ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК РАЗНОГО ТИПА
advertisement
ГЕОТЕКТОНИКА, 2014, № 1, с. 77–96 УДК 550.361 ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК РАЗНОГО ТИПА © 2014 г. М. Д. Хуторской, Б. Г. Поляк Геологический институт РАН, 119017, Москва, Пыжевский пер., д. 7 Поступила в редакцию 15.04.2013 г. Рассматриваются особенности распределения теплового потока, глубинных температур и отноше ния изотопов гелия в зонах осевого спрединга (срединноокеанических хребтах), в зонах “рассеян ного спрединга” (задуговых бассейнах), в активных частях трансформных разломов, во внутрикон тинентальных и периконтинентальных рифтовых зонах, в палеозойских линейных и мозаичных склад чатых поясах, в осадочных бассейнах нагрузки и растяжения. Отмечаются резкие различия в этих структурах величин теплового потока (от 15 до 1500 мВт/м2) и, соответственно, мощности термической литосферы. В палеозойских складчатых поясах количественно оценена радиогенная теплогенерация, обеспечивающая 40–50% фонового теплового потока. Показано, что нестационарность теплового по тока проявляется не только в современных, но и в позднепалеозойских тектонических поясах. Объясня ется природа положительных и отрицательных геотермических аномалий. Подчеркнута связь таких аномалий в осадочных бассейнах с локализацией месторождений углеводородов. Ключевые слова: тепловой поток, спрединг, складчатые пояса, осадочные бассейны, рифты DOI: 10.7868/S0016853X14010020 ния теплового потока и глубинных температур в разных группах тектонических структур: в океа нических и континентальных зонах рифтогенеза, в линейных и мозаичных складчатых поясах и в осадочных бассейнах нагрузки и растяжения, ос новываясь на литературных данных и результатах собственных измерений в разных районах Миро вого океана и Северной Евразии. Величина плотности теплового потока1 из земных недр является важнейшим индикатором геодинамической активности структур литосфе ры как на современном этапе их развития, так и в геологическом прошлом. Зная теплофизическую структуру геологиче ского разреза, можно рассчитать положение изо терм в земной коре и в верхней мантии и сопоста вить его с термодинамическими условиями мета морфизма, фазовым состоянием вещества и намагниченностью пород, а также локализовать зоны резких латеральных контрастов температу ры, к которым, как правило, приурочены прояв ления сейсмической активности и магматизма. Поэтому количественная интерпретация геотер мических данных (геотермическое моделирова ние) является мощным инструментом для пони мания строения литосферы в различных геодина мических обстановках. Рифтовые зоны, складчатые пояса и осадоч ные бассейны характеризуются специфическими особенностями вулканизма, метаморфизма и ме таллогении, а также отличающимися по форме, знаку и интенсивности аномалиями потенциаль ных геофизических полей, в том числе геотерми ческого. Этим последним и посвящена настоящая ра бота. Мы рассмотрим особенности распределе СОВРЕМЕННЫЕ ЗОНЫ РИФТОГЕНЕЗА Рифтовые структуры образуются на континен тах и в океанах в принципиально различных гео динамических обстановках – активного или пас сивного рифтинга [58 и др.]. Такая терминология придает большее значение сходству последствий разных процессов – спрединга новообразующей ся коры в океанах и деструкции древней на кон тинентах, – чем различию их механизмов, кото рое важнее для понимания их природы. Срединноокеанические рифты (зоны “осевого” спрединга). Как известно, в рифтовых впадинах вдоль осей срединноокеанических хребтов (СОХ) обнаружены аномально высокие (а также “нулевые” и даже отрицательные) значения плот ности кондуктивного теплового потока. СОХ представляют собой дивергентные границы плит, где происходит спрединг океанического дна в ре зультате внедрения мантийного материала. По этому наблюдаемый здесь тепловой поток опре деляется не только кондуктивным, но и конвек тивным выносом тепла. Вдоль осей СОХ развиваются рифтовые впадины, ширина кото рых обратно пропорциональна скорости спре 1 В дальнейшем мы будем вместо векторной характеристики теплового поля Земли – плотности кондуктивного тепло вого потока, применять термин “тепловой поток”, всегда подразумевая под этим именно его плотность. 77 78 ХУТОРСКОЙ, ПОЛЯК динга. Кондуктивная составляющая теплового потока в этих впадинах достигает “ураганных” ве личин, в 15–30 раз превышающих среднеплане тарное значение. Когда оси хребтов перекрыты, как в Калифорнийском заливе или в Красном мо ре, мощным чехлом осадков, препятствующим разгрузке магмы и термальных вод на поверх ность дна, измеренный кондуктивный поток, превосходящий местами 1500 мВт/м2, адекватен общим теплопотерям, так как в этих случаях кон вективная их компонента близка к нулю. В других условиях, когда мощность осадочных пород мала, измеренный кондуктивный тепловой поток мо жет оказаться нулевым (а над пологим разломом, вдоль которого разгружаются гидротермы, даже отрицательным), но это вовсе не значит, что в этом месте тепло не удаляется из литосферы. Просто здесь оно целиком выносится конвекци ей при почти нулевом или не превышающем зна чения адиабатического (0.4 мВт/м2) кондуктив ном теплопотоке внутри восходящей конвектив ной (точнее, адвективной) струи. Средние же величины полных теплопотерь, рассчитанные как сумма кондуктивной и конвективной компо нент, в разных отрезках океанических хребтов – одного порядка и находятся, по разным оценкам, в диапазоне 400–700 мВт/м2 [11, 44 и др.]. При мерно те же цифры дали подсчеты общих тепло потерь в рифтовых зонах Исландии с учетом мас штабов разгрузки гидротерм [40]. Количество тепла, переносимого за счет кон вективного теплопереноса, обусловленного вер тикальной фильтрацией магмы в астеносфере, приблизительно равно Q ≈ ρcp jT, где j – скорость вертикальной фильтрации (приблизительно, 2 × × 10–10 м/с), ρ = 2800 кг/м3 – плотность магмы; сp = 1050 Дж/кг ⋅ К – ее удельная теплоемкость при постоянном давлении; Т = 1300°С – ее тем пература. При таких значениях сомножителей конвективный вынос тепла оценивается величи ной Q ≈ 800 мВт/м2. Если сконцентрировать сум марный фильтрационный тепловой поток в узкой осевой зоне магматического резервуара шириной порядка 10 км, в которую “сливается” магма из более широкой 100километровой области асте носферы благодаря центростремительной гори зонтальной составляющей фильтрации, то пол ный тепловой поток в рифтовой зоне примерно будет соответствовать тем “ураганным” его зна чениям, которые измерены в Калифорнийском заливе и Красном море. С зонами “осевого” спрединга генетически связаны субортогональные этим зонам транс формные разломы, в которых преобладает сдвиго вая компонента. По сравнению с осевыми зонами СОХ, трансформные разломы геотермически изучены слабее, однако некоторые из них (разло мы Атлантис, Кейн, Вима) [44, 62, 68, 85] охарак теризованы достаточным количеством данных. Зона разломов Вима (~11° с.ш.) представляет собой чередование горных массивов (хребтовых блоков) и депрессий – широтных разрывов, по которым лежащий севернее отрезок САХ сдвинут к западу почти на 3° по долготе. Депрессии запол нены плейстоценовыми турбидитами мощностью до 1 км [65]. Распределение теплового потока в депрессиях и на хребтовых блоках носит принципиально раз личный характер. В блоках распределение типично для САХ, показывая довольно широкий разброс значений теплового потока – от 9 до 100 мВт/м2, хо тя средние его величины в северном и южном блоках примерно равны (соответственно 59 и 51 мВт/м2 при 1σ ≈ 31 мВт/м2). Широтные де прессии отличаются относительно стабильными и аномально высокими значениями теплового потока (112–260 мВт/м2) при среднем значении и стандартном отклонении 152 и 41 мВт/м2 соответ ственно. Учитывая влияние экранирующего эф фекта седиментации на тепловое поле [70], глу бинный поток в депрессиях оценен величиной 250 мВт/м2 [44]. Рассматривая тепловой поток в этом и других трансформных разломах, можно видеть, что в их активных частях он всегда аномально высок, ва рьируя от 135 до 360 мВт/м2, а субнулевые его зна чения здесь не наблюдаются. Для этих частей раз ломов характерна его высокая стабильность и ма лая дисперсия в пределах каждого разлома. Это позволяет сделать вывод, что конвективный вынос тепла, столь резко нарушающий тепловой поток в осевых зонах срединноокеанических хребтов, в трансформных разломах не имеет существенного значения. Действительно, большинство трогов крупных трансформных разломов заполнены мощными (до ~1 км) толщами осадков, что ис ключает конвекцию. Как показали исследования с помощью глубоководных спускаемых аппара тов, даже 30–50метровый слой пелагических илов является непроницаемым экраном для раз грузки изпод них гидротермальных растворов [86]. Это дает объективную возможность для оценки величины полного выноса энергии в осе вых зонах рифтов на их пересечении с транс формными разломами, которую мы уже приводи ли выше. Для объяснения природы аномально высоких значений теплового потока в активных частях трансформных разломов обсуждалось несколько механизмов. Один из них – это выделение тепла тектонического трения при сдвиговых деформа циях. Фрикционный разогрев контактов смеща ющихся блоков неизбежен. Однако количествен ные расчеты, выполненные для ряда трансформ ных разломов, в том числе наиболее обоснованная оценка этого эффекта в разломе СанАндреас [74], показали, что тепло тектониче ского трения не играет существенной роли в фор ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 мировании наблюдаемого теплового потока, обеспечивая не более 15% от измеренной его ве личины. Весьма популярной среди исследователей яв ляется модель “суперпозиции тепловых анома лий” [75]. Аномалия теплового потока для разло ма Вима была рассчитана как результат суперпо зиции полей от северной и южной стенок разлома, имеющих разный возраст в зависимости от положения осей рифтовых зон. На рис. 1 пока зано обоснование этой идеи. Фоновый кондук тивный тепловой поток в центре активной части трансформного разлома можно определить как сумму его значений на огибающих кривых, опи сывающих его распределение вкрест простира ния южного и северного отрезков САХ (пунктир ные линии). В точке их пересечения он оказался равен 110 мВт/м2, а суммарный, следовательно, 220 мВт/м2, что хорошо согласуется с его оценка ми по другим моделям. Аномально высокие зна чения теплового потока в активной части разлома (250–270 мВт/м2) (см. рис. 1) связаны, повиди мому, с привносом тепла за счет конвективной его разгрузки в хребтовых блоках на обнажениях фундамента океанической коры. Задуговые бассейны окраинных морей (зоны “рассеянного” спрединга). Спрединг морского дна в результате разгрузки мантийного вещества про является не только в океанах, но и почти во всех задуговых (окраинных) морях. Он ярко выражен и хорошо изучен геотермически, в частности, в Тирренском море. Мезозойский Палеотирренский бассейн с оке анической корой, как вытекает из геофизических данных и результатов глубоководного бурения [60], был к началу тортона полностью субдуциро ван под Сардинию. Cовременная же Тиррения сформировалась как краевой бассейн за поздне неогеновой Калабрийской дугой [64]. Известко вощелочной вулканизм, проявляющийся в Ли парской островной дуге, был приписан процес сам в погружающейся на запад зоне субдукции [60], а вскрытая скважинами 373 и 373а DSDP в центре моря 200метровая толща оливиновых то леитов, аналогичных MORB, – рассеянному спредингу. Это отражает различия геодинамиче ской обстановки в разных частях Тирренского бассейна: на западе она с тортона до настоящего времени характеризуется сжимающими напряже ниями, а в восточной его части на протяжении тех же 11 млн лет – растягивающими. Эта восточная часть Тирренского моря – область высокого теп лового потока, больших горизонтальных гради ентов температур и подводного базальтового вул канизма (рис. 2). Максимальные величины теп лопотока 515 и 490 мВт/м2 измерены в тыловой части Липарской островной дуги при среднем его значении в этой части моря 155 мВт/м2 [66]. Оценки мощности “термической” литосферы по ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 Тепловой поток, мВт/м2 ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК Ю 300 79 С 200 100 0 –600 –400 –200 0 Расстояние, км 200 400 Рис. 1. Распределение теплового потока вдоль широт ного простирания разлома Вима. Штрихпунктирные линии – положение осей САХ се вернее (С) и южнее (Ю) разлома. Нулевая отметка на оси абсцисс приурочена к центру активной части разлома казали, что в восточной части Тирренского моря она составляет 17–23 км [54] (рис. 3). Высокий тепловой поток, базальтовый вулка низм и малая мощность литосферы Тирренского бассейна свидетельствуют о внедрении в нее ман тийного материала, который “расклинивал” ра нее существовавшие блоки. О том же говорит и значительная гравитационная аномалия – более 200 мГл в редукции Буге – на массиве Вавилова в восточной части Тирренского моря [81]. Внутриконтинентальные рифтовые зоны, сход ные по морфологии с осевыми рифтами СОХ, но принципиально отличные от них по происхожде нию, также отличаются выносом тепла, заметно превышающим средний в смежных областях. Анализу теплового поля в этих структурах посвя щено много работ. Наиболее полная его характе ристика содержится в монографии С.В. Лысак [23], данные из которой приведены в таблице 1. Как видно из таблицы 1, самые прогретые – Эфиопская и Афарская зоны АфриканоАравий ского рифтового пояса (ААП), в которых особен но сильно проявился новейший вулканизм. Его средняя продуктивность в Эфиопской зоне за плиоценчетвертичное время оценена приблизи тельно в 16 × 10–6 км3/год [37]. Это уступает совре менной продуктивности вулканизма в хребте Рейкьянес, в котором она составляет (40–50) × × 10–6 км3/год [36, с. 141]. Ниже она в изученном отрезке Красноморского сегмента ААП – около 23 × 10–6 км3/год [36, с. 111]. Повидимому, на близком уровне она и в депрессии Афар, где сум марный объем кайнозойских вулканитов оценен в 345000 км3 [79]. Южнее, в Кенийском звене того же пояса эта продуктивность несколько меньше – 11.5 × 10–6 км3/год [37], чем в Эфиопии, и тепло вой поток тоже ниже. Его среднее значение сов падает здесь с установленным в Байкальской рифтовой зоне, хотя в последней масштабы но вейшего вулканизма гораздо меньше. Вдоль про стирания ААП плотность теплового потока убы 80 ХУТОРСКОЙ, ПОЛЯК 10° 12° в.д. Чивитавеккья 42° 42° с.ш. 150 Рим 10 0 14° 100 10 0 100 50 Неаполь 150 50 150 40° 40° 150 200 400 300 250 200 150 20 0 1 150 00 200 400 100 38° 10° 12° 14° 16° Рис. 2. Карта теплового потока Тирренского моря. Значение изолиний – мВт/м2, по [67] с добавлением авторов вает к его крайним сегментам, становясь ниже 60 мВт/м2 в Суэцком и еще ниже (≤50 мВт/м2) в Левантийском, как и в южных Ньясском и Танга ньикском. Таким же образом изменяется тепло вой поток и в Байкальском рифте, опускаясь до минимума в его северовосточном окончании – МуйскоЧарской зоне (см. табл. 1). В общем, в континентальных рифтах величи ны теплового потока ниже, чем в осевых долинах СОХ. Меньше здесь и дисперсия наблюдаемых значений потока. Зато, в отличие от СОХ, разли чаются средние значения потока в разных отрез ках рифтов. Что особенно важно, эта дисперсия пространственно упорядочена – вдоль простира ния этих структур средние значения кондуктив ного теплопотока убывают к их периферическим (концевым) сегментам. Это только что отмеча лось выше в АфриканоАравийском поясе и вид но в Байкальском рифте, где в ЮжноБайкаль ской впадине средний тепловой поток максима лен – 87 ± 6 мВт/м2, отмечая “центр рифтогенеза” [23, с. 182]. В высшей степени примечательно, что такая упорядоченная изменчивость теплового потока совершенно аналогична убыванию мантийного компонента в изотопном составе гелия, выноси мого гидротермами как в Байкальской рифтовой зоне (БРЗ), так и в ААП [16, 38]. Изменчивость изотопного состава гелия в континентальных рифтах – их второе принципиальное отличие от СОХ, на всем протяжении которых отношение 3 Не/4Не, одинаковое в донных базальтах и разгру жающихся гидротермах, практически постоянно и в среднем равно (1.15 ± 0.1) × 10–5 [78], характе ризуя таким образом резервуар MORB, т.е. депле тированную мантию. В континентальных рифтах отношение 3Не/4Не в газах гидротерм не достига ет уровня MORB (кроме участка Афарского плю ма, выносящего гелий из недеплетированной мантии), а максимальные его значения маркиру ют “центры рифтогенеза”, подобные ЮжноБай кальскому, как в Афарском сегменте ААП, так и в Рейнских грабенах [69]. ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК 10° 12° в.д. Чивитавеккья Рим 42° 34 – 131 22 75 – 81 42° с.ш. 14° 99 29 25 Неаполь 89 32 30 116 25 118 24 107 27 96 30 16° 25 40° 25 40° 121 24 96 30 168 17 132 22 145 20 20 30 90 32 121 1 24 93 31 30 164 18 124 23 2 10° 12° 14° 16° Рис. 3. Схема мощности термической литосферы Тирренского моря 1 – узловые точки: в числителе – среднее значение теплового потока, мВт/м2, в знаменателе – мощность литосферы, км; 2 – изолинии мощности литосферы, км Распределение величин среднего теплового потока и отношения 3Не/4Не в подземных флюи дах резко отличает континентальные рифты от срединноокеанических хребтов, исключая отож дествление геодинамических обстановок, поро дивших эти структуры, несмотря на относитель ное морфологическое подобие рифтовых впадин и осевых долин СОХ. Тем самым получают геофи зическую и геохимическую аргументацию пред ставления о различии механизмов “активного рифтинга” (спрединга, вызванного вторжением массопотока в кору из мантии) и “пассивного”, происходящего на континентах под влиянием “…напряжений в коре, внешних по отношению к району рифта” [21, стр. 13]. В результате послед него процесса в материках возникают впадины типа pullapart и предпосылки для декомпресси онного плавления под ними вещества мантии и его внедрения в кору. Постоянство состава гелия вдоль простирания срединноокеанических хребтов говорит об оди наковом источнике разгружающихся мантийных 6 ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 расплавов на всем их протяжении. Напротив, со гласованная изменчивость 3Не/4Не и теплового потока в континентальных рифтах говорит о большей или меньшей контаминации таких рас плавов богатым 4Не коровым веществом изза не одинаковой по простиранию степени раскрытия рифтов или интенсивности в них мантийного диапиризма [13]. Таким образом, геофизическая (геотермическая) и геохимическая (изотопноге лиевая) эмпирика вместе поддерживают альтер нативные модели рифтинга, предложенные в [21, 38, 58, 83 и др.] и позволяют заключить, что при континентальном рифтогенезе активность ман тии – не причина, а следствие деформаций в пе рекрывающей литосфере. Эти деформации могут усиливаться расклинивающим действием ман тийных плюмов из недеплетированной мантии в тех случаях, когда проекция плюмов на поверх ность Земли совпадает с зоной рифтогенеза, по скольку на таких участках продуктивность вулка низма (и, вероятно, интрузивного магматизма) намного выше, чем вне их [37, 38]. Судя по изо 82 ХУТОРСКОЙ, ПОЛЯК Таблица 1. Тепловой поток в эпиплатформенных континентальных рифтовых зонах и внутририфтовых структу рах, мВт/м2 (± – точность оценки среднего, 1.96S√n) [23]. Наблюдаемый или предполагаемый (в скобках) тепловой поток средний в основных внутририфтовых структурах* Рифтовые зоны Эфиопская и Афарская Ронская (Лиманские грабены) Верхнерейнский грабен Кенийская (рифт Грегори) Байкальская (оз. Байкал) ХубсугулТункинская Североморская Суэцкая Танганьикская Ньясская Левантийская МуйскоЧарская Камерунская средний по всей зоне (>100) 100 ± 8 83 ± 16 74 74 ± 7 69 ± 7 68 ± 4 <60 (~50) (~50) 48 ± 7 45 ± 10 ~40 на “плечах” в рифтовых рифтовых впадин впадинах (<75) 84 ± 5 74 ± 8 39–57 56 ± 8 48 ± 9 60 ± 6 42–47 (<30–40) <20–30 33 ± 13 52 ± 10 38 ± 2 (75–150) 110 ± 27 115 ± 31 84–105 76 ± 7 84–90 79 ± 8 60–80 48 ± 20 42 ± 16 51 ± 7 51 ± 15 42 ± 4 на внутри впадинных поднятиях в зонах разломов или вулканизма – – 124 ± 31 – 69 ± 7 – – – 104 97 ± 22 – – – (>200) >125–150 >100–180 >200 140 ± 18 >100 >80–100 >80–175 >75–150 >75–120 70 ± 9 >60–90 >60–80 *Указана точность оценки среднего как ±1.96S/√ n, где S – дисперсия, n – число измерений. топному составу гелия во флюидах Африкано Аравийского рифтового пояса, именно это имеет место в районе Афар, что и вызвало раскрытие Красного моря. Периконтинентальные рифтовые зоны. Специ фические геотермические аномалии существуют в некоторых участках пассивных окраин конти нентальных плит, в частности, Свальбардской. Об этом свидетельствуют результаты измерений теп лового потока в желобе Орла (желоб Стурё), про стирающемся от архипелага Короля Карла на юге до начала континентального склона Котловины Нансена на севере (рис. 4). В нем и на его продол жении в пределах континентального склона с борта НИС “Академик Николай Страхов” было выпол нено 28 измерений теплового потока, принесших неожиданные результаты: его значения составили от 300 до 520 мВт/м2 [56]. Они почти в 10 раз выше уровня фонового теплового потока через дно Ба ренцева моря и сходны с наблюдаемыми в осевых зонах СОХ. Экстраполяция по этим данным температур в нижнее полупространство показывает, что на глу бине 6.5–7.0 км под дном в желобе могут быть встречены субсолидусные температуры (рис. 5). Та кая геотермическая специфика желоба вместе с его морфологией показывают, что эта структура имеет тектоническую природу. Кажется, что это – рифт, рассекший земную кору на всю ее мощность и на ходящийся сейчас в активной фазе развития. Желоб Орла – один из системы трогов, выра женных в рельефе дна на северной окраине шель фа Баренцева моря (троги Воронина, Святой Ан ны, ФранцВиктории и др.) и называемых в по следние годы “грабенами” или “рифтами” [4, 22, 27 и др.]. Все они субпараллельны подводному хребту Книповича, происхождение которого свя зано с раскрытием Северной Атлантики. Это поз воляет предположить геодинамическое единство системы океанических и периконтинентальных зон рифтогенеза, что и объясняет близость значе ний теплового потока в желобе Орла к наблюдаю щимся в срединноокеанических хребтах и транс формных разломах. О высокой геотермальной активности в неко торых участках Свальбардской плиты свидетель ствует неогенчетвертичный вулканизм в архипе лаге Шпицберген [18] и газирующие источники Иотун и Тролль с температурой до 26°C. В выде ляющейся газовой фазе содержится до 96% об. азота [18]. В сопутствующем гелии И.Л. Камен ским и Э.М. Прасоловым (устное сообщение) из мерено отношение 3Не/4Не = (39–64) × 10–8, ука зывающее на примесь мантийного компонента. По изотопному составу гелия эти газы аналогич ны газам источников КолючинскоМечигмен ского рифта на востоке Чукотки [42], что позво ляет говорить об определенном сходстве геодина мических обстановок в этих удаленных друг от друга участках Российской Арктики. Приуроченность проявлений вулканической и гидротермальной активности на Шпицбергене к субмеридиональным разломам и возрастание к северу щелочности вулканитов расцениваются как следствие более общего процесса раскрытия НорвежскоГренландского бассейна и Северного ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК 21° 83 26° 82° 0 70° ота ир Ш 69 89 53 90 54 112 89 326 107 118 60 120 75° 180 80° 60° 474 –5 24 0 500 120 65° 50° 40° 30° Долгота Глубина, км 60 20 00 61 –10 20° Рис. 5. 3Dгеотемпературная модель земной коры Ба ренцева моря (вид с севера) 519 20 0 400 200 400 81° 438 462 484 327 Ш пи г ер цб ен 340 299 о. Стурё 340 о. Белый 20 0 200 100 10 0 80° Рис. 4. Тепловой поток в троге Орла (Стурё). Значе ния теплового потока, мВт/м2. Проведены изобаты 100, 200, 400, 500, 1000, 2000 и 3000 м Ледовитого Океана [18]. Признаки подводных вулканов есть к северу от Шпицбергена, а на пла то Ермак измерены высокие значения теплового потока (110–125 мВт/м2). Все эти данные поддер живают проявленные в желобе Орла признаки геотермальной активизации субмеридиональных дислокаций на окраине Свальбардской плиты. ПАЛЕОЗОЙСКИЕ СКЛАДЧАТЫЕ ПОЯСА Вне зон современного рифтогенеза характер геотермического поля совершенно иной. Гораздо ниже значения глубинных температур и плотно сти кондуктивного теплопотока, резко падает ин тенсивность выноса тепла магматической и гид ротермальной деятельностью и, соответственно, величина общих теплопотерь. Тысячи измерений ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 теплового потока, сделанные к настоящему вре мени в складчатых поясах суши, позволяют оха рактеризовать геотермический режим практиче ски любых структурноформационных и возраст ных зон континентальной коры. В данном разделе мы остановимся на анализе теплового поля в зонах палеозойской складчато сти на примере ЦентральноАзиатского пояса, в котором сделано довольно много измерений теп лового потока, позволяющих составить полную и представительную картину геотермического поля. Обширный ЦентральноАзиатский складча тый пояс протягивается от ПайХоя на севере до ТяньШаня на юге и от Мугоджар на западе до Хингана на востоке. Главной особенностью его строения является наличие складчатых зон “ли нейного” и “мозаичного” типов. Впервые выде лив такие зоны, А.В. Пейве с соавторами [33] от метили не только их геометрическое различие, но и целый ряд характерных геологогеофизических признаков, например, различные типы складча тости: голоморфная – в линейных, и идиоморф ная – в мозаичных зонах; особенности метамор физма: высокобарические низкотемпературные фации в первых зонах и высокотемпературные – во вторых; разную металлогеническую специфи ку: преобладание халько и сидерофильных эле ментов в линейных, а лито и халькофильных – в мозаичных зонах; различие формы гравитацион ных аномалий, соответствующих геометрии складчатых зон. Главное же отличие зон авторы видели в различии геодинамических механизмов становления континентальной коры. В линейных зонах преобладает аллохтонный механизм транс формации коры, выраженный мощными струк турновещественными перестройками с образо ванием субдукционных и коллизионных зон – аналогов современных островодужных систем. В мозаичных зонах преобладает автохтонный меха 6* 84 ХУТОРСКОЙ, ПОЛЯК низм трансформации коры, при котором также образуются шарьяжнонадвиговые структуры, но они обладают меньшей мощностью, не выдержа ны по простиранию и, как правило, разновоз растны в отличие от линейных зон, где такого ро да шарьяжи прослеживаются на большие расстоя ния и являются одновозрастными [35, 46]. Автохтонный механизм трансформации обуслов лен, в первую очередь, вещественной перестройкой коры за счет дифференциации мантийного матери ала при вертикальном тепломассопереносе. ЦентральноАзиатский пояс включает текто нотипы линейных и мозаичных зон. Это, соответ ственно, Уральский складчатый пояс (включая Мугоджары) и ЦентральноКазахстанская склад чатая область. Основной особенностью геотер мического поля ЦентральноАзиатского пояса является принципиальное различие распределе ния теплового потока в этих зонах. Сравним осо бенности их геотермического режима. Главная геотермическая особенность Ураль ского складчатого пояса – аномально низкие значе ния плотности теплового потока (20–35 мВт/м2), которые существенно меньше среднепланетар ных значений для структур с тем же тектониче ским возрастом (48–55 мВт/м2) [47, 50]. Аномаль но низкие тепловые потоки в линейных палео зойских складчатых зонах – планетарная закономерность, учитывая такой же, как на Ура ле, низкий тепловой поток в Аппалачах [82], в Са лаире [17], в Южной Монголии [51]. Понижение теплового потока в линейных складчатых поясах связано с отмеченной выше специфической гео динамической обстановкой формирования и эво люции земной коры в таких зонах, обусловившей широкое развитие в них разномасштабных ша рьяжнонадвиговых структур. Количественные модели эволюции теплового поля в аллохтонных пластинах (“модели надви гов”) были впервые рассмотрены в [50]. Ситуа ция, когда геотермический градиент отрицате лен, естественно, является нестационарной, т.к. недра Земли нагреты сильнее, чем поверхность. При развитии надвигов возникает именно эта си туация. Она будет релаксироваться, пока теплофи зическая структура не достигнет квазистационар ного состояния. Расчеты показали, что нарушен ный тектоническими перемещениями тепловой режим в перекрывающей и подстилающей пласти нах восстанавливается очень медленно. При мощ ности аллохтонной пластины h = 1 км тепловой поток с точностью 5% приходит к стационарному состоянию через 5 млн лет. Если же в образовании надвигов участвует вся литосфера (например, при трансформации океанической коры в континен тальную), то время релаксации растягивается на сотни млн лет. Это отражено на рис. 6. Представленная на нем модель в теплофизиче ском отношении представляет собой чередование слоев, в каждом из которых заданы значения ко эффициентов теплопроводности и радиогенной теплогенерации. Их значения выбраны по сред нестатистическим данным, характеризующим свойства коры переходного и континентального типов. Начало решения (t = 0) приурочено к мо менту возникновения слоистонадвиговой струк туры. Предполагается, что в процессе ее образо вания участвовала вся палеоокеаническая лито сфера мощностью 60 км. В момент (t = 0) на этой глубине температур ный градиент отрицателен изза “быстрого” на двигания литосферной пластины с температурой 1200°С на ее подошве на другую литопластину с температурой 0°С на ее кровле (см. рис. 6). Приня то, что толщина слоя, где реализуется отрицатель ный температурный градиент, составляет 10 км. На подошве нижней пластины тепловой поток считается постоянным – на глубине 130 (60 + 60 + + 10) км он принят равным 20 мВт/м2 – таков мантийный поток в современных конвергентных зонах Западной Пацифики. На кровле нижней пластины (точка “Н”) задавалась температура не 0°С, а 150°С за счет выделения фрикционного тепла. С течением времени подошва верхнего блока остывает, а кровля нижнего блока разогревается. Примерно через 25 млн лет после образования та кого надвига отрицательный градиент температу ры в зоне сместителя исчезает, еще через 75 млн лет там установится квазистационарная температура, а через 325 млн лет квазистационарное распреде ление температур установится во всей литосфере. Тепловой поток через поверхность Земли с тече нием времени уменьшится примерно в два раза. При этом сначала он через 225–275 млн лет после надвига опустится до минимума, а через 325 млн лет увеличится и станет, как и геотемпературное по ле, квазистационарным, но примерно вдвое ни же, чем в “доперестроечный период”. Таким образом, для надвигов характерен спад теплового потока, а затем рост с выходом на асимптоту, свидетельствующим о начале квазиста ционарного состояния. Эти два момента являются отличительной особенностью тепловой модели надвига. Время их наступления зависит от суммар ной мощности аллохтона. Чем она больше, тем длиннее временные интервалы до наступления стационарного состояния, а также между миниму мом и выходом на стационарный режим [50]. В моделях надвигов объясняется и факт роста геотермического градиента с приближением к ав тохтонному блоку, эмпирически установленный, например, в скважине СГ4 в Тагильском синкли нории [72]. ЦентральноКазахстанская складчатая область по механизму трансформации земной коры и ха рактеру теплового поля отлична от Уральского линейного пояса. По мнению А.В. Пейве и его ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 Температура, °С 500 1000 0 1500 τ=0 τ = 28 τ = 308 τ = 56 –50 Глубина, м H τ = 112 τ=0 τ = 196 –100 τ = 308 –150 Тепловой поток, мВт/м2 последователей [19, 25, 26, 34 и др.], в таких “мо заичных” (изометричных) складчатых областях преобладал автохтонный механизм трансформа ции коры – ее вещественная перестройка проис ходила за счет дифференциации поднимающего ся мантийного материала и длилась дольше, ха рактеризуясь постепенным наращиванием гранитнометаморфического слоя от периферии к центру пояса. Существует, однако, другая кон цепция формирования ЦентральноКазахстан ской складчатой области, отрицающая ее мозаич ное строение [15] и реконструирующая современ ный структурный план как дугообразный разворот первичной островодужной структуры. Правда, фактически полученные геотермические измерения не согласуются с данной тектониче ской моделью. Омоложение элементов гранитнометаморфиче ского слоя к центру зоны коррелирует с ростом фо нового (глубинного) теплового потока. Так, в Кокче тавском антиклинории его плотность, мВт/м2, со ставляет 35 (σ = 8), в Селетинском синклинории – 39 (σ = 4), на востоке Успенской зоны, вблизи со членения с каледонидами Чингизского антикли нория, – 40–44, на границе ЖаманСарысуйско го антиклинория и Токрауской впадины – 67–69, а в центральной части Токрауской впадины (на месторождении Акчатау) – 70 (σ = 5) мВт/м2. При удалении от Токрауской впадины на запад, в сторо ну ЗападноБалхашского синклинория и Джезказ ганской впадины на каледонском основании, теп ловой поток несколько уменьшается (до 55 мВт/м2) [51]. Такое распределение теплового потока в Цен тральноКазахстанской складчатой области пред ставляет собой региональный пример глобальной зависимости плотности фонового (глубинного) кондуктивного теплового потока от возраста текто номагматической активности в континентальной коре [39], получившей у англоязычных геотерми ков название “heat flow–age dependence”. Наблюдаемое в мозаичных складчатых зонах закономерное изменение теплового потока в зави симости от возраста тектономагматической ак тивности, продуцировавшей в коре вулканоплу тонические породные ассоциации, можно объяс нить остыванием внедрившегося в материковую литосферу мантийного диапира (астенолита). Та кой процесс описывается следующей моделью. Предположим, что в начальный момент вре мени τ = 0 кровля астенолита остановилась на глубине ~20 км, что соответствует положению верхней границы астеносферы в современных зо нах “рассеянного” спрединга (см. выше оценки по Тирренскому морю), а ниже температура на растает с адиабатическим градиентом. Расчетные изменения температуры и теплового потока в те чение следующего миллиарда лет показаны на рис. 7. Задача решалась с краевым условием вто рого рода – постоянным тепловым потоком на 85 60 40 20 0 1 10 100 Время, млн лет 1000 Рис. 6. Изменение геотермического поля в условиях надвига при граничных условиях II рода на нижней границе. Вверху – изменение температуры после об разования надвига во времени τ; внизу – изменение теплового потока во времени с учетом (сплошная ли ния) и без учета (пунктирная линия) выделения тепла фазовых переходов нижней границе (на глубине 350 км), что в данной модели физически более правдоподобно, чем по стоянство температуры. Допущение об инвари антности теплового потока из мантии на этой глу бине в течение ~109 лет относительно, так как за это время должно происходить уменьшение пото ка изза истощения его источников. Моделирование показало, что с течением вре мени в верхней части литосферы (на глубинах до ~200 км) происходит кристаллизация и остыва ние вещества. Глубже температуры растут, но мед ленно изза низкого (адиабатического) градиен та. Так, через 50 млн лет температура на глубине 350 км повышается на 200°С, а через 100 млн лет – на 250°С. Со временем темп приращения темпе 86 ХУТОРСКОЙ, ПОЛЯК 0 400 Температура, °С 800 1200 1600 τ=0 10 40 50 110 200 500 80 Глубина, м 120 τ = 1000 160 200 240 τ = 1000 280 Тепловой поток, мВт/м2 320 τ=0 160 80 0 1 5 10 50 100 500 1000 Время, млн лет Рис. 7. Эволюция геотермического поля в условиях остывания и кристаллизации вещества при гранич ных условиях II рода на нижней границе. Вверху – из менение температуры литосферы; внизу – изменение теплового потока на поверхности в данной модели (1) и в эмпирической зависимости (2 [39]). Штрихпунк тирной линией показана геотерма солидуса базальта ратуры уменьшается. При этом на промежуточ ных глубинах продолжает существовать сокраща ющаяся по мощности зона с адиабатическим гра диентом температуры. В момент времени τ = 10 млн лет эта зона располагается в интервале глубин 80–240 км, для τ = 50 млн лет – 160–220 км, для τ = 80 млн лет – 180–210 км. Эти зоны адек ватны, повидимому, астенолинзам или астено пластинам в терминологии [32], расположенным внутри более вязкой литосферы. Через 50 млн лет после начала процесса геотермограмма пересечет кривую солидуса мантийного вещества на глуби не ~360 км. С этого времени происходит фракци онное плавление при более высокой температуре, соответствующей термодинамической обстанов ке на данной глубине, куда перемещается верхняя граница астеносферы. Затем граница фракцион ного плавления будет смещаться вверх. В резуль тате фазового перехода будет поглощаться тепло вая энергия и соответственно уменьшаться теп ловой поток. Однако заметим, что эквивалентная плотность теплового потока фазового перехода примерно на порядок ниже глубинного теплового потока [14]. Через 109 лет в распределении температуры на ступает квазистационарное состояние, при кото ром глубина фракционного плавления составляет 250–260 км. Этой же величиной оценивается мощность литосферы в Центральном Казахстане по магнитотеллурическим данным [1]. Изменение теплового потока на поверхности Земли, рассчитанное в данной модели, похоже на изменение теплового потока в континентальной коре в зависимости от возраста последней стадии тектономагматической активизации (рис. 7Б). Таким образом, модель остывания и кристал лизации астеносферы удовлетворяет наблюдае мому распределению геотермического поля в мо заичных складчатых зонах. и представляет физи ческое объяснение зависимости: “тепловой поток–возраст магматической активности”. От клонения же от этой зависимости связаны с рас смотренными выше возмущениями геотермиче ского поля тектоническими движениями или с влиянием других факторов, в том числе радиоген ной теплогенерации в горных породах. Как известно, радиогенное тепло выделяется при распаде 238U, 235U, 232Th и 40K. Этот эффект выше в породах кислого состава, так что в толеи товых базальтах и ультрабазитах он в 12–15 раз ниже, чем в гранитоидах. Если среднюю поверх ностную теплогенерацию 2 мкВт/м3 приписать верхним 30–40 км разреза континентов, то этот процесс обеспечил бы все кондуктивные тепло потери, наблюдаемые в материковом блоке. Но тепловой поток из мантии – второй компонент измеряемого у поверхности теплового потока – под континентами не может быть нулевым и тем более отрицательным. Нет и универсальной кор реляции между плотностью теплового потока и мощностью коры. Эти ограничения побудили разработать термические модели литосферы, в которых теплогенерация уменьшается с глубиной [61, 73, 82]. Оба компонента теплового потока разделяют на основании линейной связи между его величи ной в разбуренном интервале глубин и теплогене рацией [61]: qпов = qман + DAпов, где qпов и qман, соответственно, теплопоток, изме ренный у поверхности, и мантийный, поступаю щий к подошве слоя теплогенерации (практиче ски к подошве коры, т.е. с поверхности мантии), Aпов – поверхностная теплогенерация, D – коэф фициент линейной регрессии, численно равный глубине слоя активной теплогенерации. Теплогенерации, уменьшающейся с глубиной, могут соответствовать, как минимум, три модели распределения радиоактивных элементов: сту пенчатая, линейная и экспоненциальная. “Сту ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 Тепловой поток, мВт/м2 ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК 87 80 60 q 40 20 qмaн 0 З р. Таналык Vr 5.1 Кокчетав СЗ Караганда Vr 6.4 Vr 5.9 10 Глубина, км В р. Тобол Vr 6.3 20 Vr 6.9 Vr 6.9–7.0 30 Vr 7.3 40 50 Vr 8.4 Vr 8.4 Глубина, км Балхаш ЮВ 0 C2 R1Є O3 O3S1 D3fr C1vC2b 200 400 1 2 Vr 5.1 3 4 C2 5 Рис. 8. Геотермический профиль Южный Урал–Балхаш 1, 2 – тепловой поток: 1 – через поверхность Земли, 2 – через поверхность Мохо, 3 – сейсмические границы и гранич ные скорости (км/с) по данным ГСЗ; 4 – верхняя граница астеносферы, рассчитанная по геотермическим данным; 5 – время становления гранитнометаморфического слоя, по [25] пенчатая модель” применяется там, где хорошо изучен разрез земной коры, что позволяет при дать каждому слою специфическое значение теп логенерации. Остальные две модели применимы там, где разрез коры недостаточно хорошо изу чен, но зато имеются скважины, позволяющие оценить корреляционную связь поверхностных теплового потока и теплогенерации. Первый сценарий был применен для анализа структуры теплового потока на Южном Урале и в Центральном Казахстане, а второй – для Монго лии, где структура земной коры недостаточно ясна. По литературным данным для Южного Урала и Центрального Казахстана [51], были приняты следующие величины A (мкВт/м3): Гранитнометаморфический слой – 1.55 (верх няя часть – 2.31, нижняя часть – 1.26) Базальтовый слой – 0.46 (верхняя часть – 0.67, нижняя часть – 0.25) Верхняя мантия – 0.008. ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 Основываясь на найденных величинах Апов, D, термометрии скважин и структуре коры по дан ным [6], были выяснены латеральные вариации измеренного у поверхности (qпов), радиогенного (qрад, или корового) и мантийного (qман) теплового потока. Последний, часто называемый редуцирован ным, рассчитывался как разность: qман = qпов – DAпов. Эти вариации отражены на рис. 8. Показанные на нем профили построены по данным детального исследования ряда месторождений, на каждом из которых тепловой поток был измерен в несколь ких скважинах и определена его радиогенная (ко ровая) составляющая по образцам керна. В преде лах ЦентральноКазахстанской складчатой обла сти (от Тобола до Балхаша (см. рис. 8) она не зависит от возраста тектонических структур, с ко торым коррелируют как поверхностный тепловой поток, так и мантийный. Последний в Централь ном Казахстане увеличивается по мере омоложе ния земной коры от 15 мВт/м2 для позднерифей ского возраста до 32 мВт/м2 для среднекарбоно 88 ХУТОРСКОЙ, ПОЛЯК A 52° 50° 48° 46° 44° 48° 50° 52° 54° 56° 58° 0 –2000 –4000 60 30 90 Ш 48° 50° 52° 54° 56° 58° Долгота В 50 Глубина, км 0 52° 50° 75 48° 46° 44° ир 105 45 от а Глубина, м Б 0 10 ОСАДОЧНЫЕ БАССЕЙНЫ 150 200 100 250 0 30 200 –20 350 300 450 400 –40 тофильных элементов [5], с которыми в верхнюю часть коры выносятся U и Th [71]. Используя “экспоненциальную модель”, мы проанализировали геотермические данные по Монголии [51]. В “общемонгольской” выборке из 45 пар значений qпов и Aпов поверхностный теп ловой поток варьирует в диапазоне (16–75) мВт/м2, а поверхностная теплогенерация – (0.55– 3.16) мкВт/м3. Мантийный тепловой поток оце нивается величиной 23 мВт/м2. Но эта выборка неоднородна, т.к. на территории Монголии выде ляют СевероМонгольский мегаблок мозаичного строения и сходный с Уральским ЮжноМон гольский герцинский линейный складчатый пояс [19]. В последнем из выборки в 9 пар значений qпов и Aпов поверхностный тепловой поток варьи рует в диапазоне (16–40) мВт/м2, а поверхностная теплогенерация – (0.55–0.84) мкВт/м3. Мантий ный тепловой поток оценивается как 14 мВт/м2. Низкое значение qпов, и qман в ЮжноМонголь ском поясе, как и в Уральском, является след ствием преимущественно аллохтонного механиз ма его формирования [51]. В итоге, доля радиогенного тепла относитель но средних значений наблюдаемого теплового потока как в СевероМонгольском мозаичном мегаблоке, так и в ЮжноМонгольском линей ном складчатом поясе оценивается в 40–50%. 500 48° 50° 52° 54° Долгота 56° 58° 0 40 0 50 52° 50° 48° та 46° иро Ш 44° Рис. 9. Трехмерные модели распределения глубинных температур в Прикаспийской впадине. А – располо жение скважин и сейсмических профилей, использо ванных при геотермическом моделировании; Б – рас пределение температур в интервале бурения скважин (0–5 км), В – то же, в земной коре (0–50 км) вого, а поверхностный в тех же структурах – от 35 до 70 мВт/м2. Таким образом, коровая (радиоген ная) компонента теплового потока составляет для большинства объектов от 40 до 50% его наблю денной величины. Лишь для района Токрауской впадины (участок Акчатау) радиогенный тепло вой поток (45 мВт/м2) составляет 60% от фоновой величины (74 мВт/м2), что объясняется большой концентрацией в гранитном плутоне Акчатау ли В отличие от разновозрастных складчатых по ясов, которые слагают кратонизированную часть разреза земной коры, осадочные бассейны обра зуют ее чехол. При общем сходстве этих зон акку муляции сравнительно рыхлых отложений, оса дочные бассейны более или менее различаются: а) по морфологии и размерам – от относительно узких орогенных и тафрогенных прогибов до об ширных платформенных впадин, созданных эпейрогеническими движениями, б) по возрасту базальных горизонтов, т.е. длительности форми рования, и, что важнее всего, в) по геодинамиче ским особенностям их возникновения и разви тия, отразившихся в их подразделении на “бассей ны нагрузки” и “бассейны растяжения” на основании особенностей в них изотопного состава гелия [80 и др.] Эти особенности сопровождаются и контрастной геотермической спецификой. В последние 20–30 лет геологогеофизическое изучение осадочных бассейнов находится в центре внимания геологов [28]. Это вызвано как важно стью этих исследований для решения общих про блем формирования и эволюции земной коры, так и их практической значимостью для прогнозирова ния и поиска месторождений полезных ископае мых, особенно углеводородов. Большим прогрес сом за эти годы ознаменовалось, в частности, изу ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК 89 Луниновская Адмиралтейская Крестовая Ледовая Глубина, км Лудловская Куренцовская Бугринская Ферсмановская –4 –5 Ижимка Песчаноозерская Гуляевская Штокмановская Арктическая Кильдинская –6 Сев. Мурманская Мурманская –7 82° 65° 80° 60° 55° 78° 50° 76° Ш ир ота 74° 40° 35° 72° 45° а т лго о Д 30° 70° 25° 68° 20° Рис. 10. Положение изотермической поверхности 140°С и локализация (залитые точки – скважины) месторождений углеводородов в восточной части Баренцева моря, приуроченная к “термическому куполу” чение термического режима осадочных бассейнов [8–10, 12, 20, 29, 52, 55, 57, 63]. Использование трехмерного геотермического моделирования (метода термической томографии [55]) продемонстрировало возможность выявле ния аномалий температуры и теплового потока, которые не видны при анализе одно или двух мерного распределения этих параметров. Осо бенно заметна бóльшая информативность 3D геотермических моделей в изометричных бассей нах. Термическая томография позволяет устано вить положение температурных границ, контроли рующих процессы генерации или трансформации вещества – катагенеза органического вещества, фа ций регионального метаморфизма, глубину изотер мы Кюри, представляя собой таким образом ин струмент корректной визуализации фактических геотермических данных и более достоверной их ин терпретации. Методика термотомографического моделиро вания изложена в [53, 55, 57]. В этих работах пока зана связь температурных аномалий с нефтегазо носностью недр во многих районах суши и шель фа и предложено понятие “термический купол”, т.к. локализация месторождений углеводородов приурочена к зонам подъема изотерм. Физиче ский смысл природы “термических куполов” за ключается в том, что они отражают совместное влияние разной теплопроводности слоев осадоч ного чехла и отклонения их залегания от плоско параллельного. Поэтому латеральное распределе ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 ние температур в таких случаях фактически отра жает локализацию структурловушек. Рассмотрим три примера термотомографиче ского моделирования: два в осадочных “бассей нах нагрузки” (Прикаспийский бассейн, совпа дающий с Прикаспийской впадиной, и Западно Арктический шельфовый бассейн) и один в “бас сейне растяжения” (Паннонская впадина). Гео логические особенности строения и эволюции этих бассейнов подробно описаны в монографи ях [29, 30, 76]. В Прикаспийской впадине картина геотермиче ского поля была построена по результатам термо метрии скважин с восстановившимся после про цесса бурения распределением глубинных темпе ратур, измерений теплопроводности пород, вскрытых бурением, и сейсмопрофилирования МОВОГТ, выяснившего структуру коры. Распределение температур в разрезе Прика спийской впадины установлено трехмерной ин терполяцией фактических данных по неравно мерной сетке, “привязанной” к координатам скважин и простиранию сейсмических профилей (рис. 9), вдоль каждого из которых выполнялись двухмерные расчеты глубинных температур. На рис. 9Б видно повышение глубинных тем ператур в интервале 0–5 км с северовостока на югозапад. В восточной части впадины темпера туры на глубине 2 и 3 км составляют, соответ ственно, 40–45 и 60–65°С, а в районе Южной Эм бы и Мангышлака на тех же глубинах – 55–60 и 90 ХУТОРСКОЙ, ПОЛЯК Таблица 2. Плотность теплового потока в глубоких скважинах юговосточной части Баренцева моря, по [20]. Скважина (участок, номер) Координаты с.ш. в.д. Штокмановская, 1 73.0 44.0 Арктическая, 1 71.7 43.6 Адмиралтейская, 1 Крестовая, 1 Сев.Кильдинская, 82 Лудловская, 1 Мурманская, 26 Куренцовская, 1 Приразломная, 1 75.65 74.5 71.58 74.86 69.9 70.45 69.316 53.15 50.46 37.1 46.78 41.7 47.2 54.751 Интервал Геотермический Теплопровод измерений, м градиент, мК/м ность, Вт/(м ⋅ К) 2000–2150 2722–3070 2500–2570 2640–2670 2845–2925 1050–2610 1600–3000 2973–3098 1305–1710 2030–2530 210–380 2429–2802 70–75°С. Это указывает на снижение теплового потока на востоке впадины, причиной чего было экранирование глубинного теплового потока на Южном Урале и в Мугоджарах в геологическом прошлом, что обсуждалось выше. Такая же модель была построена и для интер вала глубин 0–50 км, охватывающего всю кору впадины (рис. 9В). Для этого были использованы данные о скоростях сейсмических волн по про филям [7, 28, 31, 48], вдоль которых с помощью численного моделирования были рассчитаны глубинные температуры [52]. Сравнение расчетных и эмпирических (сква жинных) данных показало их отличную сходи мость – невязка составила всего ±50 м при глуби нах до 5 км и ±150 м при глубинах до 40 км, т.е. от носительная погрешность аппроксимации данных не превышает 1%. Как и в разбуренном, в интервале 0–50 км тем пературы плавно увеличиваются к югозападу (см. рис. 9В). На востоке впадины температура на границе Мохо составляет 400°С, совпадая с рас считанной под складчатыми сооружениями Юж ного Урала и Мугоджар [51], но в центральной и особенно южноэмбинской ее частях она не сколько выше, достигая 450–500°С. Поднимаясь от меридиана Мугоджар в западном направлении, изотермы образуют несколько куполов, вершины которых приурочены к районам Южной Эмбы, сора Мертвый Култук и Северного Мангышлака, а также Астраханского и Бузулукского сводовых поднятий [57]. Таким образом, в Прикаспии про является пространственная ассоциация темпера турных куполов и зон промышленной нефтегазо носности, отмечаемая и в других районах. В ЗападноАрктическом регионе геотемпера турное поле неоднородно. Наибольшие значения геотермических градиентов наблюдаются на во стоке и юговостоке Баренцева моря, а также в 30.0 24.4 31.4 31.4 31.3 38.4 29.1 35.2 39.7 30.8 36.4 24.7 Плотность теплового потока, мВт/м2 2.43 2.84 2.43 2.42 2.45 2.4 2.4 2.39 1.8 2.2 1.6 2.45 71 77 92 70 84 71 68 58 60 ЮжноКарской впадине. Здесь фоновые темпе ратуры на глубине 3 км составляют 90–100°С, а на глубине 5 км – 125–140°С. На этом фоне местами проявляются положительные температурные аномалии, амплитуда которых тоже растет с глу биной –от 20°С до 40°С соответственно. В трех мерном распределении глубинных температур подъем изотермических поверхностей в югово сточной и восточной частях Баренцева моря, в том числе и тех, которые контролируют интервал катагенеза органического вещества, образует ку пол, к которому приурочены нефтегазовые ме сторождения (рис. 10, таблица 2). Точность расчетов термотомографических 3Dмоделей оценивалась по двум критериям: по совпадению модельного и измеренного в скважи нах теплового потока и/или по совпадению тем ператур на пересечении профилей. Оценка абсо лютной погрешности положения изотерм в ство ре пересечения профилей методом наименьших квадратов, показала, что она составляет ±150 м, что при глубине их залегания 30 км дает относи тельную погрешность 0.5%. Паннонская впадина на территории Венгрии представляет собой наиболее изученный разно сторонними геологическими, геофизическими и геохимическими исследованиями [29, 84 и др.] бассейн, возникший благодаря растяжению лито сферы. Оно началось здесь 19 млн лет назад, при ведя к подъему астеносферы, утонению коры до 25–30 км и компенсирующей аккумуляции мио плиоценовых вулканогенноосадочных толщ об щей мощностью, по данным МОВОГТ, до 7 км. Продуцировавший их вулканизм – наглядный результат разгрузки в бассейне глубинного тепло массопотока, что подтверждается геотермически ми данными. Такие данные, полученные до на ших исследований, были обобщены Л.Ленкеи в его обстоятельной монографии [76]. ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК 60 NP 17 Широта 60 80 80 60 A LP 100 75 SZ PR IV 100 1 80 PGT LA 0 10 0 8 60 48° 60 II I 3T 80 60 40 –I V 40 K–II 60 60 50° 91 0 10 II NP 46° 16° 18° 1 20° Долгота 2 22° 3 24° 4 Рис. 11. Карта изолиний теплового потока в Центральной Европе и расположение профилей, использованных при геотермическом моделировании Зоны теплового потока 1–3: 1 – повышенного, 2 – фонового, 3 – пониженного; 4 – государственные границы По этим данным, температуры в Паннонской впадине достигают 200°С на глубине 5 км, а среднее значение теплового потока составляет 101 ± 6 мВт/м2 при локальных максимумах до 130–140 мВт/м2 (рис. 11). Зона аномально повышенного теплово го потока имеет северовосточное простирание и протягивается в Закарпатскую впадину Украины. При таких высоких параметрах геотермического поля изотерма солидуса базальта может быть встречена здесь на глубине 40–50 км. Таким обра зом, Паннонская впадина – это термически акти визированная в миоплиоцене структура с ано мально тонкой корой и литосферой. Пониженная вязкость разогретой литосферы обусловливает релаксацию в ней упругих напряжений. Повиди мому, этим можно объяснить относительно пони женную сейсмичность района: в Паннонской впадине зафиксированы только единичные собы тия с М = 4.0 [76]. ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 Для расчета глубинных температур в литосфе ре Паннонского бассейна и смежных территорий нами было проведено 2Dмоделирование глубин ных температур и теплового потока по сети сей смических профилей (см. рис. 11), выполненных в период с 1980 по 2004 гг. группами исследовате лей из Украины, Австрии, Чехии, Польши и Вен грии [76]. Трехмерная модель, построенная методом объем ной интерполяции по этим 2Dпрофилям (рис. 12) выявила конфигурацию зоны утонения литосфе ры под Паннонским бассейном. На рис. 12 видно, что прогнозируемый под ним выступ субсолидус ных температур продолжается в северовосточ ном направлении под соседнюю Закарпатскую впадину, где фиксируется существование локаль ной астенолинзы. Судя по форме изотерм, про никновение разогретого вещества под Закарпат скую впадину происходило не снизу, а латерально – 92 ХУТОРСКОЙ, ПОЛЯК Чехия Глубина, км 0 –20 –40 –60 –80 12° Слов Австрия 10 0 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 14° П ол ь ша акия Венгрия 400 500 600 700 8 90 00 0 1110000 0 16° Долго18° 20° та 22° аин Укр 10 00 10 а 0 00 11 0 52° 51° 50° а 49° рот 48° Ши 47° Рис. 12. 3Dгеотермическая модель ЦентральноЕв ропейского региона со стороны Паннонского бассейна, уже после об разования под ним астеносферного выступа, т.е. в конце миоцена. Термальная активизация обе их структур, выделяющая их на относительно спокойном геотермическом фоне Централь ной Европы, проявляется не только в высоком кондуктивном тепловом потоке, но и выходах термальных источников, а также проявлениях позднекайнозойского вулканизма. Это “rорячее пятно Европы”, как некогда на звал Паннонский бассейн Ф. Хорват [49], выде ляется не только физическими проявлениями геотермальной активности. Как и в зонах рифто генеза, эти проявления сопровождаются появле нием в подземных флюидах мантийного гелия. Максимальное в Паннонском бассейне значение отношения 3Не/4Не, измеренное в термальных водах из плиоценовых кислых туфов, достигает 550 × 10–8 [66], что всего вдвое ниже изотопной метки резервуара MORB. Почти такие же значе ния (200–320) × 10–8 были найдены нами в источ никах ВыгорлатГутинской вулканической гряды с температурами до 55°С [41]. Присутствие ман тийного гелия в подземных флюидах этих и им подобных депрессий оправдывает их определение как “бассейнов растяжения” (extension basins), в отличие от краевых прогибов складчатых поясов и синеклиз древних платформ [80]. Так, в газах большей части ВосточноЕвропейской платфор мы, в том числе ее экзогональных ТиманоПечор ской и хуже изученной в этом отношении Прика спийской впадин, как и в краевых, Предкарпат ском и Предкавказских прогибах, изотопно гелиевое отношение отвечает каноническому ра диогенному для земной коры ~(2 ± 1) × 10–8 [24, 43 и др.]. Такой гелий образуется в породах, запол няющих эти депрессии, относимые к “бассейнам нагрузки” (loading basins [80]). Возраст рассмотренных бассейнов сильно раз личается: в Прикаспийском и БаренцевоКар ском регионах основные этапы прогибания при ходились на средний–поздний палеозой и ран ний мезозой, а в Паннонском четверть всей мощности земной коры приходится на кислые вулканогенные толщи миоцена [29]. Если рекон струировать тепловой режим рассмотренных “бассейнов нагрузки”, исходя из зависимости “heat flow–age dependence”, то во время их зало жения – ~ 300 млн лет назад в Арктике и ~ 270 млн лет назад в Прикаспии – она могла превышать совре менную не более, чем на 20 мВт/м2, и была бы все равно примерно вдвое ниже наблюдаемой сего дня в Паннонском “бассейне растяжения”, кото рая к тому же значительно снижена потреблением глубинного теплового потока быстро накапли вавшимися осадками [77]. Следовательно, основ ной причиной резкого контраста теплового пото ка в разнотипных бассейнах является не разное время их заложения, а возраст и интенсивность тектонотермальной активности, которая в пре делах Паннонского бассейна выразилась в подъ еме кровли астеносферы и аномальном прогреве вышележащей толщи. Этим история литосферы Паннонского бассейна очень схожа с предполага емой в Тирренском море, что давно отметили М. Боккалетти с соавторами [63]. Повидимому, можно констатировать определенное сходство геодинамических обстановок в “зонах рассеянно го спрединга” и в недрах “осадочных бассейнов растяжения” (обусловленных подъемом мантий ного материала), хотя направленность эволюции тех и других требует дальнейших специальных ис следований. Формирование же “бассейнов на грузки” объясняют другими причинами [2, 3]. Таким образом, главный вывод, вытекающий из геотермических исследований осадочных бас сейнов – это заметное различие плотности тепло вого потока в бассейнах нагрузки и растяжения. В первых тепловой поток в чехле зависит от возрас та фундамента, но подвергается влиянию поверх ностных искажающих факторов, из которых глав ными являются структурнотеплофизические не однородности, формирующиеся в условиях контрастной теплопроводности и гидродинами ческий фактор. Это обусловливает появление ло кальных аномалий температуры в осадочном чех ле, которые, как оказалось, пространственно сов падают с локализацией нефтегазоносных районов и месторождений. В бассейнах растяже ния тепловой поток аномально высокий, и это связано с уменьшением мощности литосферы в них, по сравнению с бассейнами нагрузки. Бас сейны растяжения – это, повидимому, структу ры, соответствующие начальной стадии развития зон ареального спрединга. ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК ЗАКЛЮЧЕНИЕ Представленные в этой работе материалы сви детельствуют о специфике геотермического поля в разных структурных элементах земной коры. Они выражаются и в величинах параметров поля, прежде всего, плотности теплового потока, и в особенностях их пространственного распределе ния, и в характере их эволюции во времени. В этих чертах отразились различия геодинамиче ских обстановок возникновения и развития тех или иных структур. Структуры, исследованные нами, относятся к трем крупным тектоническим “таксонам” (зоны рифтогенеза, складчатые поя са, осадочные бассейны) и в то же время пред ставляют их разнотипные элементы – зоны океа нического спрединга и континентальные рифты, линейные и мозаичные пояса, бассейны растяже ния и нагрузки. Как выяснилось, в той или иной мере геотермически контрастны и рассмотрен ные таксоны в целом, и их элементы. Зоны рифтогенеза отличаются наибольшей геотермальной активностью во всех ее формах – в виде вулканической деятельности, разгрузки гид ротерм и максимальной плотности кондуктивно го теплового потока. Средние (фоновые) значе ния последней в осевых частях СОХ превосходят среднепланетарные в 5–6, а одиночные – при мерно в 30 раз, и резко снижаются на флангах хребтов. Несколько ниже, но того же порядка эти значения в “центрах” рифтогенеза на континен тах. Но, в отличие от СОХ, плотность кондуктив ного теплопотока снижается не только вкрест простирания этих структур, но и, как показало изучение Байкальской рифтовой зоны, вдоль не го в обе стороны от “центра рифтогенеза”. Такая упорядоченная изменчивость теплового потока коррелирует с понижением отношения 3Не/4Не от максимального значения в “центрах” рифтоге неза (близкого местами к мантийному) до при ближающегося к коровому радиогенному. В СОХ этого не происходит изза их одинаковой “степе ни раскрытия”, а не разной, как в БРЗ и других континентальных рифтах. В палеозойских складчатых поясах современные величины фонового кондуктивного теплопотока гораздо ниже. В мозаичных поясах они варьируют согласно известной зависимости среднего наблю даемого теплового потока от возраста тектономаг матической активности, составляя, например, в Центральном Казахстане от 38 до 70 мВт/м2 (при этом в них доля радиогенного тепла составляет 40–50%). Эта активность обусловлена появлением в недрах время от времени дополнительных источ ников тепла, каковыми априорно считаются ман тийные диапиры. Возрастная зависимость теплового потока, об наруженная в фанерозойских складчатых зонах, на глядно показывает нестационарность геотермиче ского поля континентов на этом отрезке геологиче ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 93 ской истории. Эта нестационарность усугубляется действием факторов, искажающих глубинный теп ловой поток, из которых сильнейшими являются тектонические движения. Именно поэтому в ли нейных складчатых поясах – на Урале, в Аппала чах и пр., они существенно меньше, опускаясь до 25–28 мВт/м2 изза долговременных возмущений естественного геотермического поля горизон тальными тектоническими движениями, сфор мировавшими в таких поясах мощные шарьяжно надвиговые структуры. В линейном поясе Южного Урала мантийная ком понента теплового потока самая низкая – 8 мВт/м2 (25% фонового теплового потока). Таким обра зом, аномально низкий тепловой поток в линей ном складчатом поясе Урала обусловлен пониже нием и коровой, и мантийной компонент тепло вого потока. В осадочных бассейнах могут возникать специ фические нестационарные термоаномалии изза быстрого накопления “холодных” осадков, на на гревание которых до фоновых температур расходу ется часть глубинного теплового потока. В бассей нах нагрузки средний кондуктивный теплопоток более или менее соответствует возрасту фундамен та, но структурнотеплофизические неоднородно сти осадочного чехла и циркуляция вод могут при водить к деформациям глубинного потока и созда вать термические купола, перспективные, как в Прикаспийской впадине или Западной Арктике, для поисков углеводородов. В бассейнах же растя жения современный тепловой поток зависит от возраста и степени тектонотермальной активиза ции литосферы под этими депрессиями. Активиза ция таких бассейнов отражается и в повышенной примеси мантийного гелия во флюидах, циркули рующих в осадочном чехле, которой не наблюдает ся в бассейнах нагрузки. В геотермических данных обнаруживается сходство глубинных обстановок в недрах бассейнов растяжения и в зонах рассеян ного спрединга. Проведенный анализ теплового потока в раз ных тектонических структурах позволил выявить особенности геотермического поля в некоторых контрастных геодинамических обстановках. Вме сте с тем, отчетливее стали видны нерешенные проблемы, оставшиеся за рамками данного ис следования. К этим проблемам относятся: 1) распространение сравнительного анализа на весь спектр структурных элементов земной ко ры, в первую очередь, континентальной, термо томографическое моделирование этих элементов и уточнение соотношения в них корового и ман тийного тепловых потоков; 2) объективное картирование латеральных ва риаций теплового потока и выяснение их связи с тектоническим районированием континенталь ной коры (“проблема осреднения”); 94 ХУТОРСКОЙ, ПОЛЯК 3) оценка роли эрозии не только как фактора, меняющего температуру на верхней границе ли тосферы, но и явления, при котором из геологи ческого разреза удаляется наиболее теплогенери рующая субстанция с максимальной концентра цией радиоактивных элементов; 4) исследование и объяснение асимметрии распределения теплового потока относительно осей океанического спрединга и континенталь ных рифтовых зон; 5) уточнение мощности термической литосфе ры в разнотипных тектонических структурах, где эта мощность определена независимыми метода ми (сейсмология, магнитотеллурическое зонди рование). Решение этих проблем представляется необхо димым условием реалистических (физически правдоподобных) геотектонических построений, удовлетворяющих имеющейся геологической ин формации, и, в конечном счете, создания общей модели формирования и эволюции земной коры. Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант № 110500047), Программы № 8 Фундаменталь ных исследований ОНЗ РАН “Взаимодействие геосфер: геофизические поля и массоперенос”, а также ФЦП “Научные и научнопедагогические кадры инновационной России” (проект № 8672). Благодарности. Авторы хотели бы выразить искреннюю признательность за помощь при по левых работах, за ценные советы и конструктив ную критику М.П. Антипову, В.Р. Ахмедзянову, Ю.А. Воложу, А.В. Ермакову, А.М. Городницкому, А.Я. Гольмштоку, И.Л. Каменскому, В.Г. Леваш кевичу, Ю.Г. Леонову, Л.В. Подгорных, Э.М. Пра солову, В.Н. Пучкову, И.Н. Толстихину, Л.А. Цыбу ле. Важные геологогеофизические материалы по Паннонскому бассейну были нам любезно предо ставлены Л. Ленкеи (Университет им. Л. Этвеша, Будапешт, Венгрия). С благодарностью и грустью мы вспоминаем помощь, которую оказали нам ушедшие из жизни В.И. Кононов, В.Е. Сальни ков и И.Б. Дальян. СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 1. Альмуханбетов Д., Алипбеков Е., Галкин А.С., Тулегенов С. Исследование земной коры и верхней мантии в Казахстане магнитотеллурическими ме тодами. АлмаАта: Наука, 1977. 152 с. 2. Артюшков Е.В. Геодинамика. М.: Недра, 1979. 268 с. 3. Артюшков Е.В. Физическая тектоника. М.: Наука, 1993. 364 с. 4. Богданов Н.А. Тектоника Арктического океана // Геотектоника. 2004. № 3. С. 13–30. 5. Боголепов В.Г., Гуляева Н.А., Сафин Д.А. и др. К ме тодике поисков рудных тел на редкометальном ме сторождении Акчатау (Центральный Казахстан) // Минералогия и геохимия вольфрамовых место рождений. Л.: Наука. 1975. С. 55–65. 6. Борисов А.А. Глубинная структура территории СССР по геофизическим данным. М.: Недра, 1967. 303 с. 7. Булин Н.К., Егоркин А.В. Региональный прогноз нефтегазоносности недр по глубинным сейсмиче ским критериям. М.: ГЕОН, 2000. 194 с. 8. Галушкин Ю.И. Моделирование осадочных бассей нов и оценка их нефтегазоносности. М.: Научный мир, 2007. 455 с. 9. Галушкин Ю.И., Смирнов Я.Б. Термическая история осадочных бассейнов; экспрессметоды оценки теплового потока // Геология и геофизика. 1987. № 11. С. 105–112. 10. Галушкин Ю.И., Смирнов Я.Б., Бертольд А., Ольсзак Г. Характеристика термической истории Восточно Эльбской части СевероЗападноевропейского бас сейна и ДнепровоДонецкой впадины: механизм развития и оценка положения зон нефтегазонос ности // Тектоника плит и палеозойские ископае мые. М.: Недра, 1985. С. 132–147. 11. Голубев В.А. Кондуктивный и конвективный вынос тепла в Байкальской рифтовой зоне. Новоси бирск: Академическое издво “ГЕО”, 2007. 220 с. 12. Гольмшток А.Я. Эффект влияния осадконакопле ния на глубинный тепловой поток // Океанология. 1979. Т. 19. № 6. С. 1133–1138. 13. Грачев А.Ф., Друбецкой Е.Р., Мартынова М.А., Прасолов Э.М., Деденков Ю.Н., Суханов А.А. Пер вые данные об изотопном составе гелия в породах Байкальского рифта и воде оз. Байкал // Матер. IX Всесоюзн. симпоз. по стабильным изотопам в геохимии. 16–19 ноября 1982 г., Москва. М.: ГЕОХИ АН СССР, 1982. С. 114–116. 14. Грин Т., Рингвуд А.Э. Происхождение магматиче ских пород известковощелочного ряда // Петро логия верхней мантии. М.: Мир, 1969. С. 118–131. 15. Дегтярев К.Е. Тектоническая эволюция раннепа леозойских островодужных систем и формирова ние континентальной коры каледонид Казахстана. М.: ГЕОС, 2012. 288 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 602). 16. Друбецкой Е.Р., Грачев А.Ф. Базальты и ультраос новные ксенолиты Байкальской рифтовой зоны: изотопия гелия и аргона // Глубинные ксенолиты и строение литосферы. М.: Наука, 1987. С. 54–63. 17. Дучков А.Д., Соколова Л.С., Соловьева З.А., Хайковский З.С. Тепловой поток западной части АлтаеСаянской области // Геология и геофизика. 1978. № 4. С. 96–100. 18. Евдокимов А.Н. Вулканы Шпицбергена / Минво природных ресурсов РФ, СПб, ВНИИОкеангео логия, 2000. 123 с. 19. Зоненшайн Л.П. Учение о геосинклиналях и его приложение к ЦентральноАзиатскому поясу. М.: Недра, 1972. 240 с. 20. Левашкевич В.Г. Закономерности распределения геотермического поля окраин ВосточноЕвропей ской платформы (Баренцевоморский и Белорус скоПрибалтийский регионы) // Автореф. дис. … докт. геол.мин. наук. М.: МГУ, 2005. 42 с. 21. Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: совре менные представления, проблемы, решения // Геотектоника. 2001. № 2. С. 3–16. 22. Леонов Ю.Г., Хуторской М.Д. Желоб Орла (Стурё) – элемент новейшей геодинамики внешней зоны Баренцевоморского шельфа // Строение и исто ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК 23. 24. 25. 26. 27. 28. 29. 30. 31. 32. 33. 34. 35. 36. 37. 38. 39. 40. 41. 42. 43. рия развития литосферы. М.СПб.: PaulsenEdi tions, 2010. С. 158–175. Лысак С.В. Тепловой поток континентальных риф товых зон. Новосибирск: Наука, Сиб. отд., 1988. 198 с. Мамырин Б.А., Толстихин И.Н. Изотопы гелия в природе. М.: Энергоиздат, 1980. 222 с. Моссаковский А.А. Орогенные структуры и вулка низм палеозоид Евразии и их место в процессе фор мирования континентальной земной коры. М.: Нау ка, 1975. 314 с. Моссаковский А.А., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хе раскова Т.Н. ЦентральноАзиатский складчатый по яс: геодинамическая эволюция и история формиро вания // Геотектоника. 1993. № 6. С. 3–32. Мусатов Е.Е. Неотектоническая структура // Гео логия и полезные ископаемые России. Т. 5. Кн. 1. Арктические моря. СПб: ВСЕГЕИ, 2004. С. 26–31. Неволин Н.В., Ковылин В.М., Масляев Г.А. и др. Гео логогеофизическое моделирование нефтегазо носных территорий. М.: Недра, 1993. 206 с. Николаев В.Г. Паннонский бассейн (строение оса дочного чехла и развитие). М.: Наука, 1986. 103 с. Осадочные бассейны: методика изучения, строе ния и эволюции / Ред. Ю.Г. Леонов, Ю.А. Волож. М.: Научный мир, 2004. 525 с. Осадочный чехол дна Мирового океана и суши (по данным сейсморазведки). М.: Наука, 1984. 175 с. Пейве А.В., Савельев А.А. Структуры и движения в литосфере // Геотектоника. 1982. № 6. C. 5–24. Пейве А.В., Штрейс Н.А., Моссаковский А.А. и др. Палеозоиды Евразии и некоторые вопросы эволю ции геосинклинального процесса // Сов. геология. 1972. № 12. С. 7–25. Пейве А.В., Яншин А.Л., Зоненшайн Л.П. и др. Ста новление континентальной земной коры Север ной Евразии (в связи с составлением новой Тектони ческой карты) // Геотектоника. 1976. № 5. С. 6–23. Перфильев А.С. Формирование земной коры Ураль ской эвгеосинклинали. М.: Наука, 1979. 188 с. Подводные геологические исследования с обитае мых аппаратов. М.: Наука, 1985. 230 с. Поляк Б.Г. Тепломассопоток из мантии в главных структурах земной коры. М.: Наука, 1988. 192 с. Поляк Б.Г. Спрединг и рифтогенез – изотопноге лиевая специфика // Геотектоника. № 6. 2004. С. 19–32. Поляк Б.Г., Смирнов Я.Б. Связь глубинного тепло вого потока с тектоническим строением конти нентов // Геотектоника. 1968. № 4. С. 3–19. Поляк Б.Г., Кононов В.И., Хуторской М.Д. Тепловой поток и строение литосферы Исландии в свете но вых данных // Геотектоника. № 1. 1984. С. 111–119. Поляк Б.Г., Гордиенко В.В., Чешко А.Л. и др. Изото пы гелия в подземных флюидах Восточных Карпат // Доклады РАН. 1999. Т. 367. № 2. С. 244–249. Поляк Б.Г., Лаврушин В.Ю., Чешко А.Л., Прасолов Э.М., Каменский И.Л. Новейшая тектономагматическая активизация КолючинскоМечигменской зоны Чукотского полуострова (по данным о составе га зов гидротерм) // Геотектоника. 2010. № 6. С. 102– 114. Поляк Б.Г., Толстихин И.Н., Якуцени В.П. Изотоп ный состав гелия и тепловой поток – геохимиче ский и геофизический аспекты тектогенеза // Гео тектоника. 1979. № 5. С. 3–23. ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014 95 44. Попова А.К., Смирнов Я.Б., Хуторской М.Д. Геотер мическое поле трансформных разломов // Глубин ные разломы океанского дна. М.: Наука, 1984. С. 78–87. 45. Пущаровский Ю.М. Предисловие // Континен тальный и океанский рифтогенез. М.: Наука, 1985. С. 3–4. 46. Романов В.А. Тектоника Магнитогорского мега синклинория. Уфа: ИГ БФ АН СССР, 1985. 112 с. 47. Сальников В.Е. Геотермический режим Южного Урала. М.: Наука, 1984. 79 с. 48. Сейсмические модели литосферы основных геост руктур территории СССР. М.: Наука, 1980. 183 с. 49. Хорват Ф., Бодри Л., Оттлик П. Геотермия Вен грии и тектонофизика “красного пятна” Паннон ской впадины // Тепловое поле Европы / Ред. В. Чермак, Л. Рибах // М.: Мир, 1982. С. 176–190. 50. Хуторской М.Д. Тепловой поток, модель строения и эволюции литосферы Южного Урала и Цен трального Казахстана // Геотектоника. 1985. № 3. С. 77–88. 51. Хуторской М.Д. Геотермия ЦентральноАзиатского складчатого пояса. М.: Издво РУДН, 1996. 289 с. 52. Хуторской М.Д., Антипов М.П., Волож Ю.А., Поляк Б.Г. Температурное поле и трехмерная гео термическая модель Прикаспийской впадины // Геотектоника. 2004. № 1. С. 63–72. 53. Хуторской М.Д., Вискунова К.Г., Подгорных Л.В., Супруненко О.И., Ахмедзянов В.Р. Геотемпературная модель земной коры Баренцева моря: исследова ния вдоль геотраверсов // Геотектоника. 2008. № 2. С. 36–54. 54. Хуторской М.Д., Городницкий А.М., Гольмшток А.Я., и др. Тепловой поток, базальтовый вулканизм и строение литосферы Тирренского моря // Геотек тоника. 1986. № 5. С. 116–123. 55. Хуторской М.Д., Подгорных Л.В., Грамберг И.С., Леонов Ю.Г. Термотомография ЗападноАрктиче ского бассейна // Геотектоника. 2003. № 3. С. 79–96. 56. Хуторской М.Д., Леонов Ю.Г., Ермаков А.В., Ахмедзянов В.Р. Аномальный тепловой поток и природа желобов в северной части Свальбардской плиты // Докл. РАН. 2009. Т. 424. № 2. С. 227–233. 57. Хуторской М.Д., Тевелева Е.А., Цыбуля Л.А., Урбан Г.И. Тепловой поток в солянокупольных бассейнах Евразии – сравнительный анализ // Геотектоника. 2010. № 4. С. 3–19. 58. Шенгер А.М., Натальин Б.А. Рифты мира. М: ГЕО КАРТ, 2009. 186 с. 59. Щапов В.А., Юрков А.К., Демежко Д.Ю., Николаев В.В. Геотермические исследования Уральской сверх глубокой скважины // Тепловое поле Земли и ме тоды его изучения. М.: Издво РУДН, 1997. С. 195– 198. 60. Barberi F., Bizonard H., Ferrara G., Gasparini P. et al. Age and nature of basalts from the Tyrrhenian abyssal plain // Initial Rep. DSDP. Leg 42a. Site 373a. 1978. P. 509–513. 61. Birch F., Roy R.F., Decker E.R. Heat flow and thermal history in New England and New York, chapt. 33 // Studies in Appalachian Geology. N.Y.: American Monography, 1968. P. 437–451. 62. Blackman D.K., Karson J.A., Kelley D.S., Cann J.R., FrühGreen G.L., Gee J.S., Hurst S.D., John B.E., Morgan J., Nooner S.L., Ross D.K., Schroeder T.J., Williams E.A. Geology of the Atlantis Massif (MAR 96 63. 64. 65. 66. 67. 68. 69. 70. 71. 72. 73. ХУТОРСКОЙ, ПОЛЯК 30° N): implications for the evolution of an ultramafic oceanic core complex // Mar. Geophys. Res. 2004. Vol. 23. P. 443–469. Boccaletti M., Horvath F., Loddo M. et al. The Tyrrehe nian and Pannonian basin: a comparison of two Medi terranean interarc basins // Tectonophysics. 1976. Vol. 35. P. 45–69. Boccaletti M., Nicolich R., Tortorici L. The Calabrian arc and the Ionian Sea in the dynamic evolution of the central Mediterranean // Marine Geol. 1984. Vol. 55. P. 219–245. Bonatti E., Hartman K., Innocenti F., Kay R. Basalt drilled at the Vema fracture zone // Initial Rep. DSDP. Leg 39. 1977. P. 507–511. Cornides I., Takaoka N., Nagao K., Matsuo S. Contri bution of mantle derived gases to subsurface gases in a tectonically quiescent area, the Carpathian Basin, Hungary, revealed from noble gases measurements // Geochem. J. 1986. Vol. 20. P. 119–125. Della Vedova B., Pollis G., Foucher I.P., Rehault J.P. Geothermal structure of the Tyrrhenian Sea // Marine Geol. 1984. Vol. 55. P. 271–289. Folinsbee R.A. Heat flow over the equatorial MidAt lantic Ridge. Degree Master of Sci. diss. Massachus.: Inst. Technology, 1969. 68 p. Griesshaber E., O’Nions R.K., Oxburgh E.R. Helium and carbon isotope systematics in crustal fluids from the Eifel, the Rhine graben and Black Forest, F.R.G. // Chemical Geology. 1992. Vol. 99. P. 213–235. Hutchinson I. The effect of sedimentation and compac tion on oceanic heat flow // Geophys. Roy. Astron. Soc. 1985. Vol. 82. P. 439–459. Jaupart C., Sclater J.G., Simmons G. Heat flow studies: constraints on the distribution of uranium, thorium and potassium in the continental crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1981. Vol. 52. P. 328–344. Kukkonen I.T., Golovanova I.V., Khachay Yu.V. et al. Low geothermal heat flow of the Urals fold belt – im plication of low heat production, fluid circulation or palaeoclimate? // Tectonophysics. 1997. Vol. 276. P. 63–85. Lachenbruch A.H. Preliminary geothermal model of the Sierra Nevada // J. Geophys. Res. 1968. Vol. 73. P. 6977–6989. 74. Lachenbruch A.H., Sass J.H. Heat flow and energetics of the San Andreas fault zone // J. Geophys. Res. 1980. Vol. 85. № B11. P. 6185–6222. 75. Langseth M., Hobart M. Interpretation of heat flow measurements in the Vema fracture zone // Geophys. Res. Lett. 1974. Vol. 3. № 5. P. 241–244. 76. Lenkey L. Geothermics of the Pannonian Basin and its bearing on the tectonics of basin evolution. Amster dam: Netherlands Research School of Sedimentary geology, 1999. 215 p. 77. McKenzie D.P. The variation of temperature with time and hydrocarbon maturation in sedimentary basins formed by extension // Earth Planet. Sci. Lett. 1981. Vol. 55. P. 87–98. 78. Marty B., Tolstikhin I.N. CO2 fluxes from midoceanic ridges, arcs and plumes // Chem. Geol. 1998. Vol. 145. P. 233–248. 79. Mohr R.A. The Cenozoic volcanic succession in Ethio pia // Bull. volcanol. 1968. Vol. 32. № 1. P. 5–14. 80. Oxburgh E.R., O’Nions R.K., Hill R.I. Helium isotopes in sedimentary basins // Nature. Vol. 324. № 3–4. 1986. P. 632–635. 81. Rehault J.P., Mascle J., Fabbri A. et al. The Tyrrhenian Sea before Leg 107 // Initial Report. ODP. Leg 107. 1987. P. 9–35. 82. Roy R.F., Decker E.R., Blackwell D.D., Birch F. Heat flow in the United States // J. Geophys. Res. 1968. Vol. 73. № 16. P. 5202–5221. 83. Ş engör A.M.C., Burke K. Relative timing of rifting and volcanism on the Earth and its tectonic implication // Geophys. Res. Lett. 1978. Vol. 5. P. 419–421. 84. The Pannonian Basin, a study in basin evolution / Roy den L.H., Horvath F. (eds). Amer. Assoc. Petr. Geol. Mem. 1988. Vol. 45. 394 p. 85. Van Andel T.H., Thiede J., Sclater J.G., Hay W.W. Dep ositional history of the South Atlantic ocean during the last 125 million years // J. Geology. 1977. Vol. 85. № 6. P. 651–698. 86. Williams D., Green K., van Andel T. et al. The hydro thermal mounds of the Galapagos rift: observations with DSRV “Alvin” and detailed heat flow studies // J. Geophys. Res. 1979. Vol. 84. № B13. P. 85–100. Рецензенты: Ю.Г. Леонов, В.Н. Пучков Geothermal Models of Various Geodymanic Settings M. D. Khutorskoi and B. G. Polyak Geological Institute, Russian Academy of Sciences, Pyzhevskii per. 7, Moscow, 119017 Russia email: mkhutorskoy@ginras.ru Received April 15, 2013 Abstract—The distribution of heat flow, deep temperature, and helium isotope ratios in axial spreading zones of midocean ridges and in scattered spreading zones in backarc basins are considered, as well as in active seg ments of transform fracture zones, intra and pericontinental rift zones, linear and mosaic Paleozoic fold belts, and loading and extension sedimentary basins. The heat flow in these structural elements varies widely from 15 to 1500 mW/m2, and the thickness of the thermal lithosphere is correspondingly variable. The quan titatively estimated radiogenic heat generation in Paleozoic foldbelts provides 40–50% of the background heat flow. A timedependent heat flow is characteristic of not only recent but also Late Paleozoic tectonic belts. The origin of positive and negative geothermal anomalies has been explained. Localization of hydro carbon fields in sedimentary basins is linked to these anomalies. Keywords: heat flow, spreading, foldbelt, sedimentary basin, rift ГЕОТЕКТОНИКА №1 2014