Континентальный рифтогенез и метаморфическая зональность как следствие термических процессов в литосфере

Полянский, Олег Петрович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Континентальный рифтогенез и метаморфическая зональность как следствие термических процессов в литосфере
ВАК РФ 25.00.03, Геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации по теме "Континентальный рифтогенез и метаморфическая зональность как следствие термических процессов в литосфере"

На правахрукописи

ПОЛЯНСКИЙ Олег Петрович

КОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ РИФТОГЕНЕЗ И МЕТАМОРФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ КАК СЛЕДСТВИЕ ТЕРМИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ В ЛИТОСФЕРЕ

25.00.03 - геотектоника и геодинамика

диссертации на соискание учёной степени доктора геолого-минералогических наук

АВТОРЕФЕРАТ

НОВОСИБИРСК 2005

Работа выполнена в Институте минералогии и петрографии ОИГГиМ Сибирского отделения Российской Академии Наук

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Зорин Юлий Александрович

доктор геолого-минералогических наук, профессор Никишин Анатолий Михайлович

доктор геолого-минералогических наук Тычков Сергей Анатольевич

Ведущая организация: Институт физики Земли РАН

(ИФЗ РАН, Москва)

Защита состоится «17 » июня 2005 г. в 10 часов на заседании диссертационного совета Д 003.050.01 при Объединённом институте геологии, геофизики и минералогии СО РАН, в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск-90, просп. Ак. Коптюга, д. 3 Факс (383-2) 33-27-92

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН

Автореферат разослан «_/.£»" апреля 2005 г.

Учёный секретарь ^

диссертационного совета,

кандидат геол.-мин. наук у^Тп^у Е.М. Высоцкий

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Объектом данного исследования являются рифтогенные осадочные бассейны и метаморфические зональные комплексы земной коры, представляющие структуры взаимодействия тектонических и термических процессов в континентальной литосфере.

В работе рассматриваются следующие процессы: растяжение континентальной литосферы - рифтогенез и осадконакопление - диапиризм в коре и мантии - интрузии магмы. Выбор геологических структур определялся масштабом процесса (в порядке уменьшения): литосфера в целом, земная кора, осадочный чехол. Исследовались структуры, в основном относящиеся к континентальному типу литосферы (Кузнецкий, Енисей-Хатангский осадочные бассейны). Рассмотрены примеры бассейнов типа пул-апарт (Гункинский, Чуйско-Курайский прогибы) и др. Основное внимание уделено регионам Центральной и Южной Сибири, входящим в состав Центрально-Азиатского геосегмента. Эта область является крупнейшим на Земле коллажем континентальных литосфер-ных плит, и здесь проявляется большинство из вышеназванных геодинамических обстановок как современных, так и древних. Кроме того, рассматриваются также структуры, территориально не относящиеся к Сибирскому региону: риф-товые структуры Северного моря, Датский и Уэльский бассейны, Днепровско-Донецкий авлакоген. Другим источником геологической информации являются участки литосферы, испытавшие термические воздействия магматических интрузий и диапиров: траппы Сибирской платформы, метаморфические зональные комплексы Тонгулак (Алтай) и Коннемара (Ирландия), Баян-Хонгорский гранитогнейсовый диапир (Монголия).

Актуальность исследований. Несмотря на то что недавно возникшее фундаментальное направление в науках о Земле - глубинная геодинамика - охватывает проблемы коры, верхней и нижней мантии вплоть до границы мантии с ядром (Добрецов и др., 2001), многие вопросы, касающиеся верхней части литосферы, остаются нерешенными. Одна из причин этого заключается в том, что в отличие от мантии, которая достаточно хорошо объясняется реологией вязкой ньютоновой жидкости, деформирование литосферы происходит в упругом и вязко-пластичном режимах, для которых трудно построить согласованные физико-математические модели. Кроме реологической стратификации литосферы при геодинамическом моделировании существует проблема учета реальной сети разломов, границ литосферных плит, внутренней структуры (нео -пределенность формы поверхности Мохо и основания литосферы). Это затрудняет построение объемных трехмерных динамических моделей. Актуальность работы состоит в необходимости исследовать геодинамику литосферы, обусловленную корово-мантийным взаимодействием, на основе современных экспериментально обоснованных моделей реологического поведения вещества.

