих осадово-породних басейнах, де евапоріти представлені хлоридними солями.

А) Кристалізація Галіт в пустотном просторі карбонатних і теригенних порід, що підстилають галогенні басейни і формації, можлива при змішуванні послідовно надходять сюди розсолів різного ступеня згущення, причому один з компонентів суміші може бути і не цілком насичений по NaCl. Експериментальні дані показують, що галит випадає в результаті змішування розсолів сульфатного типу з мінералізацією 400-465 г / л і розсолів такого ж типу з мінералізацією 270-320 г / л. Майже той же результат дають експерименти з розсолами хлоридного типу. Випаданням Галіт в кількості 1-50 г / л супроводжувалося взаємодія штучних розсолів NaCl солоністю 260-310 г / л з високомінералізованими пластовими розсолами Прип`ятського прогину і Іркутського амфітеатру. Фізико-хімічними поясненням результатів експериментів є ефект висолювання NaCl хлоридами кальцію і магнію, здатний забезпечити випадання Галіт з не цілком насичених розсолів NaCl. Цей ефект найбільш яскраво проявляється при змішуванні розсолів в об`ємному відношенні 1: 1.

Б) Формування вторинного Галіт в межсолевих і подсолевих відкладеннях може бути викликано флуктуаціями пластових температур. розчинність NaCl в дистильованої воді знижується на 22% при падінні температури від 200 до 0 ° С. Добавка в розсіл іонів-висалівателей хлористого натрію (наприклад, CaCl₂) Призводить до збільшення температурного коефіцієнта розчинності солі: при охолодженні 20% -ного розсолу ЗaCl₂ від 100 до 0 ° С розчинність NaCl в ньому знижується на 27%. Геологічні причини зменшення пластових температур, сприяють галітообразованію, різні. Давнім рифтогенних структурам типу Прип`ятського прогину, наприклад, властивий спад загальної геотермической активності на відрізку їх розвитку від рифтової стадії до стадії пізньої синеклизи. У Іркутськом амфітеатрі фактором зниження температур вважають вплив неоген-четвертинного заледеніння. Випадання Галіт на температурному бар`єрі в Цехштейн Північно-Західної Європи пов`язують з тектонічним воздиманіем структур і висхідним рухом розсолів.

В) Катагенетіческое галітообразованіе в під-і межсолевих комплексах відбувається також в результаті різкого падіння пластового тиску при тектонічних переміщеннях в зонах розломів.

Провідна роль в випаданні Галіт в десцендентно-розсільної обстановці надсольових комплексів, що відзначається набагато рідше, належить коливань пластової температури, викликаним складним і умов, що змінюються режимом динаміки підземних вод інфільтраційних систем, і перепадів тиску в зв`язку з карстовими явищами.

У переважній більшості випадків катагенетіческій галит пасивно - без ознак корозії субстрату - заповнює пустотное простір карбонатних і теригенних порід.

Увага, тільки СЬОГОДНІ!