Внедрение и охлаждение интрузий рассматриваются как события, мгновенные в геологическом масштабе времени. Однако, для формирования размеров термического и метаморфического ореола интрузии длительность этих событий может иметь большое значение (Delaney and Pollard, 1982). Чтобы изучить эту проблему, мы включили в компьютерный пакет алгоритм, позволяющий анализировать эволюцию термического режима вмещающих пород и изменение степени преобразования ОВ в процессе формирования интрузии внутри осадочной толщи. Близкий алгоритм был использован нами при анализе термических следствий механизма формировании океанической коры типа “дайка в дайке” в осевых зонах срединно-океанических хребтов (Галушкин, Дубинин, 1993; 1994; Галушкин и др.,1994а,б; Галушкин и др., 2000, 2007,б). В нашей модели формирование силла рассматривается как повторяющийся процесс внедрения в центре силла симметрично его оси тонкого слоя магмы толщиной 2Dz через каждый интервал времени Dt и раздвижения в стороны пород силла, сформированных до этого времени, вместе с вмещающими породами осадочной толщи (Рис.3-11a). При этом температура на оси силла, Taxis, может приниматься равной исходной температуре жидкого расплава на оси силла, Ti1 , как в модели, представленной на рис.3-11а, или может возрастать в течении некоторого времени от некоторой начальной температуры Ti0 до температуры жидкого расплава, Ti1, оставаясь затем постоянной, если рассматривается модель интрузии в оболочке (рис.3-11б).
Варианты моделирования, представленные на рис. 4-11 дают возможность выбора между этими двумя моделями, а именно, между моделью с фиксированной температурой на оси силла в интервал времени его формирования (рис. 3-11а) и моделью с ростом этой температуры (модель формирования интрузии в оболочке; рис.3-11б). Пунктирные кривые 2 и 3 на рис.4-11 представляют результаты расчёта ореола зрелости, полученные в модели рис. 4-11а наращивания толщины 15-метрового силла с постоянной скоростью в течении 2.6 (кривая 3) и 8.8 часа (кривая 2). Процесс наращивания толщины силла
Рис.3-11. Модели интрузии с конечным временем вмещения. с постоянной (а) и переменной (б) температурой на оси силла ( ось силла показана горизонтальнымилиниями; вертикальныелинии отмечают положение рассматриваемого сечения силла в разные моменты времени) (Galushkin, 1997; Галушкин, 1999).
воспроизводился численно с шагами Dz=0.15 м и Dt » 5 min. Результаты моделирования говорят о том, что модель аккреции этого силла с постоянной скоростью в течение 10 или менее часов дает ореол зрелости ОВ, аналогичный показанному линией 1 на рис. 4-11 и вычисленному в модели мгновенной интрузии. Мелкопунктирная кривая 4 на рис.4- 1 представляет вариант с минимальной скоростью аккреции силла. Алгоритм расчёта
Рис. 4-11. Ореол зрелости над силлом толщиной 15, вычисленный в моделях с конечным временем формирования силла с параметрами t i1, Ts, Tl и L, аналогичными использованным в варианте кривой 1 рис. 2-11.
1 – модель мгновенного внедрения интрузии (кривая 1 на рис. 2-11); 2 и 3 – рост толщины силла в течении 2.6 и 8.8 часов в модели рис. 3-11а; 4 – модель экстремально медленного формирования силла в течении 0.5 года в модели рис. 3-11а (см. текст);
5 – модель формирования интрузии в течении 4.4 часа с ростом температуры на оси силла от T io = 300°C до t i1 = 11000C в течении 2.2 часа (модель рис. 3-11б; см. текстt).
Звёздочки и треугольники на рисунке имеют тот же смысл, что и на рис. 2-11.
распределения температуры предполагал, что толщина силла увеличивается на элемент 2×Dz (см. выше) только после того, как в процессе его остывания от предыдущего эпизода наращивания сила температура на его оси опускается от 1100°С до 1050°C (всего на 100°C выше температуры солидуса магмы, равной в модели 950°С). Такая модель предполагала замедление скорости аккреции с увеличением ширины интрузии, так как остывание пород на оси силла замедлялось по мере наращивания тела силла. Полное время формирования силла в такой модели достигало 0.5 лет. Хотя вариант модели рис. 3-11а даёт ореол зрелости наиболее близкий к наблюдаемому из рассмотренных выше, однако, петрологические данные не подтверждают столь долгого времени формирования подобных интрузий (Конторович и др.,1975; Казаринов, Хоменко, 1981). В целом, обзор вариантов расчёта распределений температур и %Ro, представленных кривыми 2-4, даёт основание предполагать, что модель формирования силла рис. 3-11а с фиксированной температурой на его оси не отвечает наблюдаемым данным.
Тот факт, что температуры на контакте магматических и вмещающих пород часто оказываются заметно ниже температуры солидуса магмы, предполагает внедрение жидкой магмы в оболочке из частично остывших магматических пород. Давление жидкой магмы расталкивает вверх и вниз оболочку из относительно холодных магматических пород с вязко-пластичной реологией, если силл уже проник в осадочную толщу, и толкает ту же оболочку вперёд при квазигоризонтальном продвижении силла в осадочной толще (рис. 3-11б). Толщина этой оболочки меняется с изменением скорости поступления магмы и не будет однородной вдоль простирания силла. В такой модели прямой контакт расплавленной магмы с вмещающими осадочными породами может отсутствовать. Для цели воспроизведения температурной истории вмещающих пород такой процесс формирования интрузии можно приближенно описать в рамках предшествующей аккреционной модели интрузии с той лишь разницей, что температура магмы на оси, Taxis, будет расти в течении некоторого времени t0 от начальной температуры, которая была в точке первого контакта продвигающегося силла с вмещающими породами (T=Ti0),до температуры жидкого расплава T=Ti1 (модель рис.3-11б).
Кривая 5 на рис. 4-11 представляет результаты моделирования термических следствий процесса формирования 15 метровой интрузии при росте температуры на оси от Ti0 =300°C до Ti1 =1100°C в течении времени to =2.2 часа при полном времени формирования тела силла tint =4.4 часа. Расчёты по этому варианту показывают, что модель внедрения интрузивного тела в оболочке из остывших магматических пород приводит к заметному уменьшению температуры и степени катагенеза во вмещающих породах. Вычисленный в такой модели профиль Ro становиться близким к измеренному выше силла. Однако, модель должна обеспечивать совпадение с данными измерения Ro и ниже сила и такая модель представлена на рис.5-11 – 7-11. Здесь показаны результаты расчёта по оптимальному варианту эволюции интрузии, полученному в рамках модели рис. 3-11б “интрузия в оболочке” и обеспечивающему хорошее согласие с измеренными значениями Ro как выше (сплошная линия на рис.5-11), так и ниже силла (пунктирная линия на том же рисунке). В этом варианте температура на оси силла возрастала от значения Ti0 = 100°C до Ti1 = 1100°C в течении 3-ех часов и оставалась равной 1100 °C в последующие 1.4 часа. Тем самым полное время формирования интрузии составляло tint =4.4 часа. В вычислениях предполагалось, что гидротермальная деятельность в области выше силла характеризовалась эффективным числом Нуссельта Nu =1.3, тогда как ниже силла термические градиенты препятствовали развитию конвективных движений грунтовых вод (Galushkin, 1997,б; Галушкин, 1999).
Рис. 5-11. Результирующий ореол зрелости, вычисленный в модели рис. 11-3б (интрузия в оболочке), и хорошо согласующийся с измеренными значениями %Ro (Galushkin, 1997,б; Галушкин, 1999).
Сплошная и пунктирная линии – значения %Ro выше и ниже силла, соответственно.
Температура на оси силла возрастала от Ti0 = 100°C до Ti1 = 1100°C в течении 3-ех часов и оставалась равной 1100 °C в последующие 1.4 часа. Полное время формирования интрузии составляло tint =4.4 часа. Гидротермальный теплообмен со значением Nu =1.3 предполагался в области выше силла.
Значения Т i1, Ts, Tl и L, аналогичны варианту кривой 1 рис. 2-11.
Звёздочки и треугольники на рисунке имеют тот же смысл, что и на рис. 2-11.
Рис. 6-11 иллюстрирует изменение профиля температуры для разных времен формирования интрузии в модели рис.5-11. Профиль, показанный наиболее мелкой пунктирной линией, характеризует процесс роста интрузивного тела в оболочке в течении времени t=2.2 часа с начала формирования силла. Отметим, что максимальная температура в рассматриваемом сечении силла к этому моменту не превосходила 800°C.
Рис. 6-11. Температурные профили в окрестности 15-метрового силла, вычисленные для различных времён формирования (пунктирные кривые) и остывания сила (сплошные кривые) в модели формирования силла рис. 5-11 (Galushkin, 1997,б; Галушкин, 1999).
Время формирования силла: t=2.2 часа (короткий пунктир), t=4.4 часа (длинный пунктир).
Время остывания силла: t=0.5, 1, 5 и 5000 лет (сплошные линии).
Профиль, соответствующий длинно-пунктирной линии на рис.6-11, представляет распределение температуры в том же сечении силла на момент окончания его формирования (t =4.4 hours). К тому моменту максимальная температура на оси силла оставалась равной 1100°C уже в течении 1.4 часа. Сплошными линиями показаны вариации температур силла и вмещающих пород в процессе остывания силла. Моделирование показывает, что температура на оси силла (опускается до значений 1000°C, 800°C и ниже 400°C после 0.5, 1 и 5 лет остывания, соответственно (Fig. 6-11).
Рис.11-7 иллюстрирует аналогичную динамику изменения профиля Ro% во вмещающих породах. Как следует из расчетов, в течении первых 36 дней охлаждения полуширина профиля зрелости, отсчитываемая от границы силла до значения Ro=1.5%, не превосходила 0.3 м, в то время как в последующие 0.5 лет она достигла 1.8 м в области выше силла, где предполагался гидротермальный теплоперенос с эффективным числом Нуссельта Nu =1.3 (Рис.7-11). Она составляла всего лишь около 0.5 м для вмещающих пород ниже силла, где гидротермальная активность была подавлена (Nu =0). Значения полуширин профилей Ro в области выше и ниже силла достигали соответственно 3 и 1.6 м после 1 года остывания и 6 и 3.8 м после 5 лет остывания интрузивного тела, после чего скорость их изменения становилась совсем незначительной (рис.7-11).
Рис. 7-11. Ореолы зрелости (%Ro) во вмещающих породах выше силла, вычисленные для разных времён остывания силла в модели рис. 5-11 (интрузия в оболочке - рис. 3-11б; Galushkin, 1997,б; Галушкин, 1999).
Таким образом, моделирование показало, что ограниченный ореол термического воздействия интрузий вместе с относительно низким уровнем метаморфизма пород контактной зоны могут быть объяснены лишь в рамках модели, отличной от традиционной модели мгновенного вмещения расплавленного магматического тела во вмещающие породы. В самом деле, сравнение отражательной способности витринита, вычисленной согласно кинетической модели витринита, со зачениями Ro%, измеренными в пределах термических ореолов хорошо датированных интрузий, указывают, что вычисления в рамках традиционной модели мгновенного внедрения интрузии заметно переоценивают температуру и уровень метаморфизма вмещающих пород. Предложенная здесь модель внедрения, в которых мощности интрузивных тел наращиваются в течении некоторого промежутка времени, позволяет удовлетворительно объяснить размеры ореолов зрелости вокруг целого ряда хорошо датированных интрузивных тел (Galushkin, 1997,б). В следующем разделе главы мы рассмотрим примеры моделирования интрузий из других районов мира, подтверждающие это заключение.
11.4 Примеры моделирования теплового воздействия интрузий из других районов мира
Анализ методики численного моделирования теплового влияния интрузий в разделах 11.2 и 11.3 опирался на пример интрузии в осадочной толще океанического бассейна в районе поднятия Кейп Верде в Восточной Атлантике. В этом разделе главы мы рассмотрим несколько примеров моделирования хорошо датированных интрузий в континентальных осадочных бассейнах. Следует заметить, что строение осадочных разрезов и хронология геологических событий в этих бассейнах были изучены значительно хуже, нежели в рассмотренном выше примере. По этой причине мы не станем воспроизводить точную историю осадконакопления этих бассейнов, а ограничимся так называемой “эффективной” реконструкцией истории осадконакопления и термической эволюции бассейна. Основной задачей такой реконструкции будет по возможности точное воспроизведение фонового распределения значений отражательной способности витринита, существовавшего в бассейне до внедрения интрузии, при соблюдении известных деталей современного разреза. Такой подход позволяет анализировать воздействие интрузии на термическое состояние и зрелость ОВ вмещающих пород, не вдаваясь в детали сложной геологической истории района. Прежде чем приступить к изложению примеров моделирования, остановимся вкратце на одном частном вопросе, касающемся отбора данных измерения отражательной способности витринита, %R в близкой окрестности интрузивных тел. Дело в том, что при анализе формирования интрузий толщиной 38.6 и 118 м, на основе данных, приведенных в работах (Raymond and Murchison, 1988a,; 1988b; 1989), мы исключали те значения Ro, которые соответствовали уменьшению отражательной способности с приближением к интрузии. Такое необычное поведение Ro у поверхности интрузий отмечалось в литературе неоднократно и тогда же исследователи пришли к выводу, что обычно оно не соответствует реальному уменьшению уровня зрелости ОВ в ближайшей окрестности интрузии, а всего лишь отражает факт нарушения молекулярной структуры витринита при очень высоких температурах (Raymond and Murchison, 1988b, 1989; Bishop and Abbott, 1993; 1995).
