Оценки степени созревания органического вещества осадков

отражательной способности
ти витринита, Ro, в породах современно-
го разреза служит одним

из основных
факторов контроля численной модели
бассейна (наряду с измерениями глубин-
ных температур (теплового потока) и
анализом вариаций тектонического погружения фундамента).

Иллизи, скв. TGE-1, Восточный Алжир
ааааа
Пример иллюстрирует одновременное действие
тепловой активизации

и растяжения в кайнозое.
Тепл. актив. предполагает высокие Т≈110°С
при z=2 км. Без растяжения тект. кривая (дл.
пунктир) пойдёт выше сплошной (см. рис.).
См. также слайд 4.

и увеличения её температуры и давления известны как диагенез и

углефикация.

Угли, жидкие и газовые углеводороды образуются из растительных остатков в условиях недостатка кислорода (недостаточное окисление). Обширные болота с тропическим климатом наиболее предпочтительны для формирования угольных пластов.
Морские и богатые кальцием болота, озёра, лагуны дают угли, жидкие и газовые УВ с большим содержанием зол, серы и азота.

< 50°С).
Превращение торфа в бурый уголь с выделением не-большого

количества метана (Т ≥ 50°С; Z=200-400 м).
Формирование угля с высвобождением СО2 (Т ≈ 70-100°С).
Преобразование угля в полуантрацит с выделением большого количества метана (Т ≈ 160-200°С).
Время влияет на созревание ОВ наряду с температурой.

оценки степени созревания ОВ в осадкаx.
Согласно физическим законам отражения

и преломления света,
доля интенсивности, R, луча монохроматического света, который нормально отражается от плоской поверхности куска витринита с показателем преломления, n, погружённого в масло с показателем преломления, no, равна:

Показатели преломления n и n, определяются интегральной
историей образца витринита, т.е. функцией T(t).

материал торфяного происхождения.
Отражательная способность витринита %Ro или %Ra – отношение

интенсивностей отражённого и падающего пучков света.
При углефикации значения %Ro меняются от Ro= 0.25% на
стадии торфа до Ro=4.0% на стадии антрацита.

Витрен - это литотип угля, характеризующийся алмазным или стеклянным блеском, чёрным цветом, кубической отдельностью и раковистым надломом. Витринит – наиболее общий продукт углефикации. Он образуется в погружающихся осадках в кислых условиях. В условиях от нейтральных до слабощелочных активность бактерий будет велика и образуются битуминоиды со слабоотражающими витринитами.

ста-дии созревания ОВ по изме-ренным значениям Ro%.
Возможны вариации в

Ro% для ОВ разного типа и разного содержания примесей в ОВ. Начало главной стадии образования нефти:
Ro = 0.50 % - для высоко-сернистыx керогенов,
Ro = 0.55 - 0.60% - для кероге-нов типа I и II,
Ro = 0.65 - 0.70% - для керогенов типа III
(Gibbons et al., 1983; Waples 1985).

При захоронении в песчаных породах доступ кислорода облегчается и ОВ

окисляется. Поэтому ОВ, годное для интерпретации в палеогеотермических исследованиях, обычно сохраняется в глинах, алевролитах и известняках, а в песчаниках основная часть ОВ может быть переработана и изменена.
2) Надёжность измерений Ro для значений меньших 0.3 - 0.4% крайне низка.
3) Существенная зависимость %Ro от исходного химического состава вит-ринита вызывает большой разброс в измеренных значениях Ro% даже в пределах одного бассейна.
4) Необходимо учитывать, что для Ro > 2% отражательная способность будет зависеть ещё и от давления.
5) Морские и озёрные серии пород в большинстве случаев являются битуминоидами от планктона и по термофизическим свойствам отличаются от витринита.
6) Континентальные породы кембрий-ордовика и более древние не могут содержать витринита, так как высших растений тогда не существовало.
7) Во всех красноцветных формациях ОВ окислено.
8) В известняках витриниты сохраняются реже, а их отражательная способность может отличаться от значений для нормального витринита той же степени углефикации

развитие этих методов в 70 - 80-ые годы связано с

тем, что многие исследователи тогда рассматривали температуру как основной и часто единственный фактор эволюции зрелости ОВ осадков.

По уровню зрелости ОВ (по значениям %Ro)
По температуре гомогенизации жидкостных включений
По изменениям при диагенезе глинистых минералов
По температуре равновесия устойчивых изотопов
По температуре равновесия SiO2-Na-K-Ca системы
Из анализа распределения длин микротрещин от деления радиоактивных элементов в аппатите (fussion track analysis)
На основе комбинации определений возраста радиометрических систем (K-Ar, Rb-Sr и U), которые замыкаются при различных температурах

