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 Ro, 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 Ro 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 моделирования бассейнов показывают, что, несмотря на высокую амплитуду, влияние эрозии на формирование глубинного профиля зрелости ОВ бассейна может быть ограниченным. Этот факт контрастирует с мнением многих геологов, склонных рассматривать интенсивную эрозию как основную причину резкого увеличения степени зрелости ОВ с глубиной. Можно привести пример работы (Petmecky et al., 1999), где высокие скачки Ro=0.5-2.5%, в современном разрезе Саксонского бассейна объясняются эрозией более 4200 м осадков в сочетании с высоким тепловым потоком (более 70 мВт/м²) в предэрозионный период развития бассейна.

Постараемся на относительно простых примерах понять причину столь противоречивых оценок роли эрозии в формировании профиля зрелости ОВ. С этой целью мы воспользуемся формулами (7-23) и (7-24) для приближённой оценки степени созревания ОВ по значениям температурно-временного индекса в двух простейших случаях – отложения осадков при постоянном градиенте температуры и созревания ОВ при постоянной температуре пород (см. разделы 7.5.1 и 7.5.2). Хотя вычисления через значения индекса ТВИ и может приводить к ошибкам в значениях %Ro по сравнению с более точными вычислениями с кинетическим спектром реакций созревания витринита (глава 7), использованными в реконструкциях рис. 13-11 –17-11, его точность достаточна для анализа нашей ситуации, а очевидное удобство от его применения состоит в аддитивности индекса ТВИ по времени (см. определение ТВИ по формуле (7-17). Для перехода от вычисленных значений ТВИ к значениям %Ro мы воспользуемся корреляционной связью ТВИ -%Ro (формула (7-20); Кalkreuth, McMechan 1984).

Рис. 17-11. Численная реконструкция истории погружения, изменения температурных условий и катагенеза в осадочном разрезе бассейнов на площади скв. ANR-1 северной Сахары и скв. REG-1 южной Сахары. Для скв ANR-1 изолинии %Ro показывают региональный уровень зрелости, вычисленный без учёта локального теплового эффекта тепла интрузий и гидротермальной активности (см. текст), тогда как для скв. REG-1 – локальный уровень зрелости, вычисленный с учётом . теплового эффекта тепла интрузий и гидротермальной активности (см. текст)..

Положение профиля и скважин показано на рис. 12-11.

Если эрозия была относительно быстрым процессом и температура пород до эрозии описывались формулой T(t)=To + Vt , где To(C) – средняя температура на поверхности бассейна,  (C/км)) – постоянный градиент температуры, и V (км/млн. лет) средняя скорость отложения осадков для интервала времени (0, t), то согласно (7-24), эрозия слоя осадков мощностью z (в км) вызовет скачкообразное увеличение степени зрелости ОВ пород на поверхности бассейна, равное:

ТВИ_эрозия (11-1)

где параметры To и  характеризуют предэрозионный период развития бассейна. и t – продолжительность отложения слоя z. Если же приращение зрелости ТВИ вызвано нахождением породы при средней температуре Т=T_av в течение некоторого промежутка времени t (что близко к ситуации перерыва в осадконакоплении), то рост индекса ТВИ согласно (7-23) составляет:

ТВИ_перер (11-2)

где T_av в C и t в млн. лет. Из этой формулы, в частности, следует, что перерыв в осадконакоплении почти не меняет зрелость пород, если в результате эрозии они были помещены в приповерхностные слои бассейна, однако, может заметно изменить её для пород, находившихся на больших глубинах при высоких значениях T_av.

