Физика Земли, 2023, № 4, стр. 115-134

Система моделирования бассейнов GALO

В этой статье численная реконструкция тепловой истории литосферы ЗСБ осуществляется с помощью системы моделирования осадочных бассейнов GALO. Система GALO рассматривает эволюцию плоских одномерных бассейнов, когда все переменные зависят только от времени (t) и глубины (z) и не изменяются в горизонтальных направлениях (x и y). Модель плоского бассейна является ограничением системы моделирования и условия ее применения обсуждаются ниже. Но к ее преимуществам относится то, что она позволяет увеличить вертикальный размер области расчета температур, включив в неё вместе с осадочным чехлом кору и мантию до глубины 100 и более км (рис. 3б). В свою очередь, расчет плотности пород фундамента на больших глубинах позволяет численно рассчитывать амплитуду тектонического погружения бассейна (рис. 5) и использовать анализ временных вариаций этих амплитуд для оценки продолжительности и интенсивности событий растяжения и тепловой активизации литосферы бассейна в истории его погружения [Галушкин, 2007; Galushkin, 2016; Галушкин и др., 2014]. Возможность таких оценок является существенным преимуществом системы GALO перед системами моделирования бассейнов, использующими задание теплового потока в основания осадочного чехла.

Рис. 5.

Вариации в тектоническом погружении бассейна в районе скв. СГ-6: 1 (сплошная линия) – тектоническое погружение поверхности фундамента, вычисленное путем удаления нагрузки воды и осадков с поверхности фундамента; 2 – тектоническое погружение поверхности фундамента, вычисленное путем учета вариаций в распределении плотности пород фундамента с глубиной; 3 – изменение мощности осадочного чехла; 4 – палеоглубина моря.

Принципы моделирования термической истории осадочных бассейнов в системе ГАЛО подробно описаны в работах [Галушкин, 2007; Galushkin, 2016]. Как и в других системах моделирования [Ungerer et al., 1990; Ungerer, 1993; Welte et al., 1997; Hantschel, Kauerauf, 2009; Cloetingh et al., 2015], система GALO учитывает отложение пористых осадков с переменной скоростью, их уплотнение; эрозию, зависимость температурных и физических характеристик пород от литологического состава, глубины их погружения и температуры; рассматривает изменение теплопроводности матрицы пород и поровых вод от температуры [Галушкин, 2007]. При моделировании область вычисления температуры делится на шаги (dz), которые не превышали 10 м на поверхности и увеличивались линейно-непрерывно до 900–1000 м на глубинах 100 и более км. Временные шаги (dt) варьировались от 300–400 тысяч лет во время относительно спокойных периодов эволюции бассейна в верхнем триасе и эоцене до 20000 лет во времена интенсивного осадконакопления. Постоянная температура Tm = 1150°С поддерживалась на нижней границе области счета Zm, которая менялась в процессе счета от 112 км на толщину осадочного чехла. Принципы расчёта ZM и TM в системе GALO обсуждаются в работах [Галушкин, 2007; Galushkin, 2016]. На верхней границе области счета задавались среднегодовые температуры изучаемого района. Кривая “палеоклимат” на рис. 3а показывает эти температуры, использованные в моделировании термической истории бассейна, начиная с 260 млн лет назад. Для периода от 260 до 65 млн лет назад они получались с использованием серии палеотектонических реконструкций Западной Сибири [Метелкин и др., 2012] и реконструкций палеоклимата Земли [Frakes, 1979]. Для кайнозоя палеоклимат определялся из работы [Величко, 1999]. Детальная климатическая кривая последних 3.5 млн лет рассмотрена в работе [Galushkin, 2023].

Породы осадочного разреза скв. СГ-6 представлены смесью пяти литологических единиц: глинистых сланцев, вулканитов, алевролитов, песчаников и известняков в различных пропорциях (рис. 2б; табл. 1). В расчетах теплофизических характеристик осадочных пород использовались среднемировые теплофизические параметры этих литологических единиц, опубликованные в ряде работ по моделированию бассейнов (см., например, [Doligez et al., 1986; Ungerer, 1993; Галушкин, 2007; Galushkin, 2016]). Соответствующие расчеты для смесей пород в табл. 1 проводились согласно алгоритмам, описанным в цитированных работах. Исключение составляли вулканиты, алевролиты и песчаники, формировавшие осадочные породы первых 9 стадий развития бассейна, то есть породы перми, триаса, нижней и средней юры. Как отмечалось выше, для этих пород использовались нестандартные параметры уплотнения, чтобы объяснить их аномально высокую пористость на глубинах 6–8 км. Теплофизические параметры, рассчитанные по таким алгоритмам для матрицы осадочных пород разреза скв. СГ-6 (табл. 1), показаны в табл. 2. Эти параметры использовались для расчета пористости и других петрофизических характеристик осадочных пород на каждом шаге времени и на произвольных глубинах по хорошо известным формулам из аппарата моделирования бассейнов (например, [Doligez et al., 1986; Ungerer, 1993; Галушкин, 2007; Galushkin, 2016]). Термическая история осадочного чехла и литосферы ЗСБ, реконструированная в системе ГАЛО, показана на рис. 3 и обсуждается ниже. Она используется в статье также для оценки степени созревания ОВ осадочных пород. Необходимо отметить, что в нашей модели значения ОСВ (%Ro) рассчитываются с использованием новой кинетической модели созревания витринита EASY%RoDL [Burnham et al., 2017], которая более корректно описывает процесс созревания витринита, чем предыдущая модель EASYRo% [Sweeney, Burnham, 1990]. Контроль достоверности полученной реконструкции термической истории бассейна осуществлялся сравнением расчетных глубин осадочных слоев с глубинами в современном осадочном разрезе, анализом вариаций тектонического погружения бассейна и сравнением расчетных и измеренных значений глубинных температур и ОСВ. Эти факторы рассматриваются ниже более подробно.

Тектоническое погружение бассейна в системе ГАЛО

По определению, тектоническое погружение бассейна – это глубина поверхности фундамента, если удалить воду и осадочные породы с его поверхности [Sclater, Christie, 1980]. В этом случае амплитуда тектонического погружения определяется весом столбцов морской воды и осадочного чехла в текущий момент времени t (сплошная линия 1 на рис. 5). Второй подход к расчету амплитуд тектонического погружения бассейна основан на вычислении распределения плотности по глубине в пределах фундамента (т.е. в пределах консолидированной коры и мантии) в каждый момент эволюции бассейна (пунктирная линия 2 на рис. 5). Уравнения, необходимые для расчета тектонического погружения фундамента, представленные линиями 1 и 2 на рис. 5, обсуждаются в работах [Галушкин, 2007; Галушкин и др., 2014; Galushkin, 2016].

Расчеты тектонического погружения по второму методу предполагают, что такие события как растяжение, термическая активация и термическое охлаждение литосферы, приводящие к изменению распределения плотности пород фундамента с глубиной, могут объяснить вариации амплитуд тектонического погружения, полученные первоначально путем удаления нагрузки воды и осадков с поверхности фундамента. Тогда длительность и амплитуду событий растяжения или термической активации литосферы подбирают таким образом, чтобы вариации, рассчитанные вторым методом (пунктирные линии 2 на рис. 5 с учетом эпизодов растяжения, нагревания или охлаждения литосферы, объясняли соответствующие изменения в амплитуде тектонического погружения, вычисленные первым методом (линии 1 на рис. 5). В результате такого подбора пунктирная линия 2 на рис. 5 должна стать близкой к сплошной линии 1. Такая процедура оценки продолжительности и интенсивности событий в литосфере бассейна подробнее описана в главе 1 в работе [Galushkin, 2016] на примере моделирования тепловой эволюции литосферы ЗСБ в районе Широтного Приобья (месторождение Ясное). Существенно, что оба упомянутых метода расчета амплитуд тектонического погружения предполагают локально-изостатическую реакцию литосферы бассейна на внешнюю и внутреннюю нагрузки, то есть на нагрузку воды и осадков и на изменение плотности пород фундамента со временем. Таблица 3 представляет основные характеристики событий растяжения и тепловой активизации литосферы, объясняющие вариации в амплитудах тектонического погружения ЗСБ в изучаемом районе, показанные кривыми 1 и 2 на рис. 5.

Термическая история и амплитуды растяжения литосферы

Рассмотрим последовательные этапы изменения амплитуды тектонического погружения бассейна и события в литосфере, ответственные за такие изменения. Тепловой поток в начале осадконакопления (260 млн лет назад) принимался равным 105 мВт/м² (рис. 3б), что характерно для осевых зон активных современных континентальных рифтов [Смирнов, 1980; Cloetingh et al., 2015]. На первой стадии рифтогенеза (от 260 до 237 млн лет) основная часть тектонического погружения на рис. 5 объясняется охлаждением литосферы от высокого начального потока. При этом степень растяжения литосферы по оценкам не превышала 1.3 (табл. 3). Это растяжение приводило к сокращению толщины коры и, как следствие, к погружению поверхности фундамента, а значит и тектонической кривой 2 на рис. 5. Это погружение добавлялось к тому, что было вызвано остыванием литосферы. Алгоритм численного воспроизведения процесса растяжения литосферы в системе моделирования ГАЛО рассмотрен в Приложении 1.

В период времени от ладинского яруса в среднем триасе до синемюрского в нижней юре амплитуда тектонического погружения изменяется медленнее, чем это было бы при простом остывании литосферы. Такое замедление в погружении объясняется влиянием умеренной термической активизации литосферы в этот период времени (табл. 3; рис. 5). В системе моделирования ГАЛО тепловая активизация литосферы численно воспроизводилась подъёмом изотермы 1100°С, имитирующей кровлю теплового диапира в мантии, с определённой скоростью (Приложение 1). Например, в варианте термической эволюции литосферы на рис. 3б изотерма 1100°C поднималась на 3.3 км со средней скоростью 87 м/млн лет в течение 38 млн лет от своего положения 235 млн лет назад. Расчетный тепловой поток через границу Мохо (основание земной коры) увеличивался за это время с 28.1 мВт/м² 235 млн лет назад до 31.9 мВт/м² 197 млн лет назад (линия 3 на рис. 3б). Интересно, что тепловой поток через поверхность и основание осадочного слоя за то же время слегка уменьшился (линии 1 и 2 на рис. 3б).

Другая ситуация имела место в период от плинсбаха до берриаса. Здесь тектоническое погружение было более крутым, чем наблюдалось бы при простом остывании литосферы, что говорит в пользу умеренного растяжения литосферы с амплитудой 1.12 (вторая стадия растяжения в табл. 3; рис. 5). Почти постоянная амплитуда тектонического погружения бассейна в период от берриаса до апта предполагала здесь незначительную термическую активизацию литосферы (табл. 3; рис. 3б, рис. 5). И также небольшое растяжение литосферы с амплитудой 1.015 предполагается в туронский и коньякский ярусы верхнего мела (табл. 3; рис. 5). Последняя, третья стадия термической активации литосферы объясняет поведение тектонической кривой на рис. 5 с конца мела по плейстоцен. Эта активизация сопровождалась увеличением эффективных тепловых потоков с 49 до 54 мВт/м² (табл. 3). Она объясняет поднятие поверхности фундамента в миоцене и плиоцене с эрозией около 300 м отложений (табл. 1, табл. 3; рис. 3а, рис. 5). Такая эрозия наблюдалась во всех осадочных бассейнах севера Западной Сибири, включая полуострова Ямал и Гыдан, а также Карское море [Добрецов и др., 2013; Конторович и др., 2013].

Таким образом, события растяжения и термической активизации литосферы в табл. 3, объясняют те вариации в амплитуде тектонической кривой, которые не находят объяснения в модели с простым остыванием литосферы бассейна. Согласно табл. 3, общая амплитуда растяжения литосферы ЗСБ на площади скв. СГ-6 составляет β = β₁ × β₂ × β₃ = 1.48. Следовательно, современная толщина консолидированной коры Н, рассчитанная в нашей модели, равна 45/1.48 = 30.4 км, где 45 км это толщина консолидированной земной коры 260 млн лет назад, т.е. в начале формирования бассейна. Имея ввиду мощность современного осадочного разреза, равную 8 км, получаем современную глубину границы Мохо в модели, равную 38.4 км. Такое значение согласуется с геофизическими оценками глубины границы МОХО (37–40 км) на профиле КРАТОН в исследуемом районе ЗСБ [Melnik et al., 2015]. Интересно, что современная глубина границы МОХО, рассчитанная в модели, составила бы 34 км, если принять начальную толщину земной коры, равную 40 км.

Распределения температуры и ОСВ с глубиной

Выше была рассмотрена важная часть системы моделирования бассейнов ГАЛО, ответственная за оценку событий растяжения и тепловой активизации литосферы из анализа вариаций амплитуд тектонического погружения бассейна. Близость тектонических кривых 1 и 2 на рис. 5, обеспеченная таким выбором событий, является одним из основных критериев обоснованности предлагаемой модели эволюции бассейна. Ниже будут рассмотрены два других важных критерия достоверности предложенной модели термической эволюции литосферы Колтогорско-Уренгойского грабена ЗСБ, а именно соответствие рассчитанных температур и ОСВ (%Ro) их значениям, измеренным в современном осадочном разрезе бассейна.

Кривая 3 на рис. 6б представляет распределение ОСВ с глубиной, рассчитанное в варианте, когда все события, указанные в табл. 3, принимают участие в формировании теплового режима бассейна и, следовательно, условие совпадения тектонических кривых 1 и 2 на рис. 5 соблюдено. Однако видно, что этот вариант эволюции бассейна не обеспечивает высокой степени созревания ОВ пород нижней юры и триаса и что требуется дополнительный тепловой импульс, который увеличил бы зрелость этих пород. Предполагается, что такой импульс мог быть создан внедрением силла толщиной около 500 м с температурой 700°C недалеко от поверхности фундамента около 181 млн лет назад. Распределение ОСВ, вычисленное с учетом этого события, показано кривой 2 на рис. 6б. Оно согласуется с высокой зрелостью ОВ пород нижней юры и триаса. Отметим здесь, что предложенный вариант внедрения силла не является единственно возможным. Моделирование не может точно определить параметры и даже тип события, вызвавшего тепловой импульс, поскольку единственным критерием для такого выбора является соответствие между измеренными и рассчитанными значениями ОСВ. Такой тепловой импульс мог быть смоделирован в варианте с силлом толщиной менее 100 м, с температурой 800–1000°C в сочетании с гидротермальной активностью, охватывающей приповерхностные слои фундамента и основания осадочного чехла, как, например, при моделировании в районе скв. 414 Уренгойского месторождения [Galushkin et al., 1999].

Рис. 6.

Распределение температуры (а) и отражательной способности витринита (б) с глубиной в современном разрезе ЗСБ в районе скв. СГ-6. Кривые 1 – значения, рассчитанные с учетом 4-ех событий в истории бассейна: 1) внедрения сила в нижней юре; 2) разуплотнения пород нижних горизонтов осадочного покрова и кровли фундамента; 3) гидротермальной активности в верхнем плиоцене-нижнем плейстоцене; 4) резких колебаний климата в плиоцен-четвертичное время (см. текст). Кривая 2 на рис. (а) – расчеты без учета события 2). Кривая 2 на рис. (б) – расчеты без учета события 3). Кривая 3 на рис. (а) – распределение температур, вычисленное без учета событий 2), 3) и 4). Кривая 3 на рис. (б) – распределение ОСВ, вычисленное без учета события 1) и 3). Символы на рис (а) – значения температур, измеренные в современном разрезе скв. СГ-6 и опубликованные в работах: [Мясникова, Оксенойд, 2012] – жирные кресты; [Белоконь-Карасева и др., 2006] – кружки; [Беляева, 2005; Кравченко, 2012] – черные треугольники. Символы на рис. (б) – значения ОСВ, измеренные в современном разрезе скв. СГ-6 и опубликованные в работах [Фомин и др., 2001; Полякова, Богоявленский, 2011].

Два основных фактора необходимо учитывать при сравнении расчетных и измеренных значений температуры горных пород – это заметное растрескивание пород нижних горизонтов осадочного чехла и приповерхностных слоев фундамента и большое влияние на температуру осадочных пород резких колебаний климата в четвертичном периоде. Как отмечалось выше, трещиноватость пород у нас моделировалась заменой стандартных масштабов уплотнения вулканитов, алевролитов и песчаников в пермских, триасовых и нижнеюрских отложениях на более высокие нестандартные значения. При этом пористость указанных литологических единиц достигло 20% на глубине 7 км. В результате “нестандартная” пористость пород в слоях 1–9 табл. 1, табл. 2 превышала пористость, рассчитанную со стандартными параметрами уплотнения, на 15–17% (рис. 4). Такое увеличение пористости и связанный с этим рост содержания поровой воды ведет к снижению теплопроводности пород (рис. 7). Растрескиванию подвержены также и верхние слои фундамента [Предтеченская и др., 2009; Кравченко, 2012; Мясникова, Оксенойд, 2012; Богоявленский и др., 2013]. В наших расчетах этот факт учитывается введением эффективной пористости φ = 20% в породах двух верхних километров фундамента. При этом под эффективной пористостью понимается полная пористость пород (то есть сумма открытых и закрытых пор). Теплопроводность этих пород вычислялась по обычной формуле [Ungerer, 1993]: K_породы= $K_{{{\text{базальта}}}}^{{(1 - \varphi )}} \times K_{{{\text{воды}}}}^{\varphi }$ = = 1.88^0.80 × 0.67^0.2 = 1.53 Вт/м ⋅ К, где 1.88 Вт/м ⋅ К – теплопроводность базальта и 0.670 Вт/м ⋅ К – среднее значение теплопроводности воды при температуре 100–200°С. В то же время при расчете теплопроводности пород консолидированной коры на глубинах более 2 км от поверхности фундамента, учитывалось уменьшение теплопроводности пород земной коры с повышением температуры [Perry et al., 2006]. Как видно, растрескивание пород в нижней части осадочного чехла и верхнем фундаменте приводит к снижению их теплопроводности, что, в свою очередь, увеличивает температурный градиент, который теперь лучше согласуется с наблюдаемым температурным градиентом (сравните кривые 2 и 3 на рис. 6а). Напомним, что кривая 2 на рис. 6а представляет собой распределение температуры в современном разрезе бассейна, рассчитанное с учетом наличия зон с повышенными значениями эффективной пористости пород и теплового эффекта сила, а кривая 3 – расчеты в тех же условиях, но со стандартными (среднемировыми) параметрами уплотнения пород.

Рис. 7.

Распределение теплопроводности с глубиной, в современном разрезе скв. СГ-6, рассчитанное со стандартными (пунктирная линия 2) и нестандартными (сплошная линия 1) параметрами уплотнения пород (см. текст).

Условия применимости системы моделирования ГАЛО

Система моделирования бассейнов ГАЛО, используемая в статье, рассматривает плоские одномерные бассейны, когда все переменные зависят только от времени (t) и глубины (z) и не меняются в горизонтальных направлениях (x и y). Рисунок 2а дает возможность проверить справедливость использования приближения плоского бассейна в нашей модели. Расстояние от Ево-Яхинского до Геологического месторождений на рис. 2а около 80 км [Предтеченская и др., 2009]. Следовательно, отношение горизонтального масштаба к вертикальному на рис. 2а составляет около 13. Толщина консолидированной коры в изучаемом районе изменяется плавно (не более чем на 15 км на расстоянии 100 км по горизонтали [Melnik et al., 2015]). Следовательно, можно считать, что условие dT/dx, dT/dy $ \ll $ dT/dz выполняется для современной литосферы ЗСБ в районе скв. СГ-6 с достаточной точностью. Отклонения от одномерной модели могли быть заметны только вблизи оси рифта на начальной стадии рифтогенеза, когда горизонтальные градиенты температур dT/dx были максимальными. На этой стадии литосфера охлаждается быстрее, чем в одномерном варианте охлаждения, и тогда наши оценки амплитуды растяжения литосферы на рифтовой стадии развития бассейна могут быть немного завышены. Однако, в целом, ошибки, возникающие от применения одномерной модели, не должны превышать ошибок от неопределенностей в знании исходных параметров модели и не могут изменить основные выводы нашей работы.

Другое предположение системы моделирования ГАЛО касается локально-изостатического отклика литосферы на нагрузку. Оно используется при расчете тектонического погружения бассейна [Галушкин, 2007; Galushkin, 2016]. Выше отмечалось, что нижние горизонты осадочного чехла и кровля фундамента Колтогорско-Уренгойского грабена характеризуются тектонической трещиноватостью пород и активизацией движений по глубоким разломам древнего происхождения [Предчетенская и др., 2009]. Это справедливо как для начальной стадии рифтогенеза бассейна, так и для тектонической активности бассейна в юрском, меловом и неогеновом периодах [Конторович и др., 2013; Кравченко, 2012]. Развитая трещиноватость горных пород и умеренные аномалии силы тяжести свободного воздуха в районе исследования [Melnik et al., 2015] также говорят в пользу изостатической реакции литосферы бассейна. Отсутствие резких изменений толщины осадочного чехла на расстояниях 10–15 км (рис. 2а), превышающих эффективно жесткую толщину литосферы, тоже свидетельствует в пользу локально-изостатической реакции литосферы исследуемого района на нагрузку осадочного чехла.

Возможное влияние ошибок в определении глубины нижней границы области счета (ZM) и температуры на этой границе (TM) подробно рассмотрено в работах [Galushkin, 2016; Galushkin, Dubinin, 2020]. В них рассмотрен также алгоритм расчета глубины ZM и температуры TM, и показано, что изменение в значении ZM на 10–15% не оказывает заметного влияния на результаты моделирования.

Сравнение с другими системами моделирования

Первая численная реконструкция термической истории бассейна в районе скв. СГ-6 была описана в работе [Галушкин и др., 1996]. Она использовала первую версию системы моделирования бассейнов ГАЛО 1995 г. Эта реконструкция отличается от нашей версии, прежде всего, менее подробным осадочным разрезом бассейна и ограниченным объемом данных по измерениям ОСВ и глубинных температур. Модель 1996 г. не принимала во внимание разуплотнение глубинных пород и резкие изменения климата в четвертичном периоде. Поэтому ее можно рассматривать только как первое приближение к описанию термической эволюции ЗСБ.

Другая реконструкция термической истории бассейна в районе СГ-6 рассматривается в работе [Конторович и др., 2013]. Она использует систему моделирования бассейнов TEMIS (Beicip Franlab). Отметим, что эта модель не учитывает такие процессы, как интрузивно-гидротермальную активность в юрском и плейстоценовом периодах, тектоническое растрескивание глубинных пород и резкие колебания климата в плиоцене, четвертичном периоде. В этой модели постоянный тепловой поток поддерживается в основании осадочного слоя, что может привести к ошибочным результатам моделирования [Galushkin, Dubinin, 2020]. Термические истории, реконструированные в настоящей статье и в работе [Конторович и др., 2013], заметно различаются. Как результат, пермские и триасовые породы в нашей модели достигают высокого уровня зрелости на 50–100 млн лет раньше, чем в модели из работы [Конторович и др., 2013]. К сожалению, трудно судить о степени достоверности результатов моделирования, представленных в работе [Конторович и др., 2013], поскольку в этой статье не приводится сравнение рассчитанных и измеренных значений температур и ОСВ.

Другой пример моделирования тепловой эволюции ЗСБ на площади скв. SG-6 представлен в работе [Добрецов и др., 2013]. В этой работе распределение температуры в осадочном слое получается решением уравнения теплопроводности с заданием температуры и теплового потока на поверхности бассейна. Хотя последний параметр является решающим для вычисления температуры пород, но принцип его расчета из текста статьи остается неясным. Общая реконструкция, представленная на рис. 2б в статье [Добрецов и др., 2013], предполагает заметное увеличение этого потока в кайнозое. В то же время расчетные температуры оказываются заметно выше измеренных в современном разрезе. Н.Л. Добрецов использует анализ тектонического погружения бассейна в рамках двухслойной модели литосферы для реконструкции истории погружения бассейна. Он оценивает амплитуду растяжения коры β = 1.4 и растяжения подкоровой литосферной мантии δ = 1.8 [Добрецов и др., 2013]. Его значение парметра β близко к нашей оценке растяжения литосферы β = 1.48 в табл. 3, полученной в рамках однородного растяжения области счета (0 $ \leqslant z \leqslant $ ZM). Те же проблемы, что и с предыдущей реконструкцией, возникают при проверке достоверности термической модели в работе [Добрецов и др., 2013]. Здесь снова отсутствует информация о сравнении рассчитанных и измеренных значений температур и ОСВ. Однако, как следует из рис. 2б в работе [Добрецов и др., 2013], рассчитанные значения температур должны заметно превышать измеренные в современном разрезе.

Роль аномальной пористости пород бассейна в моделировании

Выше отмечалось, что процессы микрорастрескивания под влиянием тектонических факторов и гидротермального выщелачивания приводят к росту эффективной пористости пород нижних горизонтов осадочного чехла и кровли фундамента. Увеличение пористости и связанный с этим рост содержания поровой воды ведет к снижению теплопроводности пород (рис. 7) и как следствие, к повышению градиента температуры (сравните кривые 2 и 3 на рис. 6а). В расчётах теплопроводности участвует полная пористость пород (закрытая и открытая), при этом предполагается, что поры заполнены грунтовыми водами, так как вытеснение этих вод газом будет иметь место только при большом объеме генерируемого и мигрирующего газа. К сожалению, в литературе отсутствуют оценки временных интервалов активности процессов, ответственных за формирование аномальной пористости пород бассейна. Это вносит свою долю неопределенности в исходную базу данных численного моделирования термической эволюции бассейна. В модели предполагалось, что аномально медленное уплотнение было присуще вулканитам, алевролитам и песчаникам перми, триаса и нижней юры в течение всей истории их погружения. То же относится и к трещиноватости пород верхних 2 км фундамента. Ясно, что это можно рассматривать лишь как полезное приближение в модели. В самом деле, можно предположить, что аномальная трещиноватость пород возникла лишь в последние 10–15 млн лет в ответ на поднятие области, вызвавшее эрозию в миоцене. Такое предположение приведет к уменьшению пористости и увеличению теплопроводности указанных пород на большей части истории их погружения по сравнению с их значениями в модели, рассматриваемой в данной статье. Соответственно, температура пород возрастет, созревание органического вещества станет более ранним и активность последней гидротермальной активизации, предполагаемая в новой модели, будет более умеренной. Такой анализ может быть проведен в развитие данной работы, однако он потребует дополнительной информации о временной истории процессов формирования аномальной пористости пород изучаемого района.