/ 100.)2 ] (1)
для образцов из

углистых прослоек,
10⋅Rа (%) = 67.2⋅[1. + 0.082⋅(Tmax / 100.)2 ] (2)
для песчаников и алевролитов и
10⋅Rа (%) = 67.2⋅[1. + 0.107⋅(Tmax / 100.)2 ] (3)
для глин и аргиллитов (3), где Tmax выражена в °С (Аммосов и др. (1980) и Курчиков (1992)..
Tmax (°С) = 302.97⋅log10 Ro(%) + 187.33 (4)
(Price, 1983).
ln Ro(%) = 0.0078⋅Tmax (°С) - 1.2 (5)
(25 ≤ Tmax ≤ 325°C и 0.2% ≤ Ro ≤ 4.0%; Barker and Pawlevicz, 1986).
Tmax (°С) = 104⋅ln Ro(%) + 148. (6)
для постоянных скоростей нагревания пород V = 0.1 – 1 °C/млн. лет при погружении (Johnsson et al., 1993).
Tmax (°С) = [ ln( Ro(%) / 0.356) ] / 0.00753 (7)
- для всех постоянных скоростей нагревания пород при погружении (Barker, 1993).

(7) на
слайде 10 (Аммосов и др.
1980; Курчиков, 1992;
Barker and Pawlevicz,1986
Barker,1988,1993;Johnsson

et al.,1993).
Для Ro ≥ 0.7% разброс
ΔTmax = 60-100°С.
Основная причина – за-
висимость %Ro не толь-
ко от температуры Т, но
и от геологического аре-
мени t.

Определение палеотемператур по значениям %Ro

включение является однофазной жидкостью, 2) обьём жидкоcти после её захвата

матрицей породы не меняется, 3) химический состав жидкости также не меняется со временем, 4) влияние давления на состав жидкости заранее известно, 5) известны также время и механизм улавливания (Tobin and Claxton, 2000). Остаётся вопрос о величине и типе давления в период вмещения жидкости (литостатическое или гидростатическое). Если все указанные проблемы решены, температура породы на момент захвата жидкости определяется по соответствующей Р-Т диаграмме равновесия жидкой и твёрдой фаз исследуемого вещества. Тобин и Кластон (Tobin and Claxton, 2000) предложили корреляционное соотношение:
Ro% = 1.9532 × log Th – 2.9428 (8)
где Th - температура включения жидкости, захваченного матрицей пород (температура гомогенизации).
Из рисунка слайда 11 ясно, что (8) занижает Tmax для Ro < 1.5% и сильно завышает его при Ro > 2% (Th = 540, 930 и 1600°C для Ro=2.5, 3.0 и 3.5%).

иллит
также используется для оценки значений Tmax в бассейнах.
Точность

метода невелика
по причине:
Распределения процес-са по широкому интер-валу температур.
Аппроксимации темпе-ратурной истории об-разца породы линейным распределе-нием: Т=Тmax×(t/Δt).

Изотопный состав газов заметно меняется с температурой генерации газов. Это

подтвер-ждают и результаты гидроидного пиролиза образцов материнских пород бассейнов Делавар и Вал-Верде в западном Техасе с керогеном типа II (нижний рис.; Price, 1995), показывающие изменение изотопного отношения δ13C для метана, генерированного при различных температурах (рис. 7-8-5в). Однако, видна и высокая чувствительность изменений δ13C к вариациям в составе и типе ОВ. Этим обусловлен широкий разброс в значениях δ13C с глубиной, типичный для осадочных разрезов бассейнов (верхний рис. - газовое м-ние, б. Анадарко, США; Price, 1995).
Такой разброс в значениях δ13C сильно ограничивает применение метода в реальных разрезах осадочных бассейнов.

ТВИ-метод оценки %Ro
Немецкие геохимики (Jungten, 1964; Hanbaba et al.,

1968; Van Heek et al., 1971 и др.) в экспериментах по пиролизу образцов рейнских углей установили, что процесс углефикации может быть количест-венно описан реакциями Аррениуса:
Ki(t) = Ai exp ( -Ei / R T(t) ); dXi(t)/dt = - Ki(t)⋅ Xi(t);
Yi(t)= Xio ×{ 1– exp[ - ∫tot Ki (t')⋅dt' ] }
Ki(t) – скорость реакции, Yi(t) – количество ОВ, преобразован-ного ко времени t. Ai, Ei и Xio – определяются из эксперимента.
Они показали, что степень созревания ОВ определяется не только температурой, но и временем погружения свиты.
Использование Ro% в качестве контролирующего фактора в моделировании требует с одной стороны знания температуры пород в процессе их погружения, а с другой - качественных физических моделей, описывающих процесс созревания витринита с температурой и временем.

к анализу процессов генерации нефти. Он предложил приближённое описание процессов

созревания ОВ или углефикации одной эффективной реакцией, скорость которой удваивается всякий раз при возрастании температуры на 10°C. Его метод основан на вычислении температурно-временного индекса породы (ТВИ) по известной температурной истории погружения образца материнской породы::

F(T) = n - 10 для 10⋅n ≤ T(°C) ≤ 10⋅(n+1)

[ T(t) / 10 ] - целая часть выражения.

(ТВИ)]2

Чтобы метод работал, необходима корреляция значений ТВИ с измеренными

параметрами зрелости. Метод получил широкое распространение в мире после того как Дуглас Вэплс (Waples, 1980) существенно уточнил корреляционное соотношение «ТВИ-зрелость» Лопатина (Лопатин 1971). Он использовал измерения Ro% в образцаx кернов более чем трёxсот скважин из тридцати известныx н-г бассейнов мира и получил зависимость ТВИ - Ro%. Индекс ТВИ вычислялся им исходя из реальной истории погружения материнскиx пород, но в предположении постоянного геотермического градиента, равного современному. Считалось, что возможные ошибки нивелируются при осреднении по большому числу разрезов.

ΔТВИ = 2(n - 10)⋅ Δt ,
где

n = {Т/10 }, Т - в °C и Δt - в млн.лет.

Это соотношение удобно для анализа относительной роли температуры и времени в созревании ОВ пород
Пусть температура породы Т ≤ 50°C в течении времени Δt. Тогда: ТВИ= Δt (млн.лет) / 64.
Тогда степень созревания Ro > 0.50% (TBИ > 7) будет достигнута лишь через интервал времени Δt ≥ 0.5 млрд. лет
Но если Т = 140°C в течении времени Δt,
то: ТВИ= 16×Δt (млн.лет)
и степень созревания Ro > 0.50% (TBИ > 7) достигается уже через интервал времени Δt =0.4 млн. лет, т.е. В 1000 раз быстрее.

Изменение зрелости ОВ при постоянной температуре
Т(породы) = const в течение времени Δt

V – скорость погружения породы (глубина z= V⋅(t-t0)),

а=V⋅γ , γ(°С/км) = dT/dz, t в млн.лет
Пример
Краевое плато Гуаямос(Калифорнийский залив; DSDP 279, Lonsdail 1985): градиент температуры γ=96°С/км, скорость осадконакопления V=0.8 км/млн. лет. В таких условиях стадия зрелости начала ГЗН (ТВИ = 7-13, Ro = 0.50%), достигается через 1.9 млн.лет. В южном троге Калифорнийского залива, где в окрестности интрузивных тел есть гидротермальный поток тепла и температуры в нижних горизонтах осадочного чехла могут достигать 200 –300°С, стадия созревания начала ГЗН достигается за несколькиx тысяч лет.

Изменение зрелости ОВ за время от t0 до t при постоянном градиенте температуры: dT / dz = γ
(следовательно, T(t)=To + γ⋅z(t) = To + γ⋅V⋅(t-t0))

Обе формулы (для Т = const и для β =

dT/dz и V = dz/dt =const) можно объединить одной формулой для линейного изменения температуры со временем для интервала t1 ≤ t ≤ t2: T(t) = T1 + [(T2 – T1) / (t2 – t1)]*(t – t1)
Подстановка T(t) в формулу для ТВИ даёт:

Легко видеть, что при Т2 → Т1 эта формула переходит в (а), а при
(Т2 - Т1) = β*V*(t2 – t1) = a*(t2 – t1) – в формулу (б).

Во всех 7-ми вари-
антах глубина пог-
ружения в совре-
менном разрезе
составляла

4 км,
а градиент темпе-
ратуры был равен
30°С/км в течении
всей истории пог-
ружения

ОВ осадочных пород
Это позволяет оценивать изменение

Δ ТВИ в истории бассейна как сумму изменений Δi ТВИ на разных этапах развития бассейна.

неболь-шим ступенеобразным увеличением зрелости ОВ с Δ Ro ≈ 0.20%

на примере скв. ANR
Герцинская эрозия: в предэрозионный период: Δz=3,2

км To=10°C и γ=40°C/км в течении Δt=103 млн. лет.(T1=10, T2=138C)
ΔTВИerosion ≈ 162, ΔRo (eros) ≈ 1.27%.
осадконакопление в триасе и юре
Δz = 3.4 км в течение времени Δt = 183 млн. лет
To = 10°C, γ = 32°C/км. (T1= 10°C, T2= 118.8°C )
ΔTВИsedim ≈ 89. ; Ro (sed) ≈ 1.1%. ТВИ ≈ 162+89 = 251 или
Ro ≈ 1.42%.
ΔRo = 0.32% в конце мела.
Перерыв в отложении осадков в кайнозое
Tav ≈ 105°C за период 65 млн. лет. . (T1= 105°C, T2= 105°C )
ΔTВИ interrup ≈ 92.
Над несогласием в настоящее время ТВИ= 89+92 =181 или Ro ≈ 1.31%,
под поверхностью герцинского несогласия имеют TВИ ≈ 251+92=343 или Ro≈1.53%.