а) Силл толщиной 118 м из района Midland Valley, Шотландия
Анализ этого раздела начинаем с моделирования внедрения силла шириной 118 м из разреза Rashienhill скважины в центральной части Midland долины в Шотландии. Силл локализован на глубинах от 410 до 528 м. Для этого примера характерны довольно высокие фоновые значения отражательной способности витринита Ro, достигнутые ОВ бассейна ещё перед внедрением интрузии (Raymond and Murchison, 1989). Рис. 8-11 демонстрирует профиль значений Ro во вмещающих породах выше (а) и ниже (б) силла, вычисленный для внедрения силла толщиной 118 м в толщу глинистых осадков с фоновыми значениями Ro перед внедрением силла, меняющимися от Ro=0.60% у поверхности осадочной толщи до Ro=1.37% на глубине 1030 м (см. наш рис 8-11 и рис.3
Рис.8-11 Ореол зрелости ОВ в окрестности 118- м силла из разреза скв. Rashienhill в Шотландии вычисленный в модели формирования силла в оболочке в течение 44 часов (сплошные линии) и в традиционной модели мгновенного внедрения интрузии (пунктирные линии).
Крестики и звёздочки отмечают измеренные значения %Ro.
из работы (Raymond and Murchison, 1989)). Модель внедрения интрузии в оболочке (рис.11-3 б) с ростом температуры на оси силла от 300°C до 1100°C в течении 30 часов и с полным временем формирования тела силла около 44 часов довольно хорошо описывает наблюдаемые значения отражательной способности витринита выше (рис.8-11а) и ниже (рис.8-11б) силла, если принять во внимание гидротермальный перенос тепла в области над силлом с эффективным числом Нуссельта Nu =2 и предположить отсутствие гидротермальной деятельности ниже силла (Galushkin, 1997б). Значения параметров Ts,Tl и L принимались теми же, что и в моделях рис. 5-11 – 7-11. Пунктирными линиями на рис. 8-11а и б показаны профили Ro, вычисленные с теми же значениями теплофизических параметров пород и с теми же характеристиками гидротермального теплообмена и реакций дегидратации, что и в варианте, показанном на рис. 8-11 сплошными кривыми, но рассчитанные в традиционной модели мгновенного внедрения силла. Мы видим, что и здесь результаты расчетов в рамках традиционной модели существенно отличаются от наблюдаемых и рассчитанных по модели внедрения интрузии в оболочке. Можно отметить дополнительно, что моделирование внедрения мощного 118-метрового силла подтвердило вывод о слабом влиянии реакций дегидратации на эволюцию термического режима и формирование ореола зрелости вмещающих пород, сделанный ранее при моделировании менее мощной интрузии в Кейп Верде (Galushkin, 1997б). В нашем случае тепловой эффект от этих реакций приводил к сужению профиля Ro (характерных размеров ореола зрелости) не более чем на 10 м.
б) Силл толщиной 38.6м из района Northumberland, Шотландия
Следующим был рассмотрен вариант внедрения силла толщиной 38.6 м, локализованного на глубинах от 510 to 548.6 m в осадочном разрезе скважины Throckley в районе Northumberland в Шотландии (Raymond and Murchison, 1989). Как и в предыдущем примере, довольно высокие значения Ro, меняющиеся от Ro=1.00% у поверхности до Ro=1.50% на глубине около 700 м, характеризуют осадочный разрез изучаемой площади еще до внедрения интрузии (см. наш рис. 9-11б и рис. 5 из работы (Raymond and Murchison, 1989)). В рассматриваемом случае модель внедрения интрузии в оболочке (рис. 3-11б) с ростом температуры пород на оси силла от 300°C до 1100°C в течении лишь 3.5 часов при полном времени формирования силла около 17.5 часов и без вклада гидротермального теплообмена неплохо согласуется с измеренным профилем отражательной способности витринита (рис. 9-11а, б). Как и в моделях, рассмотренных выше, значения параметров Ts,Tl и L принимались аналогичными моделям рис. 5-11 – 7-11. В этом варианте моделирования, в отличие от предыдущего, термический ореол, вычисленный в рамках модели мгновенного внедрения интрузии (пунктирные линии на рис. 9-11а и б) не отличался резко от полученного в модели внедрения интрузии в оболочке (сплошные линии на рис. 9-11а и б).
Рис. 9-11. Ореол зрелости выше (а) и ниже (б) 38.6-метрового силла из Northumberland (Шотландия), вычисленный в модели формирования силла в оболочке в течении 17.5 часов (сплошные линии) и в модели мгновенной интрузии (пунктирные линии; см. текст).
