Глава 11. Термическая эволюция и созревания органического вещества осадков под влиянием тепла интрузий.
Внедрение интрузий в осадочный чехол или приповерхностные слои фундамента характерно для геологической истории многих осадочных бассейнов. Оно имеет следствием дополнительное прогревание вмещающих пород и заметный рост уровня созревания ОВ в окрестности интрузивных тел. В ряде бассейнов гидротермально-интрузивная деятельность приурочена к начальному рифтовому этапу развития (Уренгойско-Колтогорский грабен в Западно-Сибирском бассейне, Центральный грабен Северного моря и многие другие). Но чаще встречается другая ситуация, когда интрузивная и сопутствующая ей гидротермальная деятельность сопровождают этап тепловой реактивизации литосферы бассейна, как это имело место в осадочных бассейнах Восточной Сибири, Сахары, в бассейнах Парнаиба в Бразилии и Камбей в Индии и других. Влияние интрузий на нефтегазоносность бассейнов было самым разнообразным. Оно могло как способствовать формированию современных месторождений УВ (например, в некоторых бассейнах Алжирской Сахары), так и разрушать (выжигать) сформированные ранее месторождения, как это имело место на большей части бассейна Парнаиба. Анализу процессов теплового воздействия гидротермально-интрузивной деятельности на процесс созревания ОВ вмещающих пород бассейна, этому распространённому, сложному и подчас неоднозначному в трактовке явлению, посвящена данная глава.
Область температурного воздействия интрузивных тел и формирование
ореола зрелости по геологическим данным
Одной из основных проблем в изучении влияния тепла интрузивных тел на созревание ОВ и реализацию УВ потенциала вмещающих пород является оценка размеров и интенсивности области воздействия интрузии на ОВ вмещающих пород или, как ещё говорят, размеров ореола термического влияния интрузии (ореола зрелости). Вычисления в рамках традиционной модели мгновенной интрузии, как правило, приводят к завышенным оценкам масштабов термического влияния интрузий, При этом предполагают, что начальная температура ее вещества интрузии выше температуры солидуса, Ts а в расчетах эволюции термического состояния интрузии и вмещающих пород принимают во внимание скрытую теплоту плавления (Карслоу, Егер, 1964; Феоктистов, 1972; Федотов, 1976; Galushkin, 1997,б; Галушкин, 1999). Результаты таких вычислений предполагают, что интрузия оказывает существенное влияние на созревание пород, удаленных от её границ на расстояние от одной до полутора толщин. Однако эти выводы противоречат результатам многочисленных исследований, проводившихся в Восточной Сибири (Верба, Алексеева, 1972; Роднова, 1976; Казаринов, Хоменко, 1981; Конторович и др., 1975), в ряде районов Бразилии, США, Восточной Гренландии, Японии, Австралии, Англии и Восточной Атлантики (Perregard and Schiener, 1979; Simoneit et al., 1981; Peters et al., 1983; Ujie, 1984; Fredericks et al., 1985; Clayton and Bostick, 1986; Thrasher, 1992; Triguis and Arano, 1995). Все они говорят о том, что термическое влияние интрузии простирается, как правило, на расстояния, составляющие всего лишь 30 - 60 % толщины интрузии и редко превосходящие 100% толщины магматического тела. Кроме того, эти исследования показали, что максимальные температуры в зоне контакта интрузии и вмещающих пород обычно на 200-500°C ниже исходной температуры жидкой магмы. В пользу этого говорит, например, отсутствие признаков эффективной термической преобразованности пород в контактных зонах многих даек и силлов Конторович и др., 1975; Thrasher, 1992; Delaney and Pollard, 1982).
Ограниченные размеры ореола термического воздействия интрузий вместе с относительно низким уровнем метаморфизма пород контактной зоны не могут быть объяснены в рамках традиционной модели мгновенного вмещения расплавленного магматического тела и требуют нового подхода для своего объяснения. И здесь аппарат моделирования бассейнов представляется удобным инструментом для исследования процесса, так как позволяет изучать его в условиях реального осадочного разреза с меняющимися по глубине и времени петрофизическими характеристиками пород. Он был использован для построения так называемой модели “немгновенного вмещения итрузии в оболочке”, которая хорошо согласовалась с данными измерения степени преобразования ОВ вмещающих пород в окрестности интрузивных тел (Galushkin, 1997,б; Галушкин, 1999). Для численного анализа проблемы была разработана модификация пакета моделирования бассейнов “ГАЛО”, которая позволяла численно воспроизводить эволюцию термического режима осадочной толщи, фундамента, интрузивного тела и вмещающих пород и одновременно рассчитывать степень метаморфизма ОВ вмещающих пород по значениям отражательной способности витринита Ro(%).
Отметим, что совместный численный анализ термической эволюции и степени метаморфизма вмещающих пород при внедрении интрузивных тел в осадочную толщу бассейна проводился и ранее, например, в работе (Wang et al., 1989). Однако, авторы цитированной работы анализировали довольно простые полуаналитические модели остывания среды после мгновенного внедрения магматического тела без учета вклада скрытой теплоты плавления пород, что имело следствием заметные ошибки в оценке времен охлаждения и степени термического метаморфизма вмещающих пород. Авторы статьи определяли значения отражательной способности витринита, %Ro, вычисляя температурно-временной индекс, ТВИ, и пользуясь корреляционным соотношением между %Ro и ТВИ, что также является не совсем корректным (см. главу 7).
Ниже мы анализируем тепловые следствия внедрения и остывания интрузии, основываясь на хорошо датированной модели формирования силла толщиной 15 м, внедрившегося в осадочную толщу поднятия Кэйп Верде (Cape Verde) в миоцене (рис. 1-11А; Peters et al.,1978; 1983; Simoneit, 1978; 1981).
Рис. 1-11. Положение (слева вверху) и генеральный разрез (справа вверху) поднятия Кейп Верде в районе скв. DSDP 41-368 (Peters et al.,1978; 1983; Simoneit, 1978; 1981). Cовременная глубина моря в районе скв. DSDP 41-368 равна3367 м.
Внизу – численная реконструкция теплового потока, истории погружения, изменения температуры и катагенеза ОВ для осадочного разреза в районе скв. DSDP 41-368
Осадочный разрез изучаемой площади бассейна показан на рис. 1-11В. Для глубин от 0 до 922 м он строился в согласии с данными работы (Ushupi et al., 1976) и для глубин от 922 до 984 м определялся из работ (Peters et al.,1978; Simoneit, 1978; 1981). Последний интервал глубин включал слой черных глин турон-альбского возраста (88.5-112 млн.лет) и 15-метровый силл, внедрившийся около 19 млн. лет назад. Чёрные глины откладывались на типичной океанической коре (Roussel et al.,1983). Глубина моря в районе интрузии (скв. DSDP 41-368) составляет в настоящее время 3367 м. Возраст коры соответствует аномалии M22 (около 145-150 млн.лет). Средняя глубина мирового океана с корой такого возраста должна бы составлять около 5500 м (Sclater et al., 1981). Аномально мелкие глубины дна океана, а также ряд геологических свидетельств магматической активности на рассматриваемой площади бассейна в продолжении всей истории его развития (Roussel et al.,1983; Van der Linden, 1981; Stillman et al., 1982) говорят о высокотемпературном тепловом режиме литосферы района с большими значениями палео- и современного теплового потока (Рис.1-11Б). Повышенный тепловой режим литосферы бассейна согласуется и с относительно высокими фоновыми значениями зрелости ОВ, характеризуемыми величинами Ro»0.45%, измеренными на расстояниях 28 - 32 м над интрузией (Peters et al.,1978; 1983).
Рис.1-11Б показывает температурно-временную историю погружения бассейна для осадочного разреза рис. 1-11В, рассчитанную с применением компьютерного пакета по моделированию бассейнов ГАЛО. Возраст пород, их литология и история отложения вместе с измеренными значениями отражательной способности витринита (Peters et al.,1978; 1983) служили основными контролирующими параметрами в модели реконструкции осадочного бассейна в районе скв. DSDP 41-368. Подчеркнём, что положения изотерм и изолиний отражательной способности витринита, приведенные на рис. 1-11Б, характеризуют “фоновое“ тепловое состояние бассейна, рассчитанное без влияния локального теплового эффекта интрузии. В силу высокого теплового режима бассейна современные температуры осадочных пород достигают здесь 70°C, а уровень зрелости ОВ соответствовал значениям Ro»0.47%, несмотря на относительно небольшую мощность современного осадочного покрова (менее 1 км; рис. 1-11).
Глубинные распределения температур T(z), степени метаморфизма пород (Ro(z)), а также распределения с глубиной теплофизических характеристик пород (пористости, теплопроводности, теплоемкости и теплогенерации), рассчитанные в процессе моделирования бассейна (рис. 1-11Б) для момента времени 19 млн. лет назад, использовались в качестве исходных параметров при последующем моделировании теплового влияния процессов внедрения и остывания силла. Моделирование эволюции теплового режима осадочной толщи при внедрении в нее силла осуществлялось с помощью одной из модификаций компьютерного пакета моделирования бассейнов ГАЛО, учитывающей специфику выделения или поглощения скрытой теплоты плавления пород формирующегося или остывающего магматического силла произвольной толщины, а также пород, вмещающих силл (Galushkin, 1997,б; Галушкин, 1999). Тепловой эффект скрытой теплоты плавления рассматривался в энтальпийном приближении, когда доля плавления породы менялась линейно с температурой в интервале Ts < T < Tl, где Ts и Tl - температуры солидуса и ликвидуса пород (см. раздел 5.6). В общей процедуре моделирования бассейнов (рис. 1-11Б) для пород литосферы перидотитового состава были использованы следующие значения термофизических параметров: скрытая теплота плавления L =100 кал/г, температура солидуса Ts, зависящая от давления согласно кривой солидуса перидотита с 0.2% H2O (формула 5-19), температура ликвидуса Tl = Ts + 600oC, плотность пород r =3.30 г/см3, теплопроводность K = 8 кал/см сек°C и теплоемкость пород Cp =0.25 калl/г°C. Аналогичные параметры для базальтовых пород, используемые при моделировании внедрения силла, имели следующие значения (Wang et al., 1989; Peck et al., 1977; Turcotte, 1982; Hanson and Barton, 1989; Gudmundsson, 1990; Schaw et al.,1977): L =90 кал/г, Ts =950°C, Tl =1150°C, r =2.70 г/см3, K = 5 кал/см сек°C and Cp =0.29 кал/г°C. Температуру жидкой магмы в интрузии, Tint, можно оценить по ее значениям в лавовых потоках в областях современного вулканизма, где она варирует от 900°C до 1200°C (Конторович и др., 1975). В основных вариантах моделирования интрузий мы принимали Tint=1100°C в соответствии с температурой расплавленного базальта, измеренной в вулканической области Мексики и в лавовых озерах Гавайских островов (Hanson and Barton, 1989; Schaw et al.,1977).
Численное решение одномерного нестационарного уравнения теплопроводности осуществлялось с помощью неявной конечно-разностной схемы, описанной в главе 5. Анализ термической эволюции интрузивных и вмещающих пород в процессе формирования и термической релаксации силла предъявлял жесткие требования к формированию узловой сетки решения по глубине и времени. В частности, временной шаг, Dt, должен выбираться достаточно малым, чтобы смещение фронта плавления по глубине в течении времени Dt было меньше шага по глубине, Dz. В рассмотренном примере 15 метровой интрузии шаг Dz уменьшался до 0.2 м в пределах 50-ти метровых зон выше и ниже интрузии. Шаг по времени, Dt, составлял около 5 минут в течении первых 67 дней остывания интрузии, 15 минут в последующие 67 дней и т.д. Вычисления с различными шагами Dt и Dz проводились для проверки корректности используемой разностной схемы.