предэрозионный период: Δz=3,2 км To=10°C и γ=40°C/км в течении Δt=103

млн. лет.
ΔTВИerosion ≈ 162, ΔRo (eros) ≈ 1.27%.
осадконакопление в триасе и юре (2 км)
Δz = 2.0 км в течение времени Δt = 183 млн. лет
To = 10°C, γ = 32°C/км.
ΔTВИsedim ≈ 6.8. ; Ro (sed) ≈ 0.563%. ТВИ ≈ 162+6.8 = 168.8 или
Ro ≈ 1.288%.
ΔRo = 0.725% в конце мела.
Перерыв в отложении осадков в кайнозое
Tav ≈ 64°C за период 65 млн. лет.
ΔTВИ interrup ≈ 5.36
Над несогласием в настоящее время ТВИ= 6.8+5.36 =12.16 или Ro ≈ 0.657%,
под поверхностью герцинского несогласия имеют TВИ ≈ 168.8+5.36=174 или Ro≈1.297% ΔRo=0.64%.

пород с различным типом ОВ в ходе открытого или замкнутого

пиролиза привели к созданию кинетических моделей, описывающие процесс термического созревания витринита.

Эксперименты по замкнутому пиролизу образцов витринита позволили создать модель, описывающую изменения отража-тельной способности витринита Ro 35-ю (VITRIMAT) или 20-тью (EASY%Ro) параллельными реакциями первого порядка Аррениуса, отвечающими за процессы выделения воды, двуокиси углерода CO2, метана и более тяжёлых УВ (Sweeney and Burnham 1990). Скорости реакций:
Ki(t) = Ai exp ( -Ei / R T(t) ); dXi(t)/dt = - Ki(t)⋅ Xi(t);
Yi(t)= Xio ×{ 1– exp[ - ∫tot Ki (t')⋅dt' ] }
Ki(t) – скорость реакции, Yi(t) – количество ОВ, преобразован-ного ко времени t. Ai, Ei и Xio – определяются из эксперимента.

CHn и CH4 (Burnham and Sweeney, 1989)

4 типа реакций

при со-
зревании витринита:
Генерация H2O
Вит → ост вит + H2O
A = 1×1013 (1/сек)
Генерация СO2
Вит → ост вит + СO2
A = 1×1013 (1/сек)
Генерация СHn
Вит → ост вит + СHn
A = 2×1013 (1/сек)
Генерация СH4
Вит → ост вит + СH4
A = 1×1013 (1/сек)

и модель KEROGENE IV (Tissot et al., 1989)

степень преобразованности витринита Tr1(t) по спектру 1 и Tr2(t) по

спектру 2:
Tr1(t) =∑1n { 1. – EXP [ - ∫tot Ki (t')⋅dt') ] }
Tr2(t) = Tr1(t) / Σ1n Xio=Tr1(t) / 113
Связь %Ro и Tr1(t) (Sweeney, Burnham 1990):
Ro% = EXP [-1.6 + 3.7 Tr1(t)]

Ахмерова (нижний рифей);
Скв. Сребненская (нижние карбон и пермь).
Модели витринита:

1 – спектр 1;
2 – спектр 2;
3 – спектр керо- гена типа III
4 – из корреляции ТВИ и %Ro

оценки степени зрелости ОВ по изменениям в составе стеранов предполагающие

нахождение ОВ в зоне MK1 (Ro ≈ 0.55-0.70%)
*** Вычисленные %Ro: Ro(1) – со спектром 1; Ro(2) – со спектром 2; Ro(3) – со спектром керогена III Ro(4) – из ТВИ - %Ro

расчеты отражательной способности витринита не является единственным методом оценки степени

созревания ОВ осадочных пород. Для керогенов существуют и другие методы оценки степени их созревания. (Напомним, что кероген составная часть ОВ, которое на 90% состоит из керогена и на 10% из битумов. Первые растворимы в органических растворителях, вторые – нет). Эти методы включают определение индекса преобразования керогена (KAI) и индекса термического изменения (TAI), пиролиз, элементный анализ (С, H, O), определение атомного отношения H/C (Buntebarth and Stegena, 1986).

ДГ1 ------ Ro < 0.25%
Протокатагенез : ПК1 (0.25 ≤ Ro

≤ 0.30%)
ПК2 ((0. 30 ≤ Ro ≤ 0.42%)
ПК2 ((0.42 ≤ Ro ≤ 0.53%)
Мезокатагенез : МК1 (0.53 ≤ Ro ≤ 0.65%)
МК2 ((0. 65 ≤ Ro ≤ 0.85%)
МК3 ((0.85 ≤ Ro ≤ 1.30%)
МК4 ((1. 30 ≤ Ro ≤ 1.55%)
МК5 ((1.55 ≤ Ro ≤ 2.05%)
Апокатагенез : АК1 (2.05 ≤ Ro ≤ 2.50%)
АК2 ((2. 50 ≤ Ro ≤ 3.50%)
АК3 ((3.50 ≤ Ro ≤ 5.00%)
АК4 ((Ro > 5.00%)

и Ro% или TAI (Baskin, 1997).
Для ОВ типа III (Burnham,

Sweeney, 1989) :
%Ro= 15.64⋅exp [ -3.6⋅(H/C)] %Ro = 12.⋅exp [ -3.3⋅(H/C)] – (O/C)
уточнённый вариант (Berner et al., 1995):
%Ro = - 3.72⋅ln (H/C) – 0.02
Нетрадиционные оценки зрелос-ти ОВ (протерозойского) по:
а) линейному росту индекса продуктивности PI=S1/(S1+S2) и б) Tmax со зрелостью и линейному убыванию водо-родного индекса HI=mg S2/g TOC.

Диаграмма Ван-Кревелена

стерана Е=91 кдж/моль (21.7 ккал/моль), А=0.006 (1/ сек).
в

ряду стереоизомеров гопана с Е = 91 кдж/моль и А = 0.016 (1/сек)
3) в ряду моноароматических стеранов, Е = 200 кдж/моль (47.8), А = 1.8⋅1014 (1/сек)
Проблемы
Значения Е=91 кдж/моль=21.7 ккал/моль в модели изомеризации (Mac
Kenzie, McKenzie 1983) неоправданно низки и требуются энергии порядка
170 кдж/моль (40.6 ккал/моль), чтобы связать экспериментальный и
геологический масштабы времени (Rudke et al., 1997).
Основные трудности метода касаются теоретических методов расчёта соотношений в ряду биомаркеров. В практическом плане метод оказывается полезным в отсутствии альтернативных методов оценки зрелости.

следов от распада ядер урана в образцах апатита
(Hutsberger, Lerche

1987, Lutz, Omar 1991, Duddy et al., 1994; Growhurst et al, 2002 и др.).
Метод позволяет по измеренному возрасту и распределению длин следов распада восстанавливать термическую историю образца (Lutz, Omar 1991).
Проблемы: Вследствие аналитической неопределённости однозначного решения задачи не существует и результатом решения является целый спектр возможных термических историй образца породы. При этом данные по нескольким образцам будут также увеличивать разброс в вариантах термических историй. К сожалению, применение одного этого метода не даёт решающего критерия для выбора варианта термической истории образца. Наиболее достоверно - для режима перманентного охлаждения (например, режим непрерывной эрозии).

ходе катагенеза ОВ
В обычном δ-представлении рассматривают параметр δ13C, характеризующий

изменение отношения концентраций двух изотопов углерода – тяжёлого (13C) и лёгкого (12C):
δ13C = { [ (13C/12C) порода - (13C/12C)стандарт ] / (13C/12C)стандарт }×1000. (o/oo)
В незрелых осадках (Ro < 0.5%) метановый газ обычно бактериального происхождеия и δ13C < -60o/oo. Для метана, генерируемого на глубинах «нефтяного окна» (0.5% < Ro < 1.3%), из осадочных пород морского типа δ13C ≈ -45o/oo. И для метана, генерируемого перезрелым сапропелевым ОВ (Ro > 1.3%), δ13C ≈ -30o/oo.
δ13C = 14.8⋅logRo – 410/00 для морской н-м породы типа I (Stahl et al., 1977)
δ13C = 8.6⋅logRo – 280/00 для угольных газов типа III (Stahl et al., 1977)
δ13C = 8.64⋅logRo – 32/80/00 для керогена типа II (Shen Ping et al., 1988)
Основная проблема: крайне высокая чувствительность изменений δ13C к вариациям в составе и типе ОВ. Оценки возможны только после тщательного анализа возможных вариаций в составе породы.

содержания иллита с ростом зрелости пород исползу-ется для грубой оценки

зрелости ОВ.
Лабораторные исследования предполага- ют, что этот процесс управляется кинети- ческой реакцией 6-ого порядка (Pytte and Reynolds, 1989):
(dS/dt) / S5 = 74.2⋅EXP(-2490/T(t))⋅A⋅EXP(-E/R⋅T(t))
S молярная доля смектита в смеси смектит/иллит,.
Е = 33.2 ккал/моль, А = 5.6 ⋅107 1/сек, Т(t) – темпе- ратурная история образца породы.

Для Т=const в течении времени t получаем для S:
S4 = So4 / [ 1.+296.8⋅t⋅So4⋅A⋅ EXP(-2490/T - U/R⋅T) ]
Здесь U = 33 Ккал/моль, R – газовая постоянная, So – молярная доля смектита в начале процесса (например, So = 1. при t=0.), t – время в секундах.
Проблемы: 1) неучёт различного состава смектитов; 2) Минеральные реакции слишком медленны, чтобы записать эффект экстремально быстрого нагревания, а реакции созревания ОВ отражают этот процесс хорошо (Uysal et al., 2000).

- fission track analysis
FTA-метод широко используется в последние

10-15 лет для оценки амплитуд эрозии и охлаждения коры, а также продолжительности процесса охлаждения:
Carter et al.,2001 – зап. окраина Ю-Китайского моря (Вьетнам)
Osadetz et al.,2002 – Williston бассейн,Канада
Jacobs, Breitkreuz, 2003 – Северо-Германский бассейн
Gunnel et al.,2003 – западная пассивная окраина Индии
Spiegel et al.,2004 – складчатый пояс Донбасса
Spikings, Growhurst, 2004 – Восточные Кордильерыб Эквадор
Platt et al.,2005 – Betic Cordillere, южная Испания
Senglaub et al.,2005 – ю-з Нижне-Саксонского бассейна
Karg et al., 2005 – юг Рурского бассейна, Рейнский массив
Ghebreab et al.,2007 – зап. окраина Красного моря (Эритрея)

(FTA-1)

в работе (Fisher et al.,1964) не был установлен факт, что

следы распада U238 можно сделать оптически видимыми, если подвергнуть поверхность образца травлению.

В идеале, качественный FT анализ должен бы привлекать 15-20 определений возрастов на разных кристаллах при измерении более 50 – 100 длин треков на каждом кристалле, на основе горизонтально ограниченных треков.

(FTA-2)

образованных при расколе ядер урана. В геологических условиях фактически все

следы распада ядер урана в цирконии и апатите формируются за счёт естественного распада изотопа U238.

В рассматриваемом методе речь идёт о линейных следах, составленных дефектами в кристаллах, которые образовались при прохождении через кристалл осколков спонтанного деления U238 на изотопы криптона, ксенона, Sr90, Rb87, I129, Tc99 и др. (Титаева, 2000).

так как их полупериод спонтанного деления значительно больше (8.7×1017 лет

для U238, 1.8×1018 лет для U235 и ≥ 1022 лет для Th232; Шуколюков, 1970), а концентрации U235 заметно меньше (в современных породах около 99% U238 и лишь 0.2% U235).

Скорость α-распада для U238 на 6 порядков выше, чем скорость спонтанного деления этого изотопа
(τ1/2=4.47×109 для α-распада и 8.7×1017 лет для спонтанного деления) , однако из-за малой массы α-частицы не оставляют таких следов в кристаллах, как тяжёлые продукты спонтанного деления.

(FTA-4)

линейные следы в веществе. Кинетическая энергия таких осколков составляет от

30 до 105 МэВ. Она вполне достаточна для образования линейных следов (треков) в структурах минералов (Титаева, 2000).

Эти треки малы ((1.0-1.5)×10-5 м) и наблюдаются под сильным увеличением в электронном микроскопе. Чтобы их можно было наблюдать в оптический микроскоп, отшлифованную поверхность образца подвергают травлению

(FTA-5)

происхождения. Они прямолинейны, ограничены по длине, беспорядочно ориентированы и подвержены

отжигу.

AFTA-анализ требует достаточной концентрации урана и немалой продолжительности процесса, чтобы получить число треков, необходимое для анализа. Но слишком высокая концентрация U238 обуславливает высокую плотность треков, что также затрудняет анализ. Оптимальная концентрация U238 равна
1 – 1000 ррm (1 ppm = 1×10-6 г / г)
а продолжительность процесса 1 – 300 -500 млн. лет.

(FTA-6)

короче и даже совсем исчезать при воздействии на минерал достаточно

высокой температуры (Т > Тс). Если это воздействие будет достаточно долгим, то все существующие следы распада будут залечены и исчезнут.

Так, достаточно выдержать крсталлы апатита при температуре выше Тс в течение 1 млн.лет, чтобы существующие следы распада исчезли.

Тогда отсчёт времени остывания, определяемого по следам распада, начинается снова.

(FTA-7)

в течении которого образец породы остывал от
температуры залечивания дефектов кристалла

(Тс)
до современной температуры породы Т.

Для хронологии используются кристаллы
апатита со значением Тс = 100-110°С
и циркония с Тс = 250±25°С
при временных масштабах процесса
от 106 до 3×108 лет..

(FTA-8)

плотность (ρs) следов от естественного (спонтанного) распада U238 в геологической

истории образца.

Затем производят отжиг образца при 400 <Т < 900°С и облучают его тепловыми нейтронами. Эти нейтроны взаимодействуют исключительно с ядрами U235, вызывая их деление. Затем подсчитывают плотность (ρi - на 1 см2) следов индуцированного распада U235 . Через эту плотность рассчитывают число атомов U235 в породе в настоящее время

(FTA-9)

в настоящее время, можно определить и число атомов U238, так

как отношение изотопов U238 / U235 почти постоянно. В самом деле:
период полураспада U238 → Pb206 +8He4 равен 4.47×109 лет
период полураспада U235 → Pb207 +7He4 равен 7.04×108 лет
Для времени t < 200 -300 млн. лет доля U235 почти постоянна и менялась в пределах от 0.72 до 0.94%. Но в ранние этапы развития Земли концентрация U235 была много выше (Табл.)

Табл. Изменение доли изотопа U235в смеси изотопов урана (Шукалюков, 1982).

(FTA-10)

остывания породы
и в настоящее время, можно определить время осты-
вания (AFTA

возраст породы) через плотности следов
распада (ρs, ρi, ρd) по формуле (Gallagher, 1995):

Здесь λD – константа распада U238 на тяжёлые оскол-ки (λD = 6.85×10-17 лет-1), ξ - калибровочный множитель (ξ = 162±5 для циркона и ξ = 361±11 для апатита, Hurford, Green, 1983; Jacobs, Breitkreuz, 2003; 339±5 для апатита; Karg et al.,2005), ρd – число следов распада на 1 см2 (плотность), измеренное на поверхности стандартного образца стекла с известной концентрацией урана (дозиметр).