в) Базальтовая дайка толщиной 4.5 м из Восточной Гренландии
На левом рис. 10-11 приведены результаты моделирования ореола созревания ОВ во вмещающих киммериджских глинах в окрестности базальтовой дайки толщиной 4.5 м в Восточной Гренландии (Perregard and Schiener, 1979). В этом случае наблюдаемые значения Ro хорошо описываются в модели внедрения интрузии в оболочке рис. 3-11б),
Рис. 10-11. Ореолы зрелости в окрестности 4.5-метровой дайки в Восточной Гренландии (левый рис.), и в окрестности 1.3-метровой дайки в бассейне Walcott, штат Колорадо, США (правый рис.), рассчитанные в модели мгновенной интрузии (кривые 1), в модели формирования дайки, равномерно уширяющейся в течении 5.3 часов на левом рис. и 2.3 часа на правом рис. (кривые 2) и в основных моделях, описанных в тексте (кривые 3).
когда температура на оси дайки возрастала от значения около 300°C до 1100°C в течении 0.9 часа при полном времени формирования дайки около 2.6 часа и без участия гидротермального теплообмена. В этом варианте отличие результатов расчёта в модели мгновенной интрузии от модели формирования дайки в оболочке хорошо заметно (сравни кривые 1 и 3 на рис. 10-11 слева).
г) Дайка толщиной 1.3м в Pierre сланцах бассейна Валкот штата Колорадо, США
Правый рис. 10-11 представляет результаты вычисления термического ореола зрелости ОВ в окрестности дайки шириной 1.3 м в верхнемеловых глинистых сланцах свиты Pierre бассейна Валкот штата Колорадо, США (Clayton and Bostick, 1986). Как показало моделирование, для такой тонкой интрузии все три модели ее формирования (модель мгновенного внедрения, модель равномерно уширяющейся интрузии в течение 2.3 часа (или менее) и модель внедрения в оболочке, когда температура на оси дайки возрастала от 600°C до 1100°C в течение 0.9 часов с полным временем формирования тела дайки около 2.3 часа) без участия гидротермального теплообмена дают довольно близкие результаты, хотя последняя модель (нижняя кривая на правом рис.10-11) всё же предпочтительнее.
д) Долеритовая дайка толщиной 0.9 м с острова Skye,северо-запад Шотландии
На рис.11-11 представлены результаты численного моделирования для самой тонкой из рассмотренных нами дайки толщиной 0.9 м. Дайка располагается на глубине
Рис. 11-11. Ореол зрелости в окрестности 0.9-метровой дайки с острова Skye (северо-запад Шотландии), рассчитанный в модели мгновенной интрузии (пунктирная кривая) и в основной модели, описанной в тексте (сплошная линия).
около 640 м в юрских алевролитах острова Skye на северо-востоке Шотландии (Bishop and Abbott, 1993, 1995). Вмещение дайки имело место в нижнем эоцене около 53 млн. лет назад. Неясно, однако, произошло ли это событие до, в течение или после интенсивной вулканической деятельности, проявлявшейся примерно в то же самое время в Северной Шотландии. Последняя была связана с раскрытием Северной Атлантики, когда в рассматриваемом районе в течение всего лишь 2 млн. лет было отложено около 2400 м вулканических пород (Bishop and Abbott, 1993). Чтобы получить профили температуры и степени катагенеза осадочной толщи перед внедрением дайки мы провели реконструкцию температурно временной истории бассейна для двух вариантов его геологической истории. В обоих вариантах 0.5 км алевролитов были отложены в Ааленский и Байосский периоды средней юры (187-173 млн. лет назад) и другие 0.5 км алевролитов отлагались, начиная с Батского периода средней юры и кончая нижним эоценом (173-55.5 млн. лет назад). В первом варианте развития бассейна перерыв в осадконакоплении имел место с нижнего эоцена по настоящее время (55.5-0 млн. лет назад). Во втором варианте в течение 2 млн. лет в период времени от 55.5 до 53.5 млн. лет назад отложились 2400 м вулканических пород, которые были удалены последующей эрозией в течение 10 млн. лет (от 52 до 42 млн. лет назад). В первом варианте вычисленные современные фоновые (на удалении от дайки) значения отражательной способности витринита Ro на глубине 640 м составляли около 0.35%, что было в хорошем согласии с наблюденными фоновыми значениями Ro (Рис.11-11). И напротив, фоновые значения Ro во втором варианте эволюции бассейна составляли Ro=0.55% и заметно превосходили наблюдаемые значения. Результаты моделирования предполагают, следовательно, что слой нижне-эоценовых вулканических пород не мог быть столь мощным. Хорошее согласие измеренных и вычисленных значений Ro получается при расчетах с первым вариантом истории осадконакопления при формировании дайки в модели оболочки (рис. 3-11б) без участия гидротермального теплообмена. Предполагалось, что температура магматических пород на оси дайки росла от значения 300°C до 1100°C в течение 0.45 часа при полном времени формирования интрузии около 2.6 часа (рис.11-11). Заметим, что в рассмотренном варианте отличие результатов расчёта в модели мгновенной интрузии от модели формирования дайки в оболочке также хорошо заметно (сравни сплошную и пунктирную линии на рис. 11-11).
11.5 Сравнение вкладов интрузивно-гидротермальной деятельности и эрозии в формирование глубинного профиля катагенеза осадочных пород бассейна
11.5.1 Природа скачкообразного роста значений %Ro с глубиной
Резкое, ступенеобразное увеличение степени созревания ОВ с глубиной характерно для осадочных разрезов многих бассейнов мира (Уренгойский грабен в Западно-Сибирском бассейне (Галушкин и др., 1999; Конторович и др.,1975), области развития трапповых формаций в Восточной Сибири (Верба, Алексеева, 1972; Казаринов, Хоменко, 1981; Конторович и др., 1995; Роднова, 1976), бассейн Баренцевоморского шельфа (Грамберг и др., 2001), бассейн Парана в Бразилии (Triguis and Arano, 1995), бассейны Уэд эль Миа, Радамес, Иллизи и др. в Алжирской Сахаре (Conrad, 1972; Conrad, J. and Westphal, 1975; Lesqueret al., 1988; 1989; 1990; Makhous and Galushkin, 2003,a,b и другие). Такие скачки в распределении отражательной способности витринита (%Ro) с глубиной могут быть обусловлены как тепловым влиянием интрузий на созревание ОВ бассейна, так и удалением достаточно мощного слоя осадков в процессе интенсивной эрозии. Внедрение отдельной интрузии в осадочный покров бассейна создаёт профиль зрелости ОВ, при котором значения %Ro быстро спадают с удалением от границ интрузии. Резкое, ступенеобразное увеличение %Ro при его монотонном росте на глубинах ниже скачка имеет место в том случае, когда интрузия внедряется в породы под осадочным покровом вблизи от поверхности фундамента. При этом ступень в распределении %Ro может создаваться за счёт прогревания осадочной толщи на всю её толщину кондуктивным тепловым потоком интрузии, или же (и) за счёт прогревания толщи в интервале глубин от поверхности фундамента до водоупорного горизонта конвективным течением поровых вод, индуцированным интрузией.
Профили со ступенеобразным увеличением %Ro с глубиной могут создаваться не только под воздействием тепла интрузий, но также и в осадочных разрезах, претерпевших эрозию большой амплитуды на определённом этапе развития бассейна. Такой вариант интерпретации природы скачков в распределении степени зрелости ОВ с глубиной предпочитают многие исследователи в тех случаях, когда данные бурения или сейсмического профилирования не подтверждают присутствия интрузивного тела в осадочном чехле бассейна. Так, в работе (Petmecky et al., 1999) ступенеобразное увеличение %Ro на 0.5-2.5%, характерное для глубинных распределений %Ro в Нижне-Саксонском бассейне, объяснялось эрозией более чем 4 км осадков в период тепловой активизации бассейна. Традиционно считается, что удаление эрозией слоя осадков мощностью 1.5-3 км должно оставить заметный след в современном распределении Ro в виде ступенеобразного роста Ro c глубиной. Однако, ниже будет показано, что величина скачка в распределении %Ro зависит не только от амплитуды эрозии, но в значительной степени и от истории осадконакопления в постэрозионный этап развития бассейна. Многочисленные измерения значений %Ro в образцах из кернов скважин осадочных бассейнов Восточного Алжира представляли удобный объект для исследования этой проблемы. В бассейнах Сахары мощная герцинская эрозия имела место одновременно с интенсивной гидротермально-интрузивной деятельностью. Наш анализ, привлекавший реконструкцию термической истории осадочных разрезов в более чем 60 скважинах района (рис. 12-11; Makhous and Galushkin, 2003,a,b; Галушкин, Махоуз, 2006) показал, что герцинская эрозия объясняет лишь малую часть амплитуды скачков в значениях %Ro несмотря на значительную амплитуду эрозии (1.5 - 3.5 км). В то же время интрузивная и связанная с ней гидротермальная активность в триасе и юре хорошо объясняет амплитуды и глубины ступенеобразного роста степени зрелости ОВ в осадочных бассейнах Алжирской Сахары.
11.5.2 Скачки в распределениях степени зрелости ОВ с глубиной в бассейнах Алжирской Сахары
Вариации температур T(t) в истории погружения пород бассейнов Алжирской Сахары использовались для вычисления степени преобразованности ОВ (%Ro) по формулам (7-25), (7-26) и получались как результат реконструкции термической истории Алжирских бассейнов в рамках процедуры моделирования бассейнов, подробно описанной в работах (Makhous and Galushkin, 2003,a,b). Исходная база данных для моделирования, как обычно, включала современный осадочный разрез бассейна, оценки амплитуды и скоростей эрозии, литологию и термофизические характеристики осадочных пород и фундамента, строение и состав литосферы бассейнов, оценки степени созревания ОВ (отражательной способности витринита %Ro), палеоклимат и палеоглубины моря, измерения теплового потока и температур, геологическую и геофизическую информацию о развитии и современном тектоническом состоянии района (Makhous and Galushkin, 2003,a,b). Справедливость численных реконструкций бассейна, участвовавших в расчётах глубинных профилей %Ro(z) и T(z) на рис. 13-11 и 14-11, оценивалась по совпадению рассчитанных и измеренных значений глубинных температур и отражательной способности витринита (рис. 15-11), а также из анализа вариаций тектонического погружения фундамента. Последние вычислялись с учётом изменений в распределении плотности пород в колонке фундамента, вызванных нагреванием или остыванием пород литосферы в периоды тепловой активизации или остывания бассейна, сокращением мощности коры при растяжении литосферы, смещением фазовых границ в пределах мантии и т.д. (глава 6; Makhous and Galushkin, 2003,a,b: 2005).
Рис. 16-11 иллюстрирует результаты численных реконструкций эволюции бассейна для профиля 2 (рис.12-11), а рис. 17-11 - для осадочных разрезов в районе скважин ANR-1 и REG-1 (рис.12-11). Реконструкции отражают наиболее характерные черты термической истории осадочных бассейнов Алжирской Сахары. Это, прежде всего, интенсивное отложение осадков в девоне и мелу и заметная эрозия, оставившая след в виде
Рис. 12-11. Положение профилей и нефтегазовых скважин, использованных в анализе сравнительного вклада эрозии и интрузивно-гидротермальной деятельности.
Знак + отмечает скважины с измеренными значениями %Ro в образцах керна; знак * - скважины с измеренными значениями глубинных температур; знак ромба указывает на скважины без измерений температур и %Ro. Использованы следующие сокращения для названий скважин:
AKF=Akfadou, AMD=Amd, AN=An, ANR=Arene, ARB=Arb, Dl=Edjeleh, FRG=Frg, GLA=Guellala, HAD=Haid, HFR=Hfr, MD(HMD)=Hassi Messaoud, HR=Hassi R’Mel, IRL=Iralene, KA=Keskassa, MRK=Mereksen, OKS=Benkahla, ONR= Oued el-Noumer, RB=Rhourd el-Baguel, RE=Bir Rebaa, RN=Rhourd el-Nouss, RTB=Rhourd el-Yacoub, SED=Sedoukhane, STAH=Stah, TAK=Tak, TFE=Tin Fouye East, TGE=Tiguentourine East, TKT=Takhoukht, TO=To, TXH=Txh,WHA=Wha, WT=Wadi el-Teh, ZAR=Zar, ZR=Zarzaitine. (Использованы английские варианты названий скважин (площадей) во избежании искажений при переводе).
герцинского несогласия во всех разрезах изучаемого района. (Для площадей вдоль профиля 2 амплитуду герцинской эрозии можно оценить также и сравнивая мощности разрезов для времени 322 и 255 млн. лет назад на рис.16-11.) Эрозия сменилась, а отчасти и сопровождалась периодом гидротермально-интрузивной деятельности в триасе и нижней юре, многочисленные свидетельства которой рассматривались в (Makhous and Galushkin, 2003,a,b: 2005).
Рис. 13-11. Распределение отражательной способности витринита (%Ro) с глубиной в современных осадочных разрезах бассейнов восточной и северной Сахары (Галушкин, Махуз, 2006).
1 – значения %Ro, вычисленные с учётом прогревания породы за счёт её погружения в бассейне, тепла интрузии и гидротермального потока (см. текст); 2 – то же, что и 1, но без вклада гидротермального прогрева; 3 – то же, что и 1, но без вкладов кондуктивного тепла интрузии и гидротермального прогрева. Это так называемый региональный уровень зрелости (см. текст); 4 - измеренные значения %Ro; STAH – единственная площадь из приведённых на рис. 2, 3, где данные бурения предполагают внедрение силла в осадочный покров. Положение площадей указано на рис. 12-11.
Характерной чертой распределений %Ro с глубиной в бассейнах как восточной (рис.13-11), так и западной (рис. 14-11) частей Алжирской Сахары является скачкообразный рост степени созревания ОВ с глубиной. Для целей сравнительного анализа вкладов эрозии, кондуктивного и конвективного тепла интрузий в формирование глубинного профиля зрелости ОВ бассейнов, на рис. 13-11 и 14-11 представлены три вида рассчитанных распределений %Ro с глубиной, показанные сплошной, мелко- и крупно-
Рис. 14-11 Распределение отражательной способности витринита (%Ro) с глубиной в современных осадочных разрезах бассейнов юго-западной Сахары (Галушкин, Махуз, 2006).
Обозначения те же, что и на рис. 13-11. Положение площадей указано на рис. 12-11.
пунктирными линиями, соответственно. Мелкопунктирные линии представляют профили Ro, вычисленные без рассмотрения локального теплового эффекта интрузивно-гидротермальной деятельности в триасе-юре и предназначены для демонстрации влияния эрозии на формирование глубинного профиля %Ro. Это так называемый региональный уровень зрелости ОВ (именно он представлен изолиниями %Ro на рис. 16-11 и для скв. ANR-1 на рис. 17-11). Сплошные линии на рис. 13-11, 14-11 представляют распределения
Рис. 15-11. Изменение отражательной способности витринита и температуры в осадочных разрезах скв. ANR-1 бассейна Дахар и скв. REG-1 в бассейне Тимимоун (рис. 12-11).
Смысл кривых на двух левых рисунках тот же, что и на рис. 13-11; * - значения %Ro и температур, измеренные в современном осадочном разрезе бассейнов.
Площадь ANR – одна из немногих в изучаемой области, где изменение значений %Ro с глубиной в современном разрезе могло быть объяснено без привлечения тепла интрузий.
%Ro, рассчитанные с учётом локального теплового эффекта интрузивно-гидротермальной деятельности, и соответствуют распределению %Ro(z) в современном разрезе бассейна. И, наконец, крупно-пунктирные линии представляют профили, вычисленные без учёта теплового воздействия гидротермальной активности, но в то же время учитывают изменения зрелости под влиянием кондуктивной составляющей тепла интрузий. Тогда сравнение распределений, представленных сплошной и крупно-пунктирной линиями, даёт возможность оценить вклад гидротермального теплопереноса в формирования профиля %Ro(z), а сравнение распределений, представленных мелким и крупным пунктиром оценивает соответствующий вклад кондуктивного тепла интрузий. Все три кривые, представленные сплошной, мелко и крупно пунктирной линиями, совпадают на глубинах, отвечающим юрским и более молодым породам, когда бассейн развивался без заметной интрузивной и эрозионной деятельности, однако, они заметно различаются ниже поверхности герцинского несогласия.
11.5.3 Роль эрозии в формировании профиля изменения степени созревания ОВ пород с глубиной
При первом взгляде на рис. 13-11, 14-11 создаётся впечатление, что в бассейнах Алжирской Сахары герцинская эрозия является основной причиной в ступенеобразном росте %Ro с глубиной. Однако, более тщательное рассмотрение показывает, что амплитуды эрозии, приведённые на этих рисунках в метрах, вовсе не коррелируют с амплитудами скачков DRo, что зарождает сомнения в высказанном предположении.
Рис. 16-11. Численная реконструкция истории погружения, изменения температурных условий и катагенеза в осадочном разрезе (А-В) бассейнов северной и восточной Африки вдоль профиля 2. Показаны реконструкции для времени 322 и 255 млн. лет назад и для настоящего времени.. На рис. А-В изолиниями %Ro показан региональный уровень зрелости, вычисленный без учёта локального теплового эффекта тепла интрузий и гидротермальной активности (см. текст).
Положение профиля и скважин показано на рис. 12-11.
Оценить действительный вклад герцинской эрозии в распределение %Ro(z) можно, сопоставляя на рис. 13-11, 14-11 профили %Ro, представленные сплошными кривыми, с аналогичными мелкопунктирными профилями. Последние, как отмечалось, отражают региональное распределение степени зрелости ОВ, т.е. распределение, вычисленное без рассмотрения локальных тепловых эффектов интрузивно-гидротермальной деятельности,
когда причиной скачка в таких распределениях %Ro(z) может служить только эрозия. Как видно на рис. 13-11, 14-11, осадочный разрез скв. ANR является единственным из представленных, когда одна лишь герцинская эрозия (без привлечения тепла интрузий) объясняет скачёк в современном распределении %Ro(z). Однако, обращает на себя внимание, что и в этом случае амплитуда скачка DRo составляет всего лишь около 0.2%, несмотря на высокое значение предполагаемой амплитуды эрозии (3200 м). Для остальных разрезов на рис. 13-11, 14-11 вклад герцинской эрозии в формирование скачка степени зрелости был либо очень мал, либо вовсе пренебрежим, хотя и здесь амплитуды эрозии могли достигать 1700 м. Таким образом, численные расчёты в рамках модели