Воспользовавшись соотношениями (11-1, 11-2), попробуем приближённо оценить амплитуду скачка в распределении %Ro(z) для осадочного разреза бассейна Дазхар в районе скв. ANR (верхний рис. 17-11), характеризующемся максимальной амплитудой эрозии из всех разрезов, приведённых на рис 13-11. (рис. 2; 4 - 6). Значения параметров z, t, , Tav, To в уравнениях (11-1, 11-2) выбираем в согласии с результатами численного моделирования на рис. 17-11а. Эрозия слоя мощностью z=3,2 км, отложенного при средних температурных условиях To=10C и =40C/км, характерных для интервала времени t=103 млн. лет перед эрозией, даёт согласно (11-1) приращение TВИ_erosion  162 или согласно (7-20) значение Ro (erosion)  1.27%. Следовательно, согласно ТВИ-методу, породы осадочного разреза скв. ANR, вынесенные на приповерхностный уровень к концу герцинской эрозии, характеризовались значением Ro  1.27%. Скачёк Ro  1.27% на поверхности герцинского несогласия сохранился бы до настоящего времени, если бы не последующие этапы развития бассейна: интенсивное отложение осадков в триас-меловое время и перерыв в кайнозое (рис. 17-11а). Отложение осадков в триасе, юре и мелу погружает поверхность герцинского несогласия на глубину более 3000 м. Согласно рис. 17-11а этот период можно характеризовать отложением слоя осадков мощностью z = 3.4 км в течение времени t = 183 млн. лет при температуре на поверхности To около 10C и среднем градиенте температуры   32C/км. Тогда из (11-1) получаем приращение степени зрелости ОВ на этом этапе времени: TВИ_sedim  89. Следовательно, породы над герцинским несогласием после триас-меловой седиментации характеризовались значением ТВИ=TВИ_sedim  89, что в согласии с (7-20) соответствует Ro (sed)  1.1%. В то же время, породы под герцинским несогласием имели значение ТВИ  162+89 = 251, что отвечало Ro  1.42%. Тем самым, процесс отложения осадков на поверхность несогласия привёл к сокращению скачка Ro на этой поверхности от значения Ro =1.27% сразу после эрозии до Ro = 0.32% в конце мела. Последующий перерыв в отложении осадков в течение кайнозоя со средней температурой пород Tav  105C на глубине несогласия привёл к увеличению зрелости на величину TВИ _interrup  92 (формула (11-2)). В итоге, породы над несогласием в современном осадочном разрезе будут характеризоваться значением ТВИ= 89+92 =181 или Ro  1.31%, в то время как породы непосредственно под поверхностью герцинского несогласия имеют величину TВИ  251+92=343 или Ro1.53%. Тем самым, в рамках упрощённого анализа показано, что отложение осадков и перерыв в осадконакоплении, имевшие место в период после эрозии 3.2 км осадков в перми, привели к сокращению амплитуды скачка в распределении %Ro с глубиной на поверхности герцинского несогласия от величины Ro =1.27% сразу же после эрозии до значения Ro = 0.22% в современном разрезе. Интересно, что последняя величина, оцененная приближёнными методами, не отличается сильно от результатов более точных численных расчётов, приведённых на рис. 13-11, 15-11, хотя абсолютные значения %Ro расходятся заметно.

Тот же анализ можно повторить и в применении к осадочному разрезу скв. REG-1 (рис. 17-11б), характеризующемуся одним из максимальных скачков Ro (рис. 15-11). Принимая в согласии с рис. 17-11б To =10C и  = 45C/км для отложения слоя осадков мощностью z = 2.3 км в доэрозионный период t = 49 млн. лет, получаем скачёк TВИ =17,4 или Ro  0.73% на поверхности несогласия сразу после эрозии.. Меловое осадконакопление добавило слой z = 0,8 км осадков, отложенных в течение t = 85 млн.лет со значениями параметров To = 10C,  = 50C/км, что дало в результате TВИ_sedim  0,9. Последующий перерыв в кайнозое длительностью 65 Ma со средней температурой породы на поверхности несогласия T_av  50C (рис. 17-11б) добавил приращение TВИ _interrup  2,0. В итоге, мы получаем TTI = 2.9 или Ro = 0.45% для породы выше несогласия и TВИ = 20,3 или Ro = 0,753% - для породы непосредственно под герцинским несогласием. Мы видим, что и в этом случае контраст в значениях %Ro на поверхности несогласия, вызванный эрозией 2.3 км осадков в перми, уменьшается от значения Ro =0.73% в конце эрозии до величины Ro = 0.30% в современном разрезе. Таким образом на простых примерах, используя приближённые соотношения (7-20; 1-11 и 2-11), показано, что отклик современного распределения %Ro на эрозию, имевшую место в истории бассейна, зависит не только от амплитуды этой эрозии, но и в значительной степени от последующей истории бассейна (Галушкин, Махуз, 2006).

11.5.4 Рост степени созревания ОВ под влиянием интрузивной и гидротермальной активности в бассейнах Алжирской Сахары

Сравнение распределений %Ro, представленных сплошной и мелкопунктирной линиями на рис. 13-11 и 14-11, а также результаты приближённого анализа предыдущего раздела показывают, что герцинская эрозия в Алжирских бассейнах способна объяснить лишь малую часть амплитуды скачков в распределениях %Ro(z). Тогда наиболее вероятным механизмом формирования таких скачков остаётся гидротермально-интрузивная деятельность, подобная той, что имела место в Западно-Сибирском бассейне в триасе и нижней юре и объясняла скачкообразное увеличение степени зрелости ОВ в низах осадочного разреза Уренгойского месторождения (Галушкин и др., 1999; Galushkin et al., 1999). Многочисленные доказательства интрузивной и гидротермальной активности в бассейнах Алжирской Сахары в триасе и юре (Makhous and Galushkin 2003a, b; 2005) подтверждают актуальность такого механизма теплового воздействия на профили созревания ОВ в изучаемом районе. Отсутствие измерений %Ro в горизонтах выше герцинского несогласия затрудняет точную оценку времени воздействия интрузивно-гидротермальной активности, но геологические данные говорят в пользу среднетриасового времени этого воздействия в бассейнах Восточной Сахары и позднетриасового – юрского времени для Западной Сахары, что согласуется и с возрастом вулканизма в изучаемом районе (Makhous et al., 1997; Makhous and Galushkin 2003a, b; 2005).

Как отмечалось выше, распределение температуры пород в окрестности интрузии определяется, с одной стороны, кондуктивным переноса тепла при остывании интрузивного тела, а, с другой, теплопереносом, связанным с гидротермальной конвекцией поровых вод, индуцированной внедрением горячего ннтрузивного тела в толщу осадков или верхние слои фундамента. Вклад от кондуктивного теплопереноса тепла интрузий в распределенния T(z) и %Ro(z) во вмещающих породах на рис. 13-11; 14-11 воспроизводился численно заменой вычисленных в процессе моделирования бассейна температур на температуру интрузии (700-1000C) в пределах ширины внедрившейся интрузии на каждом временном шаге её активности. В частности, в вариантах рис. 13-11, 14-11 предполагалось внедрение интрузивных тел мощностью от 100 до 500 м (типа силлов) на глубины от 100 до 5000 м ниже поверхности фундамента. Последнее обстоятельство связано с тем, что осадочный разрез скв. STAH на профиле 1 был единственным, где скважина пересекла магматическое тело в пределах осадочного покрова бассейна; (рис. 13-11). В моделях рис. 13-11 и 14-11 глубина внедрения интрузии, её мощность и время действия подбирались так, чтобы наилучшим образом сблизить расчётный профиль с измеренными значениями %Ro. Конечно, такая трактовка теплового воздействия интрузий на вмещающие породы значительно упрощена по сравнению с моделями рис. 3-11, рассмотренными в первых четырёх разделах главы. Однако, следует иметь в виду, что последние касались хорошо датированных интрузий, тогда как в вариантах рис. 13-11 и 14-11 мы не обладали базой данных, достаточной для построения более сложной модели.

Как уже отмечалось, вклад кондуктивного теплопотока интрузивного тела в приращение %Ro можно оценить, сравнивая крупно- и мелко-пунктирные линии на рис. 13-11 и 14-11. Сравнение ясно показывает, что в большей части представленных на рисунках вариантов вклад одного лишь кондуктивного тепла в созревание ОВ не может объяснить ступенеобразного роста %Ro с глубиной. Исключение составляют осадочные разрезы скв. ZN и TM на рис. 14-11 и скв. SED на рис. 13-11. В последнем случае внедрение силла толщиной 400 м с температурой 1000C на глубину 2 км под поверхностью фундамента могло объяснить наблюдаемое распределение %Ro(z) без привлечения дополнительного прогревания теплом гидротермальной активности. Для всех остальных профилей на рис. 13-11 и 14-11, предполагалось участие гидротермального теплопереноса, чтобы обеспечить совпадение вычисленных и измеренных значений Ro в современном осадочном разрезе.

Моделирование распределения температур в присутствии гидротермального переноса тепла относится к числу трудных проблем прежде всего из-за больших неопределённостей в распределении проницаемости и пористости пород с глубиной (Bethke, 1989; Clauser and Villinger, 1990; Person and Garven, 1992). В моделях хорошо датированных интрузий, рассмотренных в первых четырёх разделах главы, тепловой эффект гидротермального теплообмена воспроизводился увеличением коэффициента теплопроводности в Nu раз (раздел 11.2). Детальные измерения отражательной способности витринита в окрестности интрузий позволяли контролировать величину числа Nu. Однако, в нашем случае таких подробных данных нет и приходится вводить дополнительные упрощения в подходах к решению проблемы. В частности, мы не рассматриваем сам процесс конвективного тепло- и массопереноса, а моделируем только его влияние на процесс созревания ОВ. Известно, что последний реагирует в основном на увеличение градиента температуры в области глубин, затронутых гидротермальной активностью. Поэтому при моделировании влияния гидротермальной активности на профиль %Ro(z) мы на каждом временном шаге действия этого процесса заменяли в пределах предполагаемого интервала глубин гидротермальной активности z₁ z  z₂ существующее распределение температур на линейное «гидротермальное» распределение (Галушкин и др., 1999; Makhous and Galushkin, 2005):

T_hydr(z,t) = T(z₂) - T [(z₂ - z) / (z₂ - z₁)] (11-3)

Параметры замены, а именно глубинные границы области гидротермальной активности z₁ и z₂ и величина температурного скачка этой зоны T, подбирались из условия совпадения измеренных и вычисленных значений %Ro. Продолжительность активности гидротермального прогрева предполагалась близкой ко времени активного существования соответствующей интрузии. Как правило, в вариантах рис. 13-11 и 14-11 нижняя граница области гидротермальной активности лежала на 0.5 – 2.5 км выше поверхности фундамента и лишь в редких случаях совпадала с ним (скв. STAH, TGE, TAK). Верхняя граница области гидротермальной активности обычно совпадала с поверхностью бассейна на рассматриваемый момент его развития (т.е. на время активности интрузии). Например, для осадочных разрезов на рис. 13-11 параметр T в уравнении (11-3) менялся от 30 до 60C. Как видно из рис. 13-11 и 14-11, резкие ступенеобразные скачки зрелости ОВ с глубиной, характерные для зон интрузивной активности, можно объяснить только при учёте теплового эффекта гидротермальных течений, индуцированных внедрением магматических тел в приповерхностные слои фундамента.

Необходимо отметить, что моделирование теплового воздействия интрузий на формирование профилей %Ro(z), представленных на рис. 13-11 и 14-11, предполагает лишь один из возможных вариантов решения задачи и вовсе не претендует на однозначную оценку параметров интрузивно-гидротермальных систем. Можно смоделировать то же распределение %Ro(z) с измененными значениями ширины и температуры интрузии, глубины и времени её внедрения (см. [1]). Однако это не должно сказаться на принципиальных выводах работы об относительной роли кондуктивной и конвективной составляющих теплопереноса в формировании профиля зрелости ОВ в бассейнах. Для более детальной оценки параметров интрузивных систем требуется значительное сокращение размеров шага разностной сетки по глубине и времени при решении соответствующих уравнений теплопереноса, но, самое главное, требуются значительно более детальная сетка измерений Ro в окрестности интрузий, подобная той, что использовалась нами при анализе хорошо датированных интрузий в разделах 11.2 – 11.4 (Galushkin, 1997b; Галушкин, 1999; Makhous and Galushkin, 2005).