Определение максимальной температуры породы и времени её достижения по распределению следов распада в апатите и анализу отношений (U-Th)/He в апатите

В геологических отчётах последних 10-15 лет часто фигурируют оценки максимальных температур T_max, достигнутых породами в процессе их погружения в бассейне, сделанные на основании анализа распределения длин следов радиоактивного распада в апатите или AFTA- методом (Annealing Fission Track Apatite method; Green et al., 1989). Данные по следам распада используют температурную зависимость природы следов радиационного распада U²³⁸ в апатите для оценки максимальных температур в процессе погружения породы и времени начала охлаждения от максимальной палеотемпературы (Osadetz et al., 2002). Предполагают, что измеренный возраст отражает время, в течении которого образец породы остывал от некоторой температуры «закрытия, залечивания», Тс, при которой следы распада, представляющие собой дефекты в кристаллах, были полностью залечены, т.е. отсутствовали, до температуры породы в современном разрезе. Метод основан на спонтанном делении U²³⁸ , производящем узкие трубки (следы) нарушений кристаллической решётки в геологической истории минералов, содержащих уран, таких как апатит. Свежие следы имеют примерно одну и туже длину (» 16±1 mм). При воздействии на минерал достаточно высокой температуры в течении достаточно долгого времени все существующие следы распада будут залечены и исчезнут, как бы вводя новый отсчёт времени. Минералы, используемые в процедуре термохронологии по следам распада, характеризуются относительно низкими значениями температур «полного залечивания следов распада», Тс, составляющими от 100 до 110°С для апатита и 250 ±25°С – для циркония при временных масштабах процесса от 10⁶ до 10⁸ лет (Gallagher, 1995). Если кристаллы апатита выдержать при температуре выше Тс в течение 1 млн. лет, то все существующие следы распада залечиваются и исчезают, а отсчёт времени остывания, определяемого по распределению следов распада, начинается снова. Следовательно, данные по следам распада дают информацию о последних этапах регионального остывания, а также об этапах умеренной эрозии в пассивных окраинах. Кроме этого анализ длин следов распада даёт информацию о палеотемпературах пород на этот период времени, так как длина следов в кристалле падает с ростом температуры. Была разработана количественная теория, описывающая процесс «стирания, исчезновения» (залечивания) следов с температурой и временем в кристаллах апатита и циркония (fission track annealing in apatite and circon).

В рассматриваемом методе речь идёт о линейных следах, составленных дефектами в кристаллах, которые в свою очередь образовались при прохождении через кристалл осколков спонтанного деления U²³⁸ на изотопы криптона, ксенона, Sr⁹⁰, Rb⁸⁷, I¹²⁹, Tc⁹⁹ и др. (Титаева, 2000). Следами, образованными при аналогичных распадах U²³⁵ и Th²³², обычно пренебрегают, так как их концентрации заметно меньше, а периоды полураспада больше, чем для изотопа U²³⁸. Скорость a-распада для U²³⁸ на 6 порядков выше, чем скорость спонтанного деления этого изотопа, однако из-за малой массы a-частицы не оставляют таких следов в кристаллах, как тяжёлые продукты спонтанного деления. Кинетическая энергия последних составляет от 30 до 105 МэВ и вполне достаточна для образования линейных следов (треков) в структурах минералов (Титаева, 2000). Эти треки наблюдаются под сильным увеличением в электронном микроскопе. Чтобы их можно было наблюдать в оптический микроскоп, отшлифованную поверхность образца подвергают травлению, при котором нарушенные зоны кристалла растворяются, а его ненарушенные части остаются нерастворёнными (Титаева, 2000). Треки спонтанного деления хорошо отличаются от других дефектов кристалла неядерного происхождения. Они прямолинейны, ограничены по длине, беспорядочно ориентированы и подвержены отжигу. После отжига образца, в результате которого исчезают (залечиваются) все ранее образовавшиеся треки, образец облучают тепловыми нейтронами и подсчитывают число треков от индуцированного деления U²³⁵ и через него концентрацию изотопа U²³⁸. Треки спонтанного деления дают информацию о распределении урана в сравнительно далёкое время. Треки индуцированного деления показывают распределение урана в настоящее время. Различие распределений характеризует характер и направление миграционных процессов в породе (Титаева, 2000).

Следуя работе (Gallagher, 1995), коротко опишем основные алгоритмы, лежащие в основе расчётной части метода. Как отмечалось выше, в ходе лабораторных исследований осуществляется подсчёт числа следов спонтанного (r_s) и индуцированного (r_i) распадов элемента U²³⁵ (на единицу площади отшлифованной поверхности образца минерала). При этом следы спонтанного распада образуются в геологическую историю кристалла за счёт естественного распада U²³⁸ и их число зависит от концентрации урана в кристалле и от времени, прошедшего с момента, когда все следы распада были стёрты. Следы индуцированного распада образуются во время облучения кристалла тепловыми нейтронами и их число является мерой концентрации U²³⁵ в кристалле в настоящее время, которое напрямую связано с современной концентрацией U²³⁸. Тогда AFTA возраст отдельного кристалла определяется соотношением (Gallagher, 1995):

(7-10)

где l_D – константа распада U²³⁸ (l_D = 6.85´10^-17 лет^-1), x - калибровочный множитель (Hurford and Green, 1983), r_d – плотность следов (число следов распада на 1 см³), измеренная на поверхности стандартного образца стекла с известной концентрацией урана (дозиметр). Следы подсчитываются на всех кристаллах близкого возраста. Тем самым, t_AFTA оценивается как последний возраст нагревания породы до температур T ³ Тс. Часто имеется некоторый разброс в оцененных значениях t_AFTA и тогда берётся среднее из этих значений.

Распределение длин следов даёт информацию об исходной температуре образца. Дело в том, что тепловые движения ионов и электронов решётки приводят к постепенному залечиванию 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. Для получения распределения длин следов в минерале необходимо проделать более 1000 измерений длин следов. Для теоретического расчёта этого распределения используются эмпирические соотношения, полученные в ходе лабораторных экспериментов по отжигу апатита и связывающие сокращённую длину следа распада, l, с длиной l₀ до начала отжига (нагревания) и временем процесса нагревания t. Для постоянной температуры нагревания отношение r = l / l₀ определяется из соотношения (Laslett et al., 1987; Gallagher, 1995):

{[(1 - r^2.7) / 2.7]^0.35 – 1} / 0.35 = - 4.87 + 0.000168×T×[ln (t) + 28.12 ] (7-11)

Здесь t – время в сек., Т - температура в °К. То же соотношение для F-апатита имеет вид (Crowley et al., 1991):

{[ (1 - r^4.3) / 4.3 ]^0.76 – 1} / 0.76 = - 1.508 + (7-12)

И, наконец, для произвольной зависимости температуры от времени T(t) связь отношения r от t и T описывается кинетическим уравнением (Carlson, 1990):

(7-13)

Вообще говоря, процесс стирания трещин (отжига) описывается не одной, а спектром реакций, но для простоты часто используется уравнение с одной энергией. Выражение
(7-13) используется для расчёта распределения длин следов распада с искомым распределением температур, которое предполагается линейно убывающим от некоторой начальной температуры To до более низкого современного значения Т₁. При этом время достижения температуры То определяется из уравнения (7-10), а величина То подбирается из условия максимального совпадения рассчитанного и наблюдаемого распределения длин следов распада U²³⁵.

Конечно, как и всякий физический метод, определение времени термического охлаждения пород и начальной температуры (Tmax) по распределению длин следов распада U²³⁸ в апатите и цирконе (реже в титаните) имеет ограничения на область применимости. Мы видели, что метод основан на предположении определяющего влияния температуры на скорость процесса отжига следов распада. Однако, недавние эксперименты (Wendt et al.,2002) показали, что это не всегда справедливо. Изучая зёрна апатита при разных температурах, давлениях и внешних напряжениях, исследователи убедительно продемонстрировали, что процесс залечивания следов распада в зёрнах экстремально зависел от давления и разности напряжений. Ошибки в определении возраста начала формирования следов распада, возникающие от пренебрежения этим влиянием, в некоторых случаях могли превосходить 100%. Эти эксперименты показали, 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). Заметные 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). Ещё одним существенным фактором, влияющим на точность палеотемпературных оценок по AFTA-методу, которая лишь в самых благоприятных обстоятельствах оценивается в ±5-10°С (Growhurst et al, 2002), является примесь хлора в структуре минерала. Его содержание, заметно влияет на кинетику отжига следов распада в апатите (Green et al., 1989), задерживая процесс отжига и тем самым влияя на полученные оценки времени и температур. В частности, в апатитах, богатых хлором, полный отжиг следов имеет место при температурах от 125 до 150°С, заметно более высоких, чем в апатитах, богатых фтором (Osadetz et al., 2002).

Как отмечалось, анализ распределения следов распада U²³⁸ в апатите даёт возможность оценки максимальных температур, отвечающих началу последнего периода остывания, если они не выходят из интервала 70 £ Тmax £ 110°С. Для оценки более низких значений Тmax из интервала от 40 до 80°С используются измерения атомного отношения (U-'I'h)/He в апатите. Такой метод применялся, например, в работе (Growhurst et al, 2002) при моделировании Taranaki бассейна в Новой Зелландии. Гелий образуется внутри зёрен апатита в результате a - распада изотопов урана и тория, присутствующих в решётке апатита как примеси в миллионных долях. Ещё в первом десятилетии 20-го века Е. Резерфорд пытался использовать этот процесс для определения геологического возраста пород. Однако, скоро установили, что по крайней мере часть радиогенного гелия теряется, покидая кристаллическую решётку, и потому с открытием более адекватных методов определения возраста (таких как K-Ar;. Rb-Sr, U-Pb) интерес к этому методу оценки возраста упал. Но не так давно он появился снова, так как была продемонстрирована заметная зависимость скорости диффузии гелия из зёрен апатита от температуры. Тем самым было установлено, что долевое распределение потерь радиогенных продуктов из матрицы пород чувствительно к температуре пород (Zeitler et al., 1987; I,ippolt et al., 1994). В частности, усилия Калифорнийского Технологического института привели к развитию (U-'I'h)/He датирования в апатите в качестве строгого количественного метода оценки возраста (Wolf et al., 1998). Систематическое изучение диффузии гелия в апатите (Wolf et al., 1998; Farley, 2000) показало большую чувствительность метода к температурам пород и привело к созданию полезного термохронологического инструмента изучения бассейнов в интервале температур пород от 40 до 80°С (Growhurst et al, 2002). В принципе, (U-'I'h)/He метод датирования в апатите должно бы дать метод определения температур дополнительный к методу анализа следов радиоактивного распада в апатите. Определение возраста этим методом в апатитах образцов пород из скважины Fresne-1 в бассейне Танаки (Tanaki) в Новой Зелландии рассматриваются вместе с термической историей образцов, восстановленной с применением AFTA- метода и измерений отражательной способности витринита (%Ro). Этот же метод был применён для определения возраста образцов в бассейне Отвей в Австралии (House et al., 1999, 2002) в предположении, что параметры, описывающие процесс диффузии гелия в зёрнах апатита и полученные в лабораторных условиях, могут применяться для описания этого процесса и в геологических условиях. Однако, из физических соображений ясно, что влияние на этот процесс давления и разности напряжений будет не меньшим, чем на процесс отжига следов распада U²³⁸ в зёрнах апатита (см. выше).

AFTA-метод оценки T_max часто используется вместе с оценками T_max по измеренным значениям отражательной способности витринита %Ro. При этом вместо полуэмпирических соотношений (7-1)-(7-6) значения %Ro рассчитываются с кинетическим спектром витринита из (Burnham and Sweeney, 1989) и предполагаемой температурной историей образца, определяемой значением T_max, и временем её достижения Dt. Время Dt при этом оценивается по AFTA-данным. При этом отмечается, что кинетический спектр, используемый при вычислении %Ro, близок к кинетическому спектру отжига следов распада в Durango апатите. Характерно, что полный отжиг следов распада в апатите с типичным содержанием хлора соответствует значению Ro = 0.7%, независимо от скорости нагревания образца в геологической истории его погружения (Growhurst et al, 2002 ).

Выше мы упоминали о возможных ошибках метода AFTA и (U-'I'h)/He геотермохронометра, связанных с влиянием напряжений, давлений и содержания хлора в зёрнах апатита. Однако, нельзя не отметить одну особенность алгоритма оценок температур в этих методах. В них, также как в ассоциированных с ними расчётах значений %Ro, предполагается упрощённый линейный ход температуры. В процедуре поиска T_max считается, что температура линейно растёт от начального значения на поверхности бассейна до T_maх, и затем линейно падает от значения T_maх до современной в течение некоторого отрезка времени Dt, определяемого распределением длин следов распада. Значения T_maх и Dt подбираются из условия наилучшего совпадения вычисленных и наблюдаемых распределений длины следов распада в апатите (AFTA-метод) или / и отражательной способности витринита (%Ro-метод). Нарис. 6-7показаны несколько типичных температурно-временных историй осадочных свит бассейна на примере западного Башкортостана (Ахмерова площадь) и Днепрово-Донецкого бассейна (Сребринская площадь). Эти примеры наглядно демонстрируют, что,

Рис.6-7 Примеры изменения температур (верхние рис.) и эффективной отражательной способности витринита в истории погружения рифейской свиты Западного Башкортостана (скв. Ахмерова; Галушкин и др.,2003) и карбонской и пермской свит Сребненской площади Днепрово-Донецкого бассейна (Галушкин, Кутас, 1995). 1 – вычисления со спектром (Sweeney and Burnham, 1990); 2 – со спектром Kerogene IV (Espitalie et al., 1988); 3 – со спектром (Tissot and Espitalie, 1975) (kerogen III) и 4 – из корреляции Ro% - ТВИ (Waples, 1980; Dykstra, 1987). Треугольники показывают измеренные значения %Ro.

во-первых, большой класс температурных историй потенциально нефтегазогенерирующих свит лежит вне температурного интервала применимости обсуждаемых методов (Т ≤ 110^оС), а что, во-вторых, аппроксимируя Т(t) линейной функцией To + (Tmax/Dt)×t и находя Tmax по измеренным значениям %Ro, мы заметно завышаем Tmax.

Другой пример на рис. 7-7 представляет историю погружения северной части Мезенской синеклизы в районе Софоновского рифта. Мы приводим его по той причине,

Рис. 7-7. История погружения, изменения температуры и зрелости ОВ пород осадочного бассейна северной части Мезенской синеклизы в районе Софоновского рифта (верхний рис.) и эволюция температуры и зрелости ОВ в истории погружения пород в основании свит среднего и верхнего рифея (нижние рис.), численно восстановленные в рамках системы моделирования бассейнов ГАЛО.

что для рифейских пород разреза здесь были оценены максимальные температуры с применением анализа распределения следов распада U²³⁸ в апатите и цирконе. Эти данные можно сопоставить с результатами бассейнового моделирования и геохимического анализа пород. Согласно анализу распределения следов распада, породы в пределах верхнерифейской толщи с глубинами от 2980 до 3940 м (в современном разрезе) должны были достигнуть в истории своего погружения температур от 155 до 170°С. Это очень высокие значения, и они не согласуются с результатами бассейнового моделирования на рис. 7-7, опирающегося на анализ вариаций тектонического погружения фундамента, современное распределение температур и результаты геохимического анализа степени созревания ОВ в породах. О нереальности оценок максимальных температур, полученных из анализа следов распада, говорит и тот факт, что пребывание породы при температуре Т = 170°С около 1 млн. лет увеличивает уровень зрелости её органического вещества до значений эффективной отражательной способности витринита Ro=1.2-1.3%, т.е. переводит его в завершающуюся стадию генерации жидких УВ. Моделирование показывает (рис. 7-7), что породы верхнего рифея и более молодые характеризуются невысокой зрелостью ОВ в пределах верхней половины окна генерации нефти (эффективные Ro < 0.70 – 0.80%), и это подтверждается оценкой степени созревания ОВ рифейских пород Сафоновского рифта Мезенской синеклизы по результатам геохимического анализа. Причина завышения значений Tmax, на наш взгляд, та же, что и выше: аппроксимируя распределения температур Т(t) на нижних рисунках рис. 7-7 линейными функциями (To + (Tmax/Dt)×t), мы, сохраняя интегральный эффект температурной истории на распределение следов распада, вынуждены заметно завышать действительные значения Tmax.

Заканчивая раздел, отметим, что если AFTA- и (U-'I'h)/He методы использовать не для оценки T_maх, а для интегрального контроля всей температурной истории образца, подобно тому как мы используем кинетические спектры витринита, то AFTA- и (U-'I'h)/He методы получают неплохую перспективу при условии надёжного определения параметров кинетических спектров в соотношении (7-13).