Нарушение термомеханического равновесия в континентальной литосфере может привести к формированию термических аномальных областей или

к деструкции литосферы. С этой точки зрения и рифтогенез, и развитие метаморфической зональности являются результатом такого нарушения. Рифтогенез, как один из примеров дестабилизации литосферы, хорошо понятен для океанической литосферы, но менее изучен на континентах. Это объясняется более простым строением литосферы океанов по сравнению с континентами, более молодым возрастом современных океанических рифтов, отсутствием наложенных процессов. В отношении метаморфизма пород вблизи магматических интрузий слабо изучено влияние фазового перехода пар/жидкость на эффективность передачи тепла и флюидодинамический режим. Для изучения метаморфизма ранее применялись термические модели с постоянными теплофи-зическими коэффициентами, не всегда учитывался механизм конвективного теп-лопереноса поровым флюидом, вместо чего использовалось понятие "эффективная теплопроводность" пород. Как правило, модели ограничивались рассмотрением магматических тел простой формы, не вводилась нерегулярность контактов с вмещающими породами, неоднородность строения последних.

В силу вышесказанного, актуальность темы представленной работы определяется необходимостью применения многомерных методов численного моделирования к изучению процессов нарушения термомеханического равновесия литосферы. Причем модели должны основываться на появившихся новых данных по глубокому бурению, учитывать возросший объем и новые методы интерпретации сейсмических данных, методы сиквенс-стра-тиграфии и т.д.

Цель исследований - разработка нового интеграционного подхода к решению проблемы нарушения термомеханического равновесного состояния континентальной литосферы путем синтеза и совместной интерпретации математических многомерных сеточных моделей и геолого-геофизических данных (седиментационно-стратиграфический бассейновый анализ, оценка термодинамических параметров метаморфизма, наблюдения теплового потока, GPS-измерения деформаций литосферы и др.).

Научные задачи исследований. Цель исследования достигается путем решения четырех взаимосвязанных задач:

1. Установить роль межплитных сил растяжения и мантийного диапи-ризма при формировании континентальных рифтов; выяснить характер взаимодействия частей литосферы с хрупко-пластичной и вязкой реологией в зависимости от напряженного состояния в условиях растяжения, сжатия, сдвига.

2. Определить влияние интенсивности растяжения континентальной литосферы на скорость осадконакопления и амплитуду погружения, на динамику и степень метаморфизма осадочных отложений.

3. Количественно оценить масштаб и механизмы тепломассопереноса в осадочных бассейнах и вблизи интрузивных тел в зависимости от распределения теплофизических параметров, температуры теплового магматического источника, скорости конвективных течений порового флюида и его фазового состояния.

4. Определить природу, форму и глубину магматического теплового источника по термодинамическим характеристикам метаморфических зональных комплексов низкого давления и высоких температур.

Этапы решения сформулированных задач.

1. Классификация и систематизация типов изученных осадочных бассейнов для понимания геодинамических причин их формирования.

2. Усовершенствование и применение "backstrippmgм-метода (временная "развертка" стратиграфической последовательности) для реконструкции эволюции осадочных бассейнов, оценки максимальных температур при метаморфизме погружения, оценки длительности процессов рифтогенеза, а также для определения толщины термической литосферы и величины растяжения/утонения коры и литосферной мантии в конкретных осадочных бассейнах. Определение количественных характеристик взаимосвязи процессов: а) растяжения/утонения литосферы, б) осадконакопления, в) метаморфизма погружения.

3. Разработка новых и адаптация существующих численных методов для решения геотектонических задач деформирования и напряженного состояния литосферы в различных геодинамических обстановках с учетом лате-рально-неоднородной двуслойной литосферы, характеризующейся бимодальной нелинейной реологией; реализация математических моделей формирования континентальных рифтов на основе численных методов конечных элементов в квазитрехмерном приближении (модели в "глобальном" масштабе п х 100-1000 км); количественная оценка влияния контролирующих реологических параметров на характер и степень деформирования литосферы.

4. Определение преобладающего типа тепломассопереноса (конвективный или кондуктивный) в континентальных рифтах и контактовых ореолах магматических интрузий; определение вклада внешних (тепловой поток) и внутренних источников тепла (базитовый вулканизм, интрузии в форме сил-лов и даек, конвективные течения флюидов при уплотнении осадков); учет фазового перехода "газ-жидкость" во флюиде в моделях нестационарного конвективного тепломассопереноса в пористой среде.

Фактический материал и методы исследований.

Теоретической основой решения проблемы термомеханического состояния литосферы являются принципы глубинной геодинамики - научного направления, сформировавшегося в течение последних десятилетий (Теркотт, Шуберт, 1985; Артюшков, 1979; 1993;Добрецов,Кирдяшкин, 1994; Хаин, 2001; Леонов и др., 2004; Лобковский и др., 2004).

В основу диссертации положены данные, собранные автором по комплексу геодинамических, метаморфических, геофизических, литолого-страти-графических и структурно-геологических аспектов формирования осадочных бассейнов и метаморфических зональных комплексов в обрамлении Сибирской платформы, а также Алтая, Монголии, Байкальской и Центрально-Ат-

лантической рифтовых зон. Для сравнительного анализа, верификации и тестирования моделей использованы литолого-стратиграфические данные по строению Кузнецкого бассейна, Днепровско-Донецкого авлакогена (Чекунов идр., 1990), Енисей-Хатангского рифта (Калинко, 1959;Енисей-Хатангская... провинция, 1974; Палеогеография..., 1967), Лено-Вилюйской синеклизы и Верхоянского прогиба (Парфенов, Кузьмин, 2001), термодинамические данные по метаморфической зональности Коннемары (Ирландия) (Yardley, 1986), метаморфизму погружения в Уэльском бассейне (Robinson et al., 1987; 1999). Для бассейнового анализа использованы опубликованные данные изучения керна и скважинные исследования (Конторович и др., 1986), измерения теплового потока в осадочных бассейнах Сибирской платформы, Алтае-Саянской складчатой области и Байкальской рифтовой зоны (Дучков и др., 1987; Лы-сак, Зорин, 1976; Голубев, 1979).

Геологические задачи решены с использованием современных методов: палеореконструкции осадконакопления и погружения фундамента бассейна, бэкстриппинг-анализа, картирования зональных метаморфических комплексов, минералогической термобарометрии для оценки термодинамических параметров метаморфизма, углепетрографического метода определения степени диагенеза и катагенеза органического вещества по отражательной способности витринита и др. В основе исследований лежит комплексный подход, сочетающий геолого-геофизические наблюдения и математическое моделирование с применением сеточных алгоритмов решения уравнений механики сплошной среды и нестационарного тепломассопереноса в пористой среде в двумерной и квазитрехмерной постановке. При математическом моделировании использованы конечно-разностные и конечно-элементные методы: в решении задачи диапиризма применен переход к лагранжево-эйлеровой системе координат, который позволяет в отличие от методов сквозного счета определять границу раздела сред в явном виде (Полянский, 1989). Использованы разностные схемы для уравнений движения и теплопроводности, решаемые трехточечной продольно-поперечной прогонкой, и схема чередующихся направлений Писмена-Ракфорда, основанная на методе расщепления шага по времени Яненко. Для изучения деформирования литосферы применен подход П.Берда (Bird, 1989) к решению трехмерной задачи о статической деформации тонкой пластины в терминах "мгновенных" скоростей. Визуализация результатов моделирования осуществлена в картографической проекции распределения компонент скорости деформации, эффективных напряжений и др. Для расчета тепломассопереноса в бассейне с изменяющейся геометрией и накоплением осадков использована аппроксимация конечными треугольными элементами с линейными интерполяционными функциями (Kinzelbach, 1986). Применена программа, реализующая описанный алгоритм на основе метода конечных элементов с автоматическим контролем временного шага, организацией и перестройкой конечно-элементной сетки и присваиванием узловых граничных условий (Bitzer, 1996; Polyansky, Poort, 1998). Для реше-

ния задачи о тепловом влиянии траппового магматизма численная реализация системы уравнений осуществлялась на основе конечно-разностного подхода (Faust, Mercer, 1979). Вычислительный алгоритм строится на основе неявной конечно-разностной схемы с итерациями по методу Ныотона-Рафсона (Hayba, Ingebritsen, 1997). Для решения линеаризованного уравнения используется алгоритм последовательной верхней релаксации, встроенный в итерационный цикл.

Использовались собственные компьютерные программы, разработанные автором (Полянский, 1987; 1988; Полянский, Волков 1990; Полянский 1998). Для задач бассейнового анализа применялись модифицированные программы BASTA (Friedinger, 1988; Фридингер и др., 1991) и BASIN (Bitzer, 1996; 1999; Polyansky, Poort, 2000; Poort, Polyansky 2002), а также имеющиеся готовые некоммерческие пакеты Hydrotherm (Hayba, Ingebritsen 1997), PLATES (Bird, 1989). Как обязательный элемент верификации моделей проводился сравнительный анализ результатов моделирования и природных наблюдений параметров, полученных геологическими методами (палеореконструкции осадконакопления, геотермобарометрии, углепетрографическим методом и др.).

Защищаемые положения.

1. Формирование континентальных рифтов вызвано напряжениями растяжения, возникающими в результате взаимодействия плит. Деформирование литосферы осуществляется в бимодальном реологическом режиме: в хрупко-пластичном - преобладают смещения по разломам, в вязком - в виде течений континентальных литосферных масс с элементами вращательного и поступательного движений. При дальнейшем растяжении и утонении литосферы (в 5-6 раз) начинается плавление мантии с последующим вулканизмом и магматизмом в пределах рифтовых зон и переход к активной стадии рифтоге-неза. Трапповый магматизм совпадает с этапом активизации растяжения, быстрого погружения сформированных бассейнов и может инициировать или завершать фазу рифтогенеза.

2. Между процессами растяжения литосферы и метаморфизмом погружения осадков в рифтовых бассейнах существует прямая зависимость: чем больше степень растяжения, тем выше максимальные температуры в основании бассейнов. В достаточно глубоких впадинах (более 8 км) породы мета-морфизуются до пренит-пумпеллиитовой или зеленосланцевой фаций; выше уровня температур 350-400 °С прогрев может быть обусловлен только внедрением магм. Для рифтовых басейнов Сибирской платформы характерно быстрое погружение в течение первых миллионов лет, связанное с растяжением, и последующее пострифтовое медленное опускание в течение десятков миллионов лет, связанное с тепловой релаксацией литосферы.

3. Преобладающий механизм теплопереноса в литосфере определяется пороговой проницаемостью пород (порядка 5-10-"м2) и переходит от конвективного в осадках бассейнов (в условиях метаморфизма погружения) к кон-дуктивному в консолидированной земной коре (в условиях метаморфизма

средних и высоких ступеней). Прогрев пород проницаемого осадочного чехла траппами происходит путем конвекции порового флюида в двухфазном либо в гомогенном состоянии в зависимости от глубины внедрения магмы. Скорость прогрева вмещающих пород при конвекции флюида вблизи интрузий на один-два порядка выше, чем при кондуктивном механизме.

4. Прогрев литосферы при рифтогенезе и подъеме мантии благоприятствует транспорту магмы в разной форме: в виде интрузий по трещинам в хрупкой части коры и в виде диапиров в глубинных областях коры. При всплыва-нии частичного расплава в виде диапиров с вязкостью порядка 10"-1(Р Па с при температуре 650-800 °С, скорость подъема достигает 3-5 см/год. Путем решения "обратной" задачи теплопроводности методом перебора прямых задач определены природа и форма не вскрытого эрозией теплового магматического источника, сформировавшего метаморфическую зональность.

Научная новизна. Личный вклад. В результате проведенных исследований получены следующие новые научные результаты.

1. С использованием одномерной модели МакКензи (1978), описывающей процесс растяжения литосферы и образования осадочного бассейна разработан алгоритм реконструкции осадконакопления с учетом тектонического погружения и нагрузки осадочных отложений. Модель растяжения и утонения двухслойной литосферы учитывает уплотнение осадков и температурную релаксацию литосферы. Метод впервые применен для изучения эволюции ряда осадочных бассейнов Сибирской платформы и ее обрамления. Он позволил классифицировать их как структуры прогибания вследствие растяжения земной коры и мантии с погружением осадков до глубины 10 км и более.

2. На основе совокупности данных палеореконструкций осадконакоп-ления, геохронологических данных о возрасте магматизма и геофизических данных о глубинном строении сделан вывод о механизмах формирования Енисей-Хатангского и Кузнецкого бассейнов. В координатах "возраст осадков - глубина" форма эволюционных кривых погружения для этих бассейнов с большой степенью вероятности соответствует рифтовому механизму формирования.

3. Аналитическими методами моделирования теплового режима осадочных бассейнов с учетом неоднородных теплофизических свойств многослойного чехла установлено, что максимальные скачки температур связаны с периодами быстрого растяжения коры и литосферной мантии. Для ряда бассейнов впервые получены оценки максимальных температур 300-400 °С при метаморфизме погружения осадков. По отражательной способности витри-нита в осадочных породах Енисей-Хатангского прогиба получены оценки па-леотеплового потока 41-50 мВт/м2.

4. Применена квазитрехмерная модель (Bird, 1989) для имитации механизмов формирования рифтов: "активного", когда вводится возмущение границы коры и мантии, и "пассивного", когда задаются скорости на внешних границах плит. Впервые в модели учитывается трехмерная структура литос-

феры и строение сети разломов, контролирующих внутренние деформации в Байкальской рифтовой зоне (БРЗ). Сделан вывод о преимущественно пассивном механизме формирования центральной части БРЗ и показано, что механизм совместного СВ-ЮЗ растяжения и ортогонального сжатия соответствует GPS-измерениям современных скоростей растяжения до 5 мц/год и вращению Монгольской и Амурской плит с угловой скоростью 0.2—0.4 10"* град/год.

5. В приближении тонкой пластины, трехмерная задача деформирования термально-неоднородной литосферы переменной мощности с сетью нерегулярных разломов сведена к квазитрехмерному моделированию. Разработана численная модель формирования сдвиговых осадочных бассейнов типа пул-апарт (pull-apart), контролируемая геометрией разломов, величиной скорости сдвига и реологией литосферы. Из сравнения модели с геологическими структурами следует, что впадины типа пул-апарт являются специфическим видом осадочных бассейнов, формирующихся под действием сверхлитоста-тических напряжений порядка 25—100 МПа.

6. Адаптированы и модифицированы программы флюид одинамичес-ких расчетов Hydrotherm и Basin для моделирования теплового режима земной коры с формирующимся осадочным бассейном. Выполнены расчеты двухфазных течений водного порового флюида с учетом фазового перехода пар/ жидкость. Сделан вывод о режимах газово-жидкостной конвекции в условиях вскипания и без него: в случае гомогенного флюида (без вскипания) формируются регулярные конвективные ячейки, периодичные как в отношении скорости течений, так и по температуре; в случае вскипания вблизи поверхности вместо ячеистой структуры течений адвекция тепла происходит путем восходящих потоков газовой или газово-жидкостной смеси в виде "гриба" или "плюма".

7. На основе теории консолидации Терцаги разработана полуэмпирическая модель уплотнения пористой среды. По результатам моделирования доказано, что увеличение теплоотдачи в краевых зонах Байкальского рифта происходит без участия мантийных источников тепла. Региональная циркуляция флюида в проницаемом осадочном чехле и по зонам трещиноватости фундамента может перераспределить тепло и создать локальные гидротермальные аномалии в бортах рифта с теплопотоком, близким к реальному (до

300-400 мВт/и2).

Теоретическое и {фактическое значение.

Научные разработки автора могут использоваться при решении многих геолого-геофизических задач: геодинамические и кинематические построения, проверка гипотез тектоники плит, изучение температурных условий в осадочных бассейнах, реконструкция их термальной истории и прогноз нефтегазоносности, интерпретация результатов наблюдений над современными региональными деформациями и тепловыми потоками. Полученные результаты по термической истории осадочных бассейнов с наличием траппо-вого магматизма могут применяться в связи с поисками новых, "нетрадици-

онных" геологических структур, содержащих месторождения углеводородов. Усовершенствованный метод палеореконструкции эволюции бассейнов может быть применен для оценки температур и давлений, соответствующим условиям "нефтяного окна", благоприятным для созревания углеводородов.

Средствами математического моделирования доказано, что процессы конвективного тепломассопереноса в нефтегазоносных осадочных бассейнах с траппами играют важную роль в миграции и преобразовании состава углеводородного флюида. Исследования показали, что привнос магматического тепла является причиной фазовых переходов жидких углеводородов в газовую фазу в объемах пород, сопоставимых с телами магматических интрузий (силлов и даек), что может быть использовано при прогнозной оценке углеводородного потенциала осадочных бассейнов с трапповым магматизмом. Для таких бассейнов важное прикладное значение имеют результаты моделирования фильтрации флюида для выявления детальных особенностей гидродинамического режима месторождений углеводородов. Используя разработанный аппарат, можно ответить на вопрос о сохранности углеводородов вблизи магматических тел: в открытой системе нефтяная залежь может быть разрушена, в гидравлически закрытой системе происходит дифференциация легких и тяжелых фракций; нефтяная залежь при этом обогащается легкими углеводородами. Смоделированные механизмы доказывают возможность образования литологичес-ких ловушек углеводородов в соленосно-карбонатных толщах вследствие конвективного переноса и переотложения солей под воздействием тепла интрузий, что может применяться для моделирования конкретных месторождений.

Публикации и апробация работы.

Проведенные исследования вошли в состав приоритетного направления СО РАН №26 "Геодинамичекая и геохимическая эволюция литосферы и мантии Земли: тектоника, магматизм, флюидный режим и металлогения" по программе № 26.1. "Глубинная геодинамика на основе геолого-геофизических, петролого-геохимических данных и теплофизического моделирования". Работа проводилась согласно планам НИР Института минералогии и петрографии СО РАН в рамках научного проекта на 2004-2006 гг. № 26.1.6. "Фундаментальные физико-химические проблемы метаморфизма горных пород: экспериментальные и термодинамические исследования минеральных равновесий, кинетика реакции; моделирование метаморфизма как результата геодинамических событий в земной коре". Исследования поддержаны проектами РФФИ № 96-05-66051, 99-05-64677, 00-05-65386, 01-05-65253 (руководитель), 02-05-64042,02-05-65346,03-05-64014,04-05-64347 (руководитель), фондами Royal Society 1995-1997, INTAS №134 "Continental Rift Tectonics and Sedimentary Basins Evolution", IGCP-420 "Continental growth in phanerozoic: evidence from Central Asia", Международным научным фондом RPU 300, фондом поддержки ведущих научных школ № НШ-225.2003.5, интеграционными проектами СО РАН № 30,106.

Подходы и результаты, полученные в работе, докладывались автором на 10 всесоюзных и российских и 9 международных конференциях. Среди конференций можно выделить следующие: "Физико-химические и геофизические проблемы образования и эволюции вещества верхней мантии Земли" (Звенигород, 1986); "Composition and processes of deep-seated zones of continental lithosphere" (Novosibirsk, 1988); INTAS Workshop «Continental Rift Tectonics and Evolution of Sedimentary Basins», (Novosibirsk, 1996); EUG 9 (Strassbourg, 1997); EGS XXII General Assembly (Vienna, 1997); 8th Workshop of the ILP Task Force "Origin of sedimentary basins" (Palermo, 1997); 5th Int. Conf. "Computer Aided Design of Advanced Materials and Technologies" (Tomsk, 1997); Int. Conf. INTAS Project№134 "ActiveTectonic Continental Basins" (Gent, 1998); "Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов" (Москва, 1999); Geofiuids III (Barcelona, 2000); XIV Российское совещание по экспериментальной минералогии (Черноголовка, 2001); "Теория нафтидогенеза и органическая геохимия на рубеже веков" (Новосибирск, 2002); "Физика нефтяного пласта" (Новосибирск, 2002); "Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков" (Иркутск, 2002); Geofluids IV (Utrecht, 2003); XXXVI Тектоническое совещание (Москва, 2003); "Напряженно-деформированное состояние и сейсмичность литосферы" (Иркутск, 2003); "Глубинные флюиды и геодинамика" (Москва, 2003); XXXVII Тектоническое совещание (Новосибирск, 2004); 32nd Int. Geological Congress (Florence, 2004).

Фактический материал и основные выводы диссертации изложены в 60 публикациях в отечественных и зарубежных периодических изданиях, из которых 22 - в журналах по Перечню ВАК, а также в отчетах по проектам РФФИ и интеграционных проектов СО РАН.

Структура и объем работы. Работа состоит из введения, четырех глав, заключения и списка литературы из 404 наименований. Полный объем диссертации - 320 страниц, 85 рисунков, 16 таблиц.

Благодарности. Автор глубоко признателен своему учителю и наставнику академику В.В. Ревердатто, который научил творческому подходу к исследованию, пониманию физических явлений. Автор выражает благодарность академику Н.В. Соболеву, создавшему благоприятные условия для творческой работы в Институте минералогии и петрографии ОИГГМ СО РАН, а также заведующему Лабораторией метаморфизма и метасоматоза д.г.-м.н. Г.Ю. Шведенкову