Процессы и продукты преобразования осадочного материала на стадии катагенеза

 

Процессы и продукты преобразования осадочного материала на стадии катагенеза

Вспомним, что стадия катагенеза — это стадия литогенеза, которая следует за стадией диагенеза и предшествует либо стадии метагенеза, переходной к метаморфизму, либо гипергенным преобразованиям. Весьма длительная катагенетическая стадия преобразования осадочного вещества отвечает зоне катагенеза, которая представляет собой огромную область геологического пространства, характеризующуюся наличием и деятельностью собственно подземных вод, в отличие от зоны диагенеза, где воды — иловые, от зоны гипергенеза, где воды —  вадозные, и зоны весьма глубоких преобразований осадочного материала (метагенеза и/или метаморфизма), где вода находится в надкритическом состоянии и не может быть названа жидкой водой в обычном понимании. Зона катагенеза простирается в недра Земли до отметок 5–25 км, а на докембрийских платформах её нижняя граница совпадает с кровлей кристаллического фундамента.

Факторы  катагенеза

Традиционные представления о факторах катагенеза таковы, что если 100 геологам задать вопрос, каковы основные факторы катагенеза, то 90 из них ответят, что это температура и давление. Сейчас, однако, наступает всё большее и большее осознание того, что не менее важным фактором катагенеза являются подземные воды. Кроме того факторами катагенеза следует считать тектонические движения и время. Рассмотрим факторы катагенеза, уделив особое внимание рассмотрению подземных вод, поскольку практика показывает, что современные литологи весьма слабо знают состав, особенности движения и происхождения подземных вод. [А в доступной сегодня непосредственному изучению части геологического пространства нет породы без воды и нет воды без породы. Эти две природные субстанции являются объектами изучения разных наук (литологии и гидрогеологии) только потому, что находятся в разном физическом состоянии. Между тем они активно взаимодействуют и в первую очередь на стадии катагенеза. Изучение литологами только твёрдой, а гидрогеологами только жидкой части единой системы  порода – вода  не даёт адекватного представления об этих взаимодействиях.] Одним словом, новые литологи должны знать подземные воды лучше, чем их знают современные литологи.

Температура

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

Если у 100 геологов спросить, при каких температурах протекают процессы катагенеза, то 90 из них ответят: при повышенных или высоких. Однако это не совсем так. Если мы примем температуру в 20°С за нормальную, и посмотрим, где в геологическом разрезе она достигается, то мы увидим примерно такую температуру на глубине в 1 км в Припятском прогибе, в Камском Приуралье, в Башкирии, во многих других регионах. А в Оршанской впадине такая температура достигается только на глубинах около 1,5 км. Выше указанных отметок температура, естественно, ниже. Вместе с тем, очевидно, названные нами глубины, несомненно, отвечают зоне катагенеза. Поэтому надо полагать, что протекание процессов катагенеза при “комнатной” температуре — это рядовое явление. Вообще же диапазон температур в зоне катагенеза такой: от близких к поверхностным до 375–450°С. Надо отметить, что температуры, отражающие нижнюю границу катагенеза, непосредственно замерены лишь в очагах современного вулканизма, где температура парогидротерм достигает 400°С. В других регионах зоны с такими температурами скважинами пока не достигнуты. В Беларуси, например, максимальная замеренная температура составляет  116,5 °С на глубине 3500 м в скважине Барсуковская-3 в Припятском прогибе. [Для интересующихся укажем, что минимальная температура подземных вод, зарегистрированная сегодня, отнюдь не 0 и не 4°С, как можно было бы предположить, а –16°С. Такова температура высокоминерализованных рассолов вечномерзлых пород]. Легко и быстро купить zippo по самым привлекательным цена вы сможете на сайте shop-zippo.ru

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

Заканчивая рассказ о температуре как факторе катагенеза, отметим важный для понимания дальнейшего материала момент. Мы сейчас говорили только о современных температурах. Но литолог, восстанавливающий историю катагенеза, как правило, имеет дело с древними породами и с процессами, которые протекали в геологическом прошлом. Пластовые температуры в геологическом прошлом могли быть существенно отличными от современных. Так, Припятский прогиб сегодня является частью Припятско–Днепровской синеклизы — тектонически спокойной структуры Восточно–Евро­пейской платформы. Но в период с позднего франа по средний триас это был рифтовый бассейн, напоминавший современный рифт Красного моря. Температуры здесь должны были быть и были существенно выше, чем современные. Специальные палеотермические исследования, которые проводятся с использованием методов отражательной способности рассеянного органического вещества и термометрии газово–жидких включений в минералах и о которых мы ещё будем говорить, показали, что пластовые палеотемпературы в девонских отложениях Припятского прогиба достигали 200–220°С.

