Линии 1 и 2 на рис. 2-11 представляют профили отражательной способности витринита (Ro), вычисленные в рамках обычной модели мгновенного внедрения интрузии, когда базальтовые породы с начальной температурой T=1100°C мгновенно занимают интервал глубин 770 < z < 785 м (эти глубины соответствуют положению силла 19 млн. лет назад; в настоящее время он находится на глубине от 956 до 971 м; см. рис. 1-11Б и В).
Рис. 2-11. Ореолы зрелости, вычисленные в модели мгновенного внедрения 15-ти метрового силла в слой чёрных сланцев (Galushkin, 1997,б).
1 –ореол над силом (Ti1 = 1100°C; Ts = 950°C; Tl = 1150°C; L = 90 кал/г). 2 – ореол под силлом с теми же значениями параметров;
3 – та же модель, что представлена кривой 1, но с L = 0 кал/г. 4 - модель кривой 1,но с ti1 =900°C. Варианты 1 – 4 не учитывали тепловой вклад реакций дегидратации и гидротермальный теплообмен. 5 - модель 1, но с учётом гидротермального охлаждения (см. текст). 6 - модель 1, но с учётом поглощения тепла при реакциях дегидратации (см. текст).
Треугольники и звёздочки - значения %Ro, измеренные выше (треугольники) и ниже (звёздочки) силла (Peters et al., 1978, 1983; Simoneit et al., 1978, 1981).
Линия 1 на рис. 2-11 представляет профили Ro во вмещающих породах над силлом, а линия 2 - тот же профиль под силлом. Различие в значениях Ro, представленных этими кривыми, обусловлено большей консолидацией вмещающих пород под силлом и, как следствие, их более высокой теплопроводностью, а значит и меньшим временем тепловой релаксации последних. Пунктирная линия 3 на рис.2-11 описывает результаты расчётов ореола созревания ОВ для пород над силлом без учета вклада скрытой теплоты плавления (L =0 кал/г). Пунктирная линия 4 на том же рисунке также представляет вариант кривой 1, но рассчитанный с меньшей исходной температурой силла (Ti1 =900 °C), которая была на 50°С ниже принятой температуры солидуса базальта Ts =950°C. Сравнение значений Ro, представленных кривыми 1 - 4 на рис. 2-11, дает возможность оценить вклад скрытой теплоты плавления и величины начальной температуры интрузии в формировании ее термического и метаморфического ореолов. Из сравнения вычисленных профилей отражательной способности витринита, показанных кривыми 1 и 2 на рис.2-11, с измеренными значениями Ro% (звездочки и треугольники на этом рисунке) следует, что модель мгновенного внедрения интрузии заметно завышает термический эффект интрузии, увеличивая термический ореол зрелости ОВ вмещающих пород в 1.5-2 раза по сравнению с наблюдаемым (Galushkin, 1997; Галушкин. 1999).
Поглощение тепла при реакциях дегидратации, имеющих место в окрестности интрузий при высоких температурах, может быть дополнительным важным фактором, формирующим термический режим пород (Hanson and Barton, 1989). Согласно исследованиям (Walther and Orville, 1982; Walther and Woud, 1984; Hanson and Barton, 1989), реакции дегидратации ограничены, во-первых, режимом роста температур пород и, во-вторых, интервалом температур примерно от 350 до 650°C. Среднее значение скрытой теплоты реакции составляет около 1.7×105 Дж/кг = 40.6 кал/г. Относительно низкое значение скрытой теплоты реакции и температурные ограничения на её осуществление являются, по-видимому, основными причинами относительно слабого влияния этого эффекта на размеры термического ореола зрелости, что видно из сравнения кривых 1 и 6 на рис. 2-11. Этот вывод подтверждается и численным моделированием вмещения более мощных силлов толщиной до 118 м (см. ниже). Что же касается тепла реакций гидратации, то здесь можно отметить, что скорость наступления фронта гидратации (около 2.7 мм/ год) значительно меньше скорости продвижения фронта дегидратации (Walther and Orville, 1982). В силу перечисленных фактов трудно ожидать заметного теплового влияния выделения скрытой теплоты реакций гидратации на размеры ореола зрелости.
Гидротермальная активность, стимулированная теплом интрузий, типична для вмещающих пород выше магматического тела. Численный анализ процессов, сопровождающих это явление, довольно сложен, и их моделирование возможно лишь в некотором упрощённом варианте. Мы анализируем тепловое влияние гидротермального теплопереноса, используя известный метод эффективной теплопроводности (Combarnous, 1978; Phipps Morgan and Chen. 1993; Phipps Morgan et al.,1987). Суть метода заключается в увеличении теплопроводности пород в области действия гидротермальных течений в Nu раз, где Nu - число Нуссельта, эквивалентное отношению гидротермального потока тепла в среде к кондуктивному. В своих расчётах мы полагали, что гидротермальный теплоперенос существенен в области с температурой пород в интервале 100°C < T < 725°C (Galushkin, 1997,б), где температура T =725°C рассматривается как граница начала пластичного поведения пород, выше которой происходит закрытие микротрещин и микропор, и проникновение по ним грунтовых вод становится невозможным (Hardee, 1982). Сравнение линий 1 и 5 на рис.2-11, показывает, что гидротермальная активность с эффективным числом Nu=3 приводит к заметному уширению термического ореола интрузии и еще больше удаляет измеренные значения ореола зрелости от вычисленных в рамках модели мгновенного внедрения интрузии.