(FTA-11)

(δtAFTA) можно определить по формуле
(Gallagher, 1995):
где N1, N2, N3

– число треков, подсчитанных при определении ρs, ρi, ρd и δξ – стандартная ошибка в определении множителя ξ..

(FTA-12)

породы
до температур Т > Тс.

Следы спонтанного распада U238

подсчитываются
на всех кристаллах близкого возраста.

Часто имеется некоторый разброс в значениях tAFTA
и тогда принимаеится среднее из этих значений.

(FTA-13)

по приведённой формуле время, прошедшее после периода залечивания (т.е. продолжительность

остывания породы от температуры залечивания следов Тс),

то распределение длин следов распада даёт информацию о температурной истории образца.

(FTA-14)

следов распада. Каждый след распада укорачивается в результате залечивания дефектов

решётки, начиная с краёв следа к его центру. Чем выше температура, тем меньше времени требуется в данном минерале для полного залечивания (исчезновения) следов.
Эксперименты показали, что это время уменьшается с ростом температуры по закону Больцмана:


Здесь t – время залечивания трека, А – постоянная, Е – энергия активации, k – константа Больцмана, Т в ºК.
Для получения распределения длин следов в минерале необходимо проделать более 1000 измерений длин следов.

(FTA-15)

ходе лабораторных экспериментов по отжигу апатита и связывающие длину следа

распада, l, сокращённую в результате термического воздействия (отжига), с длиной l0 до начала отжига (нагревания) и со временем нагревания (отжига) t .
Так, для постоянной температуры отжига отношение r = l / l0 для апатита, обогащённого Cl ( Durango-апатит с 0.43% Cl ) можно найти из соотношения (Laslett et al.,1987; Gallagher,1995):

Здесь t – время в сек, Т -температура в °К.

(FTA-16)

равной средней длине трека индуци-
рованного излучения при комнатной температуре.

Она равна:

l0=16.3 μм, (Laslett et al.,1987).

Именно это значение использовалось для оценки
температуры Т по приведённой формуле во всех
работах до 2003 г.

О поправках к значениям l0 смотри ниже
в разделе «Ограничения»

(FTA-17)

трека (MTL).
Рассеянные и умеренно короткие
длины треков для большинства
измерений говорят

о сложной
истории охлаждения пород
(Gunnell et al.,2003)

Бимодальное распределение следов говорит о двух этапах изиенения температуры
(Gallacher, 1995)

l0 -
обогащённые хлором апатиты (Cl-апатиты)
имеют более высокую сопротивляемость
процессу отжига,

чем обогащённые фтором
(F-апатиты) (Gallaher,1995; Growhurst et al, 2002 )
и полный отжиг для первых может оказаться при
более высоких температурах.
Но последнее соотношение (для F-апатита) оказалось
менее корректным в применении к геологическим
масштабам времени (Gallaher,1995) и для оценок
используется первое соотношение (для Cl-апатита)

То же соотношение для апатита, обогащённого фтором
(F-апатита), имеет вид (Crowley et al., 1991):

(FTA-19)

условном соотношении Аррениуса,
предложена в работе (Carlson, 1990) :
Здесь А

– константа, k – константа Больцмана, h – постоянная Планка, R – газовая постоянная, E – эффективная энергия активации. Параметры n, Е, A определяются из эксперимента.
Однако эта параметризация не получила подтверждения ни в данных наблюдений, ни в
теоретическом обосновании метода (Crowley, 1993)

(FTA-20)

целым спектром реакций, но для простоты часто используется уравнение с

одной энергией.
Приведённое выражение используется для расчёта распределения длин следов распада с искомым распределением температур T(t), которое предполагается линейно убывающим от некоторой начальной температуры To до более низкого совре- менного значения Т1. При этом время достижения температуры То определяется из уравнения для tAFTA, а величина Т0 подбирается из условия максималь-ного совпадения рассчитанного и наблюдаемого распределений длин следов распада изотопа U238.

(FTA-21)

распада урана и тория в апатите основана на знании кинетики

процесса и калибровке параметров как для геологических, так и для лабораторных условий. Процесс обоснован данными лабораторного изучения монокомпозиционного апатита. Значения Tmax и время его достижения Δt подбираются из условия наилучшего совпадения вычисленных и наблюдаемых распределений длин следов распада U и Th в апатите (AFTA-метод). В расчётах используется линейная зависимость T(t)=Tmax × (t / Δt).

(FTA-22)

на кинетику отжига следов радиоактивного распада. Установлено, что обогащённые Cl-апатиты

имеют более высокую сопротивляемость процессу отжига, чем F-апатит (Gallaher,1995; Growhurst et al, 2002 ) и полный отжиг для них может оказаться при более высоких температурах. Потому применение метода требует тщательного контроля состава породы.
Основное соотношение из работы (Laslett et al.,1987), связывающее r = l / l0 c температурой отжига Т получено для Durango Cl-апатита с содержанием хлора 0.43%.
Поэтому в применениях метода используют специальный контроль состава апатита, чтобы содержание в нём хлора не превышало 0.5% (Spiegel et al., 2004).

(FTA-23)

начинается с концов трека, вызывая сокращение его длины. Хотя температура

полного залечивания треков в апатите составляет около 110ºС, частичный отжиг с укорочением треков будет иметь место и при Т=60ºС, при достаточной длительности отжига. Это укорочение треков при низких температурах может влиять на определение возраста tAFTA,так как вероятность длинного трека пересечь поверхность больше, чем короткого. Поэтому при укорочении меньшее число треков будет пересекать поверхность травления, кажущаяся плотность треков уменьшается, что ведёт к заниженной оценке возраста.

(FTA-24)

(условной) средней длины трека) принимается равной
средней длине трека индуцированного

излучения при комнатной температуре, которая равна: l0=16.3 μм,.
Это значение использовалось для оценки температуры Т по формуле r = l / l0 = f (T) во всех работах до 2003 г.

Однако, в работе (Gunnell et al.,2003), посвящённой геологическому развитию западной континентальной окраины Индии, показано, что геологическим данным лучше отвечает значение l0 =14.5 μм вместо традицион-ного l0=16.3 μм,. Последнее приводит к ошибкам в определении возраста тепловой активизации фундамента
(в том числе траппового магматизма плато Декан) в 20-40 млн. лет, а также к завышению в несколько раз оценок амплитуды эрозии.

(FTA-25)

2004), посвящённой истории Донецкого бассейна. И здесь его применение привело

к неплохому согласию оцененных и наблюдаемых данных и к более умеренным оценкам амплитуд эрозии и тепловых потоков.

В целом считается, что уменьшение исходной средней длины трека от 16.3 до 14.5 μм частично компенсирует нечувствительность AFTA-метода к процессу отжига при низких температурах
(Т < 60°С).

(FTA-26)

процесса отжига следов распада. Однако, недавние эксперименты (Wendt et al.,

2002) убедительно продемонстрировали, что процесс залечивания следов распада в кристаллах экстремально зависит от давления и разности напряжений. Ошибки в определении возраста начала формирования следов распада, возникающие от пренебрежения этим влиянием, в некоторых случаях могли превосходить 100%. Это показало, что следует соблюдать особую осторожность в применении метода к анализу тектонических обстановок в складчатых областях, покровах, шарьяжах и других надвиговых структурах (как, например, в работе (Karg et. al, 2005), где применение метода привело к нереально высоким оценкам амплитуды эрозии – до 7 км). Высокие давления и разности напряжений, которые имеют место в истории развития таких структур, могут заметно исказить распределение длин следов распада в минералах (Wendt et al.,2002).

(FTA-27)

параллельные оси С в апатите подвержены влиянию отжига меньше, чем

треки любых других направлений. Поэтому, если при подсчёте числа треков берутся и треки с направлением не параллельным оси С, в оценке возраста будет ошибка.

Необходимо понимать, что AFTA-метод не может дать однозначный вариант термической истории, так как ошибки в определении данных и более слабая чувствительность метода к низким температурам препятствуют этому.
Он определяет лишь один из вероятных вариантов, удовлетворяющих исходным данным.

(FTA-28)

по AFTA методу была проведена для пород Мезенской синеклизы в

Австралии по заказу компании ЛУКОИЛ:
Согласно оценкам Tmax меняется почти линейно от 116°С при z=1908 м (породы венда) до 220°С при z=3755 м (средний рифей).
Полученные оценки темпера-тур резко противоречат ре-зультатам численного моде-лирования бассейна, согласно которым температура пород рифея и венда не должна была превосходить 80 – 120°С.

История погружения бассейна Мезенской синеклизы на Средненяфтинской площади.

(FTA-29)

противоречат и данным по степени созревания ОВ в среднерифейских и

вендских породах современного разреза Мезенской синеклизы.

Согласно оценкам по AFTA-методу, температуры Т=155-170°С должны были наблюдаться уже в пределах верхнерифейских пород. Но пребывание породы при Т = 170°С около 1 млн. лет увеличивает уровень зрелости её ОВ до Ro=1.2-1.3%. Но, согласно нашим оценкам (слайд 16), породы верхнего рифея и моложе обладают зрелостью в пределах верхней половины окна генерации нефти (Ro < 0.70 – 0.80%), что согласуется и с геохимическими методами оценки степени созревания ОВ рифейских пород Сафоновского рифта Мезенской синеклизы.

(FTA-30)

расхождений - в чрезмерном упрощении температурной истории образца при его

погружении бассейне: T(t)=То+Tmax × (t / Δt). Значения Tmax и Δt подбираются из условий совпадения вычисленных и наблюдаемых распределений. Однако, отклонения Т(t) от линейной функции значительны (рис.) и замена реальной T(t) на линейную функцию будет заметно завышать Tmax и занижать Δt.

(FTA-31)