Катагенез в безэвапоритовых элизионных водоносных системах

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Концентрации Mg, Fe и Mn, наиболее часто встречающихся примесей в кальцитах, довольно низки. Содержание Mg, Sr и Na, элементов–показателей солёности минералообразовательных растворов — практически одинаковое в под–, меж– и надсолевых отложениях. Существенным фактором, влияющим на состав кальцита, является присутствие пирокластического материала в отложениях: кальциты из вулканогенно–осадочных разрезов обогащены Mn и Ba по сравнению с кальцитами нормально–осадочных разрезов. Приобрести запасные части четра, вы сможете на сайте grand-tractor.ru компании «Гранд-Трактор». На сайте компании вам рады предложить широкий ассортимент, а также доступные цены и качественное обслуживание.

Изотопный состав углерода кальцитов подсолевой и межсолевой элизионных систем (d¹³C_PDB от –6,6 до +3,5 ‰, в среднем –0,4 ‰) отражает вклад разных источников углерода в минералообразование: гидрокарбоната исходной морской воды, углекислоты, выделяющейся в результате разложения ОВ. Изотопный состав кислорода этих кальцитов (d¹⁸O_SMOW в среднем +21,8 ‰) свидетельствует о температурах минералообразования, составляющих 60–65°С. Значения d¹³C кальцитов надсолевой элизионной системы сильно изменчивы (от –18,2 до +5,8 ‰), что связано со сложным преобразованием ОВ горючих сланцев, входящих в состав этой системы.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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