Давление

Можно говорить о трёх видах давления. А) Геостатическое (литостатическое, гравитационное). Это одностороннее давление, обусловленное нагрузкой вышележащих толщ. В результате длительного воздействия этого вида давления на породы появляются новые текстуры и структуры (происходит вдавливание зёрен одно в другое, их раздробление, возникает плитчатость, сланцеватость, совпадающая с напластованием, усиливаются процессы растворения). Геостатическое давление обусловливает сложный комплекс процессов, связанных с отжимом растворов из пор глинистых пород в породы–коллекторы и образованием трещин гидравлического разрыва, вызывает течение соляных масс. Б) Тангенциальное (стрессовое). Это боковое давление, возникает во время складчатости и формирования солянокупольных структур. Давление стресса создаёт специфические структуры и текстуры в породах. Эти структуры накладываются на структуры и текстуры, вызванные геостатическим давлением, и усложняют их. Тангенциальное давление свойственно самым низам зоны катагенеза и ещё в большей степени зонам послекатагенетических изменений пород. В) Гидроста­тическое. Это давление, определяемое высотой столба подземных вод заполняющих пустотное пространство пород. Оно определяет темп водообмена, скорость движения воды и, тем самым, степень и характер воздействия подземных вод на породы.

Геостатическое давление может быть приближённо рассчитано на основании глубины залегания (мощности) и плотности горных пород. Если принять среднюю плотность осадочных пород равной 2,7 г/см3, то на каждые 1000 м давление возрастает на 27 МПа. Но осадочные породы не являются монолитными твёрдыми телами, они имеют поры. Следовательно, расчёт увеличения давления с глубиной надо вести не по плотности, а по объёмной плотности (т.е. с учётом пористости). Геостатическое давление, рассчитанное по объёмной плотности пород, составит 20 МПа — на глубине 1000 м, и 237 МПа — на глубине 9000 м.

Тангенциальное давление (давление стресса) трудно оценить. Н.В. Логвиненко и Л.В. Орлова предлагают воспользоваться для этого таким косвенным способом. При тангенциальном сжатии в породах возникает кливаж разрыва — скол и скольжение, перемещение одних частей породы по другим. Обычно поверхности кливажа обтекают зёрна минералов, имеющих высокую прочность (кварц, гранаты и др.). Однако иногда эти поверхности секут зёрна кварца (т.е. кварц дробится). Зная прочность кварца (временное сопротивление сжатию и сопротивление сдвигу), можно оценить давление стресса, которому он подвергался. Это примерно 1200–1300 Мпа. Таким образом тангенциальное давление может быть значительно больше геостатического.

Гидростатическое давление, будучи прямой функцией веса столба жидкости в пустотном пространстве пород, легко рассчитывается. На глубине 1000 м оно составляет 10 МПа, на глубине 9000 м — 90 МПа. Мы получили эти цифры, допустив, что столб воды, заключённый в породах, полностью представлен пресной водой с плотностью 1 г/см3. При более строгих расчётах надо учитывать, что плотность подземных вод меняется в геологическом разрезе вместе с их минерализацией. Например, для вод с минерализацией, как у морской воды (35 г/л), плотность составляет 1,03 г/см3, для рассола с минерализацией 400 г/л — 1,28 г/см3

 

08 ноября 2012 /
Похожие новости
Процессы катагенеза, управляемые преимущественно изменениями гидрогеологической обстановки
Преобразование эвапоритов
Типы катагенеза. О двух фундаментальных группах катагенетических процессов
Стадия метагенеза
Постседиментационные (вторичные) изменения осадочных пород. Стадия катагенеза
Комментарии

НАПИСАТЬ КОММЕНТАРИЙ

Ваше Имя:
Ваш E-Mail:
Полужирный Наклонный текст Подчеркнутый текст Зачеркнутый текст | Выравнивание по левому краю По центру Выравнивание по правому краю | Вставка смайликов Выбор цвета | Скрытый текст Вставка цитаты Преобразовать выбранный текст из транслитерации в кириллицу Вставка спойлера
Вопрос:
Сколько часов 1 сутках?
Ответ:*
Введите код: