В моделировании полагают, что по мере погружения осадков генерация тепла в них увеличивается по закону:

A(z)=Am [1- (z)]

(см. слайд 10)

Вклад радиогенного тепла в тепловой поток

растет с толщиной осадочного покрова и может достигать 30% от теплового потока на поверхности в бассейнах с мощным осадочным заполнением (Баренцево море (Вержбицкий, 2002) и Мексиканский залив (McKenna et al., 1998)).

Материнские породы имеют высокое содержание U, Th, K

Cилурийские глины (Алжир; 70 м): A 6.7 мкВт/м3 ( Т 0.45°С) Баженовские глины (Уренгой; 15-50 м): A 7 мкВт/м3

( Т 0.5°С). Т.е. тепловой эффект выделения радиогенного тепла в узких слоях материнских пород ( 100-150 м) не имеет

заметного влияния на температуру и зрелость этих пород.

Фундамент бассейна

Осадочные бассейны могут развиваться на литосфере самого разного типа в соот- ветствии с глобальным цик- лом эволюции литосферы Земли.

Более того:

разные площади одного бас- сейна могут отвечать раз- ным типам литосферы (пас- сивные окраины, слайд 17). Тип фундамента бассейна может меняться также и в процессе его развития.

Фундамент в системе моделирования бассейнов

При описании фундамента система моделирования использует 4 типа литосферы : 1) Континентальная; 2) Океаническая; 3) Задугового (краевого) моря и 4) с произвольными толщинами и характеристиками слоёв.

Вклад радиогенной составляющей пород литосферы в поверхностный тепловой поток увеличивается от Qрад = 10.5 мвт/м2 для океанической и Qрад = 13.-15. мвт/м2 для литосферы окраинных морей до Qрад = 23-25.мвт/м2 для континентальной литосферы.

Но различие в величине Qрад в различныx тектоническиx провинцияx может быть значительнымв

Вклад радиогенной составляющей пород литосферы в поверхностный тепловой поток увеличивается от Qрад = 10.5 мвт/м2 для океанической и Qрад = 13.-15. мвт/м2 для литосферы окраинных морей до Qрад = 23- 25.мвт/м2 для континентальной литосферы.

Такие значения генерации тепла Qрад означают, что, например, для потока тепла на поверхности 40 - 50 мВт/м2 температура пород океанической мантии будет расти с глубиной в полтора - два раза быстрее, чем в континентальной мантии.

Теплопроводность мантии

Теплопроводность мантии изменяется с глубиной как функция температуры ((Hofmeister, 1999; McKenzie et al.,2005) :

С ростом температуры увели- чивается плотность фононов, но падает длина их свободного пробега, что ведёт к падению теплопроводности. Но одновре- менно с ростом Т растёт интен- сивность радиационного пере- носа тепла фотонами.

d2 = 2.245 10-7, d3 = - 3.4071 10-11. Вычисленные k(T) показаны

Вклад радиационной составляющей в теплопроводность мантийных пород оказался заметно меньше предполагаемого в (Schatz and Simmons, 1972) из теоретических соображений.

Соответственно, теплопроводность мантийных пород, вычисленная по алгоритму (Schatz and Simmons, 1972), заметно превышает измеренные значения при температурах 900 – 1000ºС и выше.

Теплоёмкость пород мантии

Вариации теплоёмкости пород мантии (диопсид – смесь 0.89 форстерита и 0.11 фаялита) с температурой, Ср (Т), определяются согласно (Berman, Aranovich, 1996) и

(McKenzie et al.,2005) по формуле:

Ср = 1618.27 – 12538.9 / SQRT(T°K) – 173.7 107 /

T(°K)3 (Дж/кг°K)

Они согласуются с литературными данными для диопсида (Cawthorn, 1975; Robie et al,1978; Bottinga, Steinmetz, 1979). Изменение Ср от Т согласно этой формуле:

Скрытая теплота плавления

Термическая эволюция бассейна на рифтовом этапе его развития или в периоды его тепловой реактивизации характеризуются заметными изменениями толщины литосферы в ответ на плавление пород в её основании или на затвердевание пород прилегающей астеносферы.

Выделение или поглощение скрытой теплоты плавления, заметно увеличивают «тепловую инерционность литосферы бассейна», замедляя процессы её остывания или разогревания.

Энтальпийное приближение: (Карслоу, Егер, 1964).

Доля расплавленной фракции, f, в породе линейно увеличивается с ростом температуры, T, в пределах интервала температур между солидусом и ликвидусом породы: