Процеси і продукти перетворення осадового матеріалу на стадії катагенеза

Згадаймо, що стадія катагенеза - це стадія літогенезу, яка слідує за стадією діагенеза і передує або стадії метагенезу, перехідної до метаморфизму, або гіпергенні перетворенням. Вельми тривала катагенетіческая стадія перетворення осадового речовини відповідає зоні катагенеза, яка представляє собою величезну область геологічного простору, що характеризується наявністю і діяльністю власне підземних вод, на відміну від зони діагенеза, де води - мулові, від зони гіпергенезу, де води - вадозних, і зони вельми глибоких перетворень осадового матеріалу (метагенезу і / або метаморфізму), де вода знаходиться в надкритичному стані і не може бути названа рідкою водою в звичайному розумінні. Зона катагенеза простягається в надра Землі до відміток 5-25 км, а на докембрійських платформах її нижня межа збігається з покрівлею кристалічного фундаменту.

фактори катагенеза

Традиційні уявлення про фактори катагенеза такі, що якщо 100 геологам задати питання, які основні чинники катагенеза, то 90 з них дадуть відповідь, що це температура і тиск. Зараз, однак, настає все більше і більше усвідомлення того, що не менш важливим фактором катагенеза є підземні води. Крім того факторами катагенеза слід вважати тектонічні рухи і час. Розглянемо фактори катагенеза, приділивши особливу увагу розгляду підземних вод, оскільки практика показує, що сучасні літологію вельми слабо знають склад, особливості руху і походження підземних вод. [А в доступній сьогодні безпосереднього вивчення частини геологічного простору немає породи без води і ні води без породи. Ці дві природні субстанції є об`єктами вивчення різних наук (літології і гідрогеології) тільки тому, що знаходяться в різному фізичному стані. Тим часом вони активно взаємодіють і в першу чергу на стадії катагенеза. Вивчення літологію тільки твердої, а гідрогеологами тільки рідкої частини єдиної системи порода - вода не дає адекватного уявлення про ці взаємодіях.] Одним словом, нові літологію повинні знати підземні води краще, ніж їх знають сучасні літологію.

температура

Температура має дуже велике значення для катагенетіческіх перетворень порід. Від температури сильно залежить розчинність мінералів і газів, а також швидкість хімічних реакцій. Розчинність більшості мінералів збільшується зі зростанням температури, рідше, наприклад кальциту, знижується. Температура визначає фазові переходи води. При температурі понад 75 ° С завмирає діяльність мікроорганізмів. Зміна температури позначається на особливостях фізичної структури води. Це виражається, наприклад, в зміні її в`язкості, важливого параметра, що визначає рух води, її проникаючу здатність. При збільшенні температури посилюється дисоціація води, і область нейтральної реакції зсувається в бік менших значень рН. Так при температурі 90 ° С рН чистої води буде дорівнює не 7, як при 22 ° С, а 6,2.

Якщо у 100 геологів запитати, при яких температурах протікають процеси катагенеза, то 90 з них дадуть відповідь: при підвищених або високих. Однак це не зовсім так. Якщо ми приймемо температуру в 20 ° С за нормальну, і подивимося, де в геологічному розрізі вона досягається, то ми побачимо приблизно таку температуру на глибині в 1 км в Прип`ятському прогині, в Камському Приуралля, в Башкирії, в багатьох інших регіонах. А в Оршанской западині така температура досягається тільки на глибинах близько 1,5 км. Вище зазначених відміток температура, природно, нижче. Разом з тим, очевидно, названі нами глибини, безсумнівно, відповідають зоні катагенеза. Тому треба думати, що протікання процесів катагенеза при ldquo-комнатнойrdquo- температурі - це рядове явище. Взагалі ж діапазон температур в зоні катагенеза такий: від близьких до поверхневих до 375-450 ° С. Треба відзначити, що температури, що відображають нижню межу катагенеза, безпосередньо заміряні лише в осередках сучасного вулканізму, де температура парогідротерм досягає 400 ° С. В інших регіонах зони з такими температурами свердловинами поки не досягнуті. У Білорусі, наприклад, максимальна замеренная температура становить 116,5 ° С на глибині 3500 м в свердловині Барсуковская-3 в Прип`ятському прогині. [Для зацікавлених вкажемо, що мінімальна температура підземних вод, зареєстрована сьогодні, аж ніяк не 0 і не 4 ° С, як можна було б припустити, а -16 ° С. Така температура високомінералізованих розсолів вічній порід]. Легко і швидко купити zippo за найпривабливішими ціна ви зможете на сайті shop-zippo.ru

Розподіл і величина температур в геологічному розрізі залежать від багатьох факторів. Це тектонічний режим регіону, склад порід, що складає розріз, гідрогеологічні умови та ін. Особливості розподілу температур в надрах в загальних рисах такі. У самому верху геологічного розрізу знаходиться шар, температура в якому змінюється в залежності від сезону. Нижче розташовується шар постійної температури, яка приблизно дорівнює середньорічній температурі повітря в цьому місці. Потужність цього шару від 1 до 25 м в різних регіонах. У міру поглиблення в надра від цього шару температура підвищується. Відстань, необхідне для підвищення температури на 1 ° С, називається геотермической щаблем, а приріст температури в межах певного інтервалу глибин (100, 1000 м) - геотермічних градієнтом. Середнє значення геотермической ступені для Землі - 33 С, геотермічного градієнта - 30 ° С / км. У геосинклінальних областях, особливо в молодих альпійських гірських спорудах, в сучасних рифтових басейнах геотермічний градієнт значно вище, а на древніх щитах - значно нижче. На Канадському щиті значення геотермічного градієнта становить 8 ° С / км, в тектонічно активною Японії - 42-50 ° С / км, в Північно-Мексиканській рифтової басейні сягає 100 ° С / км, в розрізі сучасної рифтової системи Червоного моря він ще вище. Геотермічний градієнт в Прип`ятському прогині дорівнює 29 ° С / км. В осадовому чохлі океанів середній геотермічний градієнт близько 60-70 ° С / км.

Закінчуючи розповідь про температуру як факторі катагенеза, відзначимо важливий для розуміння подальшого матеріалу момент. Ми зараз говорили тільки про сучасних температурах. Але літологію, який відновлює історію катагенеза, як правило, має справу з древніми породами і з процесами, які протікали в геологічному минулому. Пластові температури в геологічному минулому могли бути істотно відмінними від сучасних. Так, Прип`ятський прогин сьогодні є частиною Пріпятсько-Дніпровської синеклизи - тектонічно спокійній структури Східно-Евроshy-пейських платформи. Але в період з пізнього Франа по середній тріас це був рифтовий басейн, що нагадував сучасний рифт Червоного моря. Температури тут повинні були бути і були істотно вище, ніж сучасні. Спеціальні палеотерміческіе дослідження, які проводяться з використанням методів відбивної здатності розсіяного органічної речовини і термометрії газово-рідких включень в мінералах і про які ми ще будемо говорити, показали, що пластові палеотемператур в девонських відкладеннях Прип`ятського прогину досягали 200-220 ° С.

тиск

Можна говорити про три види тиску. А) геостатічеських (літостатіческім, гравітаційне). Це одностороннє тиск, обумовлене навантаженням верхніх товщ. В результаті тривалого впливу цього виду тиску на породи з`являються нові текстури і структури (відбувається вдавлення зерен одне в інше, їх роздроблення, виникає плитчастих, сланцеватость, що збігається з нашаруванням, посилюються процеси розчинення). Геостатічеських тиск обумовлює складний комплекс процесів, пов`язаних з віджиманням розчинів з пір глинистих порід в породи-колектори і утворенням тріщин гідравлічного розриву, викликає протягом соляних мас. Б) Тангенциальное (стресовий). Це бічний тиск, виникає під час складчастості і формування солянокупольних структур. Тиск стресу створює специфічні структури і текстури в породах. Ці структури накладаються на структури і текстури, викликані геостатічеських тиском, і ускладнюють їх. Тангенціальне тиск властиво самим низам зони катагенеза і ще більшою мірою зонам послекатагенетіческіх змін порід. В) Гідростаshy-тическое. Це тиск, обумовлений висотою стовпа підземних вод заповнюють пустотні простір порід. Воно визначає темп водообміну, швидкість руху води і, тим самим, ступінь і характер впливу підземних вод на породи.

Геостатічеських тиск може бути приблизно розраховано на підставі глибини залягання (потужності) і щільності гірських порід. Якщо прийняти середню щільність осадових порід рівній 2,7 г / см³, то на кожні 1000 м тиск зростає на 27 МПа. Але осадові породи не є монолітними твердими тілами, вони мають пори. Отже, розрахунок збільшення тиску з глибиною треба вести не по щільності, а по об`ємної щільності (тобто з урахуванням пористості). Геостатічеських тиск, розраховане по об`ємної щільності порід, складе 20 МПа - на глибині 1000 м, і 237 МПа - на глибині 9000 м.

Тангенціальне тиск (тиск стресу) важко оцінити. Н.В. Логвиненко і Л.В. Орлова пропонують скористатися для цього таким непрямим способом. При тангенціальному стисненні в породах виникає кліваж розриву - скол і ковзання, переміщення одних частин породи за іншими. Зазвичай поверхні кліважа обтікають зерна мінералів, що мають високу міцність (кварц, гранати та ін.). Однак іноді ці поверхні січуть зерна кварцу (тобто кварц дробиться). Знаючи міцність кварцу (тимчасовий опір стиску і опір зрушенню), можна оцінити тиск стресу, якому він піддавався. Це приблизно 1200-1300 Мпа. Таким чином тангенціальне тиск може бути значно більше геостатичної.

Гідростатичний тиск, будучи прямою функцією ваги стовпа рідини в пустотном просторі порід, легко розраховується. На глибині 1000 м воно становить 10МПа, на глибині 9000м - 90МПа. Ми отримали ці цифри, допустивши, що стовп води, укладений в породах, повністю представлений прісною водою з щільністю 1 г / см³. При більш строгих розрахунках треба враховувати, що щільність підземних вод змінюється в геологічному розрізі разом з їх мінералізацією. Наприклад, для вод з мінералізацією, як у морської води (35 г / л), щільність становить 1,03 г / см³, для розсолу з мінералізацією 400 г / л - 1,28 г / см³.

Увага, тільки СЬОГОДНІ!