03.03.2021

Водные растворы и органическое вещество осадочной оболочки Земли в фильтрационно-эпигенетических процессах


Необходимость особого внимания к истории осадочной оболочки Земли определяется прежде всего тем, что месторождения важнейших полезных ископаемых — нефти, газа, сульфидных и окисных руд, каменного угля, горючих сланцев, месторождения подземных вод, а также многих других видов сырья формируются в верхней геосфере на глубинах не более 5—6 реже 7—12 км. Они находятся либо в самой осадочной оболочке Земли, либо в сфере ее влияния — в подстилающих или внедрившихся в нее геологических образованиях.

Осадочная оболочка вместе с находящимися в ней подземными водами образует водонапорные системы, например артезианские бассейны. Причем трещинные воды подстилающих ее пород, а также воды интрудировавших в нее горячих масс постоянно находятся в сфере гидродинамического и гидрогеохимического влияния водоносных коплексов осадочной оболочки, образуя с ними единое целое. За счет гидродинамической энергии этих региональных водонапорных систем, имеющей главным образом гравитационную и частично гравитационно-тепловую природу, осуществляется фильтрационная миграция мобильных компонентов (воды, нефти, газа). В результате происходят непрерывные изменения минеральных и органических веществ как в осадочной оболочке, так и в подстилающих и интрудировавших в нее породах; преобразуются и сами мобильные компоненты. Особенно наглядно это прослеживается в неглубоко погруженных частях бассейна, прежде всего в подземной части биосферы (при температурах, меньших 370° К), где многие превращения минеральных и органических компонентов совершаются при участии микроорганизмов. В водонапорных системах протекают и так называемые эндогенные (абиогенные) процессы, сопровождающиеся формированием эндогенных месторождений полезных ископаемых, причем наиболее продуктивны гидротермальные процессы, а недра региональных водонапорных бассейнов (включая содержащие трещинные воды подстилающие породы и интрузии) являются главным резервуаром гидротермальных растворов и органического вещества (OB).

При рассмотрении фильтрационно-эпигенетических (наложенных) процессов, связанных с гравитационным движением флюидов, важно иметь в виду, что геологические составляющие водонапорных бассейнов (флюид — порода) обычно неоднородны в геохимическом отношении. Так, среди них часто присутствуют геохимические антагонисты. Это, с одной стороны, осадочные формации, богатые геохимически активным OB, содержащимся в породах и в водных растворах в форме нефти и углеводородных газов. OB этих формаций (нефтематеринских и/или нефтесодержащих и т. п.) способно восстанавливать в благоприятных условиях все поливалентные химические элементы и тем вызывать их осаждение в твердую фазу или, наоборот, способствовать их переходу в водный раствор. С другой стороны, это формации, лишенные OB, но обогащенные соединениями Fe3+, сульфатами (SO42-) и тому подобными компонентами, способными окислять OB. В каждой геоформации возникает своя вертикальная зональность; каждой отвечает определенная стадийность постдиагенетических процессов, обусловленных, в частности, фильтрацией водных растворов.

В истории водонапорных бассейнов можно условно выделить стадии: 1) прогибания земной коры, на которой аккумулируются осадочные и вулканогенно-осадочные образования, в том числе водные растворы и OB; 2) формирования складчатых структур в осадочном чехле (но не систем трещин, по которым может осуществляться сквозная фильтрация мобильных компонентов через флюидоупоры); 3) геотектонической (или тектоно-магматической) активизации, для которой характерен интенсивный тепломассоперенос, главным образом в недрах бассейна; при этом региональное движение мобильных компонентов в водонапорной системе становится более активным, в том числе и во внутренних частях ее, где водные растворы являются терминальными (гидротермы); 4) общего поднятия региона, захватывающего весь бассейн или крупные его фрагменты, когда широко развиваются эрозионно-денудационные и гипергенные процессы.

Вследствие возрастания температуры с глубиной в разрезе водонапорного бассейна выделяются (при достаточной мощности коры) две зоны — биогеосферы и абиогеосферы. В первой из них многие геохимические преобразования фильтрационно-эпигенетического и диффузионно-эпигенетического типов совершаются при участии микроорганизмов, во второй — химическим путем. Граница между этими геосферами проходит примерно по геоизотерме 370° К. В верхней части абиогеосферы существует подзона минимальной интенсивности геохимических преобразований OB и ряда поливалентных компонентов, находящихся в окисленном состоянии, в частности SO42-, Fe3+ и т. п. Она ограничена снизу областью геоизотерм от 470 до 420° К. В этой подзоне уже не могут существовать микроорганизмы, тогда как абиогенные окислительно-восстановительные реакции с участием OB протекают весьма замедленно. Вследствие этого здесь складываются оптимальные условия для сохранения сначала рассеянного OB (в том числе «микронефти» и т. п.), а затем, на второй стадии, — залежей нефти. На третьей стадии нефтесодержащие, нефтематеринские и тому подобные породы, находившиеся ранее в этой подзоне, обильно поставляют углеводороды (УВ) — флюиды, которые вовлекаются в «эндогенные» процессы и расходуются, в частности, на восстановление ионов SO42- до H2S. В результате этого возникают оптимальные условия для формирования сульфидных рудных минерализаций, рудопроявлений и месторождений гидротермального и экзогенного (биогенного) типов.

На первой стадии развития бассейна фильтрационный массоперенос мобильных компонентов развивается в ограниченных масштабах. Осуществляется главным образом диффузионный эпигенез. На второй стадии движение водных растворов в водонапорной системе становится более заметным и сопровождается преобразованиями фильтрационноэпигенетического и диффузионно-эпигенетического типов. В них вовлекаются твердая, жидкая и газовая фазы системы. Причем в осадочных формациях с OB (нефтематеринских и т. п.) в ходе этих преобразований образуются залежи нефти, углеводородных газов, газоконденсата. Иногда эти вещества нефтяного ряда, а также нефтяные воды мигрируют вверх, образуя вторичные скопления в геоформациях другого типа, например в континентальных красноцветных породах. При этом ионы Fe3+ обычно восстанавливаются до Fe2+ и породы послойно меняют свою окраску на зеленовато-серую, серую или черную, обогащаясь OB.

На стадии тектонической активизации весь водонапорный бассейн или значительные его фрагменты становятся ареной интенсивного фильтрационного и диффузионного тепломассопереноса. Залежи нефти и газа разрушаются, но вмещающие их породы долгое время остаются обогащенными OB. В краевых частях бассейна указанные эпигенетические преобразования совершаются при участии микроорганизмов или продуктов их жизнедеятельности. В благоприятных условиях эти изменения сопровождаются формированием экзогенных концентраций ряда рудных и нерудных полезных ископаемых (меди, железа, ванадия, урана, битумов, серы, а также пресных, лечебнопитьевых, сероводородных и других минеральных вод).

К этой стадии во внутренних частях водонапорного бассейна, а иногда и в его краевых зонах возникает гидротермальная водонапорная система, в которой движение горячих водных растворов становится региональным и происходит как по пластам, так и по трещинам. Оно охватывает пространство в десятки, сотни, а то и в тысячи кубических километров. Разгрузка же гидротерм в такой системе остается всегда локальной на участках гидродинамических минимумов; здесь флюиды достигают поверхности земли или переливаются в вышележащие водоносные комплексы по тектоническим трещинам, литофациальным окнам и т. п. Скорость движения гидротерм на этих участках (в депрессионных воронках) того же порядка, что и в зоне активного водообмена краевых частей бассейнов. В сфере же влияния вулканической или неглубокой интрузивной деятельности водообмен соизмерим с таковым в закарстованных породах. Такой механизм локализованного дренирования гидротерм обусловливает прохождение больших масс растворов через небольшой объем проницаемых пород, составляющий не более тысячных долей всего объема пространства водонапорной системы. Естественно, что химические (абиогенные) реакции между компонентами водных растворов, поступающих из разных водоносных горизонтов, и ингредиентами пород наиболее интенсивны и контрастны на этих локальных участках гидродинамических минимумов. В них и формируются так называемые гидротермальные образования, в пределах которых в значительно меньших объемах возникает рудная минерализация и в еще меньших — рудопроявления и рудные тела.

Положительные геотермические аномалии, вызванные интрузиями горячих масс или другими причинами, резко усиливают как региональный, так и в особенности локализованный фильтрационный гидротермальный тепломассоперенос. Эти локальные зоны развития аномально высоких температур, при прочих равных условиях, особенно благоприятны для формирования гидротермальных месторождений рудных и нерудных элементов.

OB, способствующее восстановлению многих химических элементов, ведет себя в ходе рассматриваемого гидротермального процесса по-разному. Наблюдаются два типа трансформаций OB, извлеченного гидротермальными растворами из осадочных образований: без участия ионов SO42-, Fe3+ или других окислителей и с их участием. В первом случае, например, в эндо- и экзоконтактах гранитоидных (Северная Осетия, Ботогол) или щелочных (Хибины и др.) интрузий формируется последовательный ряд органических соединений от графита или антроксолита до битумов; состав последних определяется прежде всего температурой гидротерм в соответствии со стадийностью процесса или удаленностью от источника тепла (интрузии).

Совершенно иначе ведет себя OB в тех случаях, когда в ходе гидротермального процесса оно встречается с породами или растворами, способными вступать с ним в химические реакции, например окислять его. Так, широко распространенным является взаимодействие OB и сульфатов (пород или растворов) при температурах не меньше 470—420° К в реакции окислительно-восстановительного типа. В результате OB окисляется до CO2, органических кислот и, возможно, других промежуточных органических соединений, а ион SO42-, реагируя с OB, восстанавливается до H2S (HS-, S2-, комплексных соединений, Sорг).

В случае, если гидротермы приносят халькофильные элементы (Си, Fe, Ni, Pb, Zn и т. п.), сероводород реагирует с ними, и возникшие сульфиды выпадают из раствора, образуя рудные концентрации. Кроме того, в определенных условиях некоторые растворенные компоненты восстанавливаются сероводородом и выпадают в виде закисных соединений, в самородном состоянии и т. п. (гидротермальные минералы золота, меди, серебра, платины и др.). Если же ионы SO42- поступают на протяжении всего гидротермального процесса, твердые органические продукты (ряда графит — асфальтит) в рудных телах не образуются. Таким путем, по нашему мнению, в условиях высоких температур развивался постинтрузивный гидротермальный процесс рудообразования на месторождениях Норильска, Алмалыка и др.

Если же источник сульфатов достаточно удален от зоны, где происходит их взаимодействие с OB, то в период, пока сульфатсодержащие растворы не поступают в эту зону, среди гидротермальных новообразований наблюдаются графит (антраксолит) или более низкотемпературные битумы (кериты). С момента начала реакции OB с ионом SO42-процесс носит сульфатно-сульфидно-рудный характер (он идет с образованием сероводорода) без отложения твердых органических продуктов, так как OB окисляется в ходе реакции с сульфат-ионом. Такой тип гидротермального процесса характерен для ряда полиметаллических месторождений (Садон и Эльбрус на Северном Кавказе и др.). Когда же температура гидротерм опускается ниже 470—420° К, абиогенная реакция между OB и сульфат-ионом с образованием сероводорода прекращается, и в постсульфидные стадии образуются минеральные парагенезы с железистыми карбонатами и другими минералами, содержащими закисное железо, или же с сульфатами Ca или Ba и т. д. В низкотемпературных гидротермальных месторождениях, например в ртутных месторождениях Северо-Западного Кавказа, в пострудную стадию образуется твердый битум типа кертизита.

В черносланцевых породах абиогенная генерация сероводорода и осаждение из гидротерм сульфидов, золота и других рудных минералов восстановительных ассоциаций происходят на участках фильтрации через эти породы горячих сульфатсодержащих подземных вод, поступающих из других водоносных горизонтов. В целом же поведение OB в гидротермальном процессе достаточно разнообразно, и оно, естественно, не ограничивается предложенными моделями.

В водонапорных системах осадочной оболочки наиболее крупные сульфидные или сульфидсодержащие рудные месторождения фильтрационно-гидротермального типа возникают в тех случаях, когда соблюдается ряд условий: 1) наличие регионально проницаемых горизонтов или водоносных комплексов; 2) наличие перекрывающих водоупоров; 3) существование залежей нефти или газа, на месте которых на третьей стадии развития бассейна образуются породы, вторично обогащенные OB; 4) возможность интенсивного движения водных растворов в недрах (третьей стадии), охватывающего значительную часть водонапорной системы и в наибольшей степени — локальные участки разгрузки в гидродинамических минимумах; 5) наличие сульфатсодержащих осадочных образований или подземных вод — богатых источников серы в водорастворимой форме; 6) взаимодействие в ходе гидротермального процесса сульфатов и OB, в результате чего в зонах высоких температур (не меньше 470—420° К) происходит абиогенное восстановление ионов SO42- до сероводорода за счет одновременного окисления OB до двуокиси углерода, органических кислот и других промежуточных соединений; 7) обильное поступление с гидротермами соответствующих металлов в форме минеральных или органических соединений (меди, никеля, свинца, золота, платины и др.) и связывание их сероводородом в виде сульфидов или иных минералов; 8) существование значительных по мощности толщ, обогащенных соответствующими рудными элементами в форме, допускающей их переход в термальные растворы региональной водонапорной системы.

Яркими примерами концентраций, возникающих при наличии указанных условий, являются сульфидные месторождения Джезказгана, Жайрема, Норильска и других подобных им районов.

На четвертой стадии геологические образования водонапорного бассейна или его частей, ранее прошедшие периоды нефтенакопления, а затем гидротермальных преобразований, испытывают денудацию и гипергенные изменения. Последние во многом определяются интенсивностью циркуляции инфильтрационных подземных вод. При этом главным геохимическим процессом является бактериальное окисление рудных и породообразующих минералов, OB нефтесодержащих и нефтематеринских образований, гидротермально измененных пород и т. п.

При гипергенезе гидротермальных образований, и в том числе рудных месторождений, формируются водные ореолы рассеяния рудных элементов и их спутников. С увеличением глубины в ореольных подземных водах, имеющих главным образом инфильтрационное происхождение, содержание рудных компонентов, становящихся миграционноспособными в результате кислородного окисления, снижается. Это снижение часто наблюдается на глубине несколько десятков метров ниже уровня подземных вод (в естественных условиях). С глубиной возрастает доля нерудных компонентов (F-, Cl-, I-, Li+ и др.), а также радия, гелия CO2 и т. д. В недрах их преобладание становится еще более заметным. Главными поставщиками таких аномальных компонентов в глубокие ореольные воды являются реликты гидротермальных растворов, которые длительное время сохраняются в гидротермальных образованиях в виде так называемых «газожидких включений», а также «связанных вод». Состав и концентрация аномальных компонентов в таких ореольных водах определяются прежде всего характером предшествующего гидротермального процесса. Так, в случаях избытка реликтовой углекислоты (вплоть до жидкой) формируются так называемые углекислые воды различной минерализации (Большой, Малый Кавказ и др.). В других случаях (в глубоких частях Криворожского рудного бассейна, рудных полей Урала, Джезказгана и т. д.) инфильтрационные подземные воды обогащаются за счет реликтовых растворов главным образом хлоридами щелочных и щелочноземельных элементов, вплоть до рассолов.

Пространственные неоднородности и неодинаковые темпы эволюции крупных водонапорных бассейнов обычно приводят к тому, что разные их части проходят в настоящее время различные стадии развития. Это выявляется при исследовании одних и тех же стратиграфических комплексов, а иногда и в обрамляющих породах. Так, в одних частях бассейна могут протекать процессы, характерные для четвертой стадии, охватывая при этом и более ранние гидротермальные образования; формируются углекислые или другие аномальные (ореольные) воды и т. д. Одновременно в соседних частях того же бассейна, не затронутых тектоно-магматической активизацией и находящихся еще на второй стадии развития, сохраняются или продолжают формироваться залежи нефти, углеводородных газов, газоконденсатов. В краевых же частях может возникать бактериальный сероводород, а в сероводородных ловушках — осаждаться ряд компонентов в количествах, достигающих промышленных концентраций (S0, Se0, V, Cu и др.).

В качестве примера неоднородности развития крупного водонапорного бассейна можно привести Большой Кавказ. Здесь описанная выше картина прослеживается в образованиях мезозоя, а также в породах фундамента и интрузиях, входивших в древнюю водонапорную систему. В одних частях этого палеобассейна (в горной части и на кавминводском выступе) уже завершились процессы третьей стадии; возникли продукты гидротермальной (абиогенной) деятельности, среди которых присутствуют сульфидные и сульфидсодержащие месторождения и рудопроявления меди, цинка, свинца, молибдена, вольфрама, золота, ртути и т. п. В настоящее время в этой части бассейна протекают денудационные и геохимические процессы, характерные для четвертой стадии. Передовые прогибы на севере (Азово-Кубанский и Восточно-Предкавказский) являются крупными фрагментами той же древней водонапорной системы, но они находятся сейчас на второй стадии. Здесь в мезозойских отложениях имеются скопления нефти, углеводородных газов или газоконденсата. В краевой их части, в полосе погружения мезозойских осадочных пород, в результате деятельности бактериальной микрофлоры формируются подземные воды, обогащенные сероводородом (Горячий Ключ, Тамиск, Талги и др.), а глубже — метаном и т. д.

Имеются и другие примеры непосредственного соседства нефтегазоносных частей водонапорного бассейна и районов, содержащих гидротермальные образования и находящихся сейчас на четвертой стадии развития. Примером могут служить нефтегазоносный (артезианский) бассейн Днепрово-Донецкой впадины (рудоносный Донбасс) или Сары-суйская впадина, перспективная на открытие залежей углеводородных газов в отложениях верхнего девона нижнего карбона и в вышележащих породах, и рудные поля Джезказгана и, по-видимому, Жайрема.

Таким образом, все процессы, связанные с фильтрацией флюидов, в том числе процессы, создающие концентрации полезных ископаемых наложенного (эпигенетического) типа, развиваются в водонапорных бассейнах. Они происходят как в подземной части биосферы, так и глубже, в абиогенных условиях (но при участии ее продуктов).

В заключение необходимо подчеркнуть, что огромная информация, полученная в последние годы геологической наукой, все более подтверждает идеи В. И. Вернадского об участии биосферы и ее продуктов в геологических процессах, происходящих в земной коре. Так, сейчас уже более чем достаточно фактов для утверждения предположения о биогенном источнике скоплений нефти, углеводородных газов, газоконденсата, битумов и т. п., экзогенных концентраций железа, марганца, серы, ванадия, урана, селена и некоторых других полезных ископаемых, а также йода, OB, углекислоты, метана и ряда других компонентов подземных вод, так же как и части самой воды. He составляет исключения и эндогенный гидротермальный процесс, в котором обязательно участвуют продукты биосферы (органические Н, С, О, N, Р, Fe, Mo, S и др.), свободный кислород атмосферного (биогенного) происхождения, сульфаты, соединения Fe3+, подземные воды и т. п.





Яндекс.Метрика