- •Численная реконструкция термической истории осадочных бассейнов
- •Алгоритм решения воспроизводит природный процесс осадконакопления путем наращивания сверху области счета на элемент
- •Уравнение
- •Используется консервативная форма записи уравнения теплопроводности, которая является следствием закона сохранения энергии для
- •Конвективный фактор теплопроводности
- •Соответствующее выражение для кондуктивной составляющей теплового потока имеет вид:
- •При значениях параметра Пекле Pe 0.1
- •Другой пример: бассейн Уэд эль-Миа, где скорости осадконакопления не превосходили 145 м/млн.лет, а
- •Фильтрационное течение грунтовых вод вдоль почти горизонтальных осадочных слоев протяженностью сотни км практически
- •Термофизические параметры
- •Термофизические параметры осадочных пород
- •Табл. 2-1 Среднемировые значения петрофизических параметров основных осадочных фаций
- •Тепловые характеристики для смеси литологических единиц
- •Свойства поровых вод
- •Теплопроводность и теплогенерация осадочных пород заметно меняются с глубиной в зависимости от пористости,
- •Оценки теплопроводности пород через пористость, плотность и скорости сейсмических волн
- •Теплогенерация осадочных пород
- •Теплогенерация в осадочных породах
- •В моделировании полагают, что по мере погружения осадков генерация тепла в них увеличивается
- •Фундамент бассейна
- •Бассейны пассивных окраин характеризуются переходным типом фундамента: от континентального к океаническому
- •Фундамент в системе моделирования бассейнов
- •Теплопроводность мантии
- •Вклад радиационной составляющей в теплопроводность мантийных пород оказался заметно меньше предполагаемого в (Schatz
- •Теплоёмкость пород мантии
- •Скрытая теплота плавления
- •Выше - L - скрытая теплота плавления (90-100 кал/г для перидотитовых пород), Ts
- •1 и 3 – TL и Ts сухого гранатового перидотита (McKenzie, Bickle, 1988).
- •Основание литосферы и её термическая толщина определяется пересечением кривой солидуса пород мантии Ts(z)
- •Граничные условия в уравнении теплопроводности
- •Лапландский ледниковый горизонт (670 – 630 млн.л. назад). Обнаружен в Европе, Азии, Западной
- •Возмущения в температуре пород, вызванные вариациями поверх- ностной температуры, имеют тен- денцию затухать
- •Для морских осадков это температура дна моря. Она рассчитывается с учётом уменьшения температуры
- •Условия на нижней границе области счета
- •В основании области счёта поддерживается
- •Начальное распределение температур в литосфере
- •Для высоких значений Qo в интервале между температурами солидуса и ТМ (в области
- •Возраст окенической коры
- •Разностная схема решения уравнения теплопроводности
- •Шаги z, t
- •Корректность разностной схемы
- •Аналитические и полуаналитические решения для распределения температуры и теплового потока, используемые для проверки
- •Численное воспроизведение
- •2) Эрозия однородного полупространства
- •Сравнения с другими решениями
Выше - L - скрытая теплота плавления (90-100 кал/г для перидотитовых пород), Ts и Tl - температура солидуса и
ликвидуса пород, соответственно. Кривая Тs для перидотита ( < 0.2% H2O; Wyllie, 1979) имеет вид:
Ts =1.03 + 0.00391 P |
(0 P 12.8) |
Ts = 1.236 - 0.0122P (12.8 |
P 20.16) |
Ts = 0.742 + 0.0122 P |
(P 20.16) |
Ts в 1000°C и давление P в Кбар. Кривая солидуса Ts(P) определяет глубины подошвы литосферы.
Температура ликвидуса Тl определяется как:
Tl = Ts + 450 - 600oC для перидотитовых и
Tl = Ts + 75 - 150oC для базальтовых пород.
Выделение и поглощение скрытой теплоты плавления замедляет процессы остывания и нагревания литосферы бассейна в периоды ее тепловой релаксации и активизации. Этот процесс особенно важен при анализе термического воздействия интрузий, вмещающихся в осадочную толщу бассейна
1 и 3 – TL и Ts сухого гранатового перидотита (McKenzie, Bickle, 1988). 2 и 7 – TL и Ts влажного перидотита с 0.5% Н2О
(Wyllie, 1979).
4, 6 и 8 - солидус для сухого оливина (4), оливина с 810 H/106Si (=0.00547% (wt H2O) – типичное содержаие
летучих в породах мантии на глубинах 90 – 120 км, генерирующих базальт под осевыми зонами СОХ) (6)) и влажного оливина (8) (Hirth&Kohlstedt, 1996).
5 – Ts перидотита океанической литосферы (Asimov et al.,2001).
9 и 10 – Ts влажного и сухого перидотита мантии под осевыми зонами СОХ (Braun et al.,2000),.
11 - солидус нормального сухого перидотита (Hirschmann M.M., 2000).
Основание литосферы и её термическая толщина определяется пересечением кривой солидуса пород мантии Ts(z) с текущей геотермой литосферы Т(z,t).
Граничные условия в уравнении теплопроводности
Температура на верхней границе области счета (Z=0) определяется палеоклиматическими условиями на поверхности бассейна. Она может быть как поверхностью сущи, так и дном моря (см. слайд 11).
Палеогеографическая обстановка развития бассейна определяет как температуру при отложении осадков на поверхности, так и содержание и тип органического вещества (ОВ), необходимые для оценки нефтегенерационного потенциала бассейна.
Лапландский ледниковый горизонт (670 – 630 млн.л. назад). Обнаружен в Европе, Азии, Западной Африке, Гренландии, Австралии.
ПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЛЕДНИКОВАЯ ЭРА (460 – 230 млн.лнт)
Поздний ордовик – ранний силур (460 – 420 млн.л. назад)\\ Восточный Ньюфаундленд, север Аравийского п-ва, Централь- ная Сахара.
Поздний девон – ранний карбон (370 – 355 млн.л. назад)
Бразилия, Африка (?)
Каменоуглльно-пермский период (360 – 230 млн.л. назад) Пик - (310 – 270 млн.л. назад)
Гондвана – площадь оледенения в 2-3 раза выше площади современной Антарктиды
КАЙНОЗОЙСКАЯ ЛЕДНИКОВАЯ ЭРА (30 мл назад – 0)
Возмущения в температуре пород, вызванные вариациями поверх- ностной температуры, имеют тен- денцию затухать с глубиной. Так для решения T(0,t)=T0+ T cos( t)
на поверxности (Карслоу Егер 1964)
T(z,t) T0 T exp( z 2 ) cos( t z2 )
Для К=0,0082 кал/см°Cсек, Cр=0,25 |
|
|||||
кал/г°C, |
=3,3 г/см3, |
т.е. |
|
=0,01 |
|
|
см2/сек (фундамент) |
xарактерная |
Карта геоизотерм «нейтрального слоя» |
||||
глубина |
затуxания поверxностныx |
|||||
Прикаспийской впадины и обрамляющих её |
||||||
колебаний температуры будет около |
||||||
территорий (Котровский, 1986). |
||||||
0,17 м для суточныx 2.25 м - для |
||||||
1 – станции, где определялись |
||||||
годовыx |
и около |
3.2 |
км |
для |
||
температуры «нейтрального слоя», 2 – |
||||||
колебаний с периодом 1 млн.лет. |
температуры, °С. |
Глубина нейтрального слоя - от 15 до 25 м.
В моделировании при формировании условий на поверхности бассейна используется усредненная по годовым колебаниям поверхностная темпе- ратура, то есть температура на глубине нейтрального слоя, не подверженная влиянию сезонных колебаний температуры воздуха.
Для морских осадков это температура дна моря. Она рассчитывается с учётом уменьшения температуры воды с глубиной. Для многих современных открытых океанов температуры воды убывает со скоростью около 4°C/100 м в верхних 200 м воды и около 2°C/100 м в более глубокиx слояx. Минимальная температура воды на больших глубинах около 1-2°C.
В Полярных морях: на поверхности Т(воды (льда)) = Т (воздуха) < 0°C. Т растёт до 0°C до глубины 2 м, затем слегка увеличивается чуть выше 0оС, затем уменьшается, второй раз переходит через 0оС при z=7-8 м и понижается до –1.7 - -1.8оС при z=35-40 м. Вода остается при такой температуре до глубин 150 – 200 м и не подвержена здесь сезонным колебаниям температуры. При z > 150-200 м температура растёт и достигает –0.8оС на глубине z = 500 м.
Условия на нижней границе области счета
Область счёта температуры в системе моделирования бассей- нов ГАЛО включает в себя осадочную толщу бассейна и его фундамент. Последний, кроме литосферы, может включать и верхнюю часть астеносферы.
Основное требование – достаточ- ная глубина нижней границы, слабое влияние её выбора на результаты расчётов.
Нижняя граница области счёта – это и уровень изостазии, поэтому она располагается в пределах реологически слабого слоя мантии, залегая либо глубже подошвы литосферы, либо в её нижних слоях. Это предполагает возможность перемещения вещества мантии под действием минимальныx разностей напряжений, что Такое движение будет способствовать выравниванию температуры в горизонтах мантии на глубинах порядка ZM и установлению здесь термического режима со сравнительно слабым изменением температуры, характеризующимся градиентами близкими к адиабатическим (около 0,3°С/км).
В основании области счёта поддерживается
неизменная температура: Т = TM=T(ZM, Qmin)
Для определения ZМ и ТМ расcчитывается распределение температуры T(z,Q) с глубиной в фундаменте для предполагаемого минимального теплового потока в истории бассейна на его поверхности Q = Qmin и затем
пересечение этой геотермы с кривой солидуса пород мантии. Если такого пересечения нет, то ZM=200 км и TM = T(ZM). (ZМ 90 км, TМ 1050 С в сл. 11)
Тепловая активизация литосферы бассейна численно воспроизводится подъёмом одной из изотерм (1100, 1050, 1000, 950 или 900°С < TM), ближайшей к ТМ, до определённого, предполагаемого в модели уровня (слайд 11).
Втермически активныx районах (рифтогенез или тепловая реактивизация) поддержание на границе высокого теплового потока приводит к завышению температурных градиентов в мантии и появлению здесь аномально высоких температур, достигающих 1600-1800°C. Такие значения противоречат геофизическим оценкам верхнего предела 1400-1500°C для температур мантийных пород на глубинах от 100 до 200 км (Anderson 1979, 1980).
Впакетах MATOIL, GENEX, TEMISPACK, PDI тепловой поток задаётся в виде
ступенеобразной функции геологического времени. Высоты ступеней подбираются из условия совпадения вычисленных и наблюдённых значений отражательной способности витринита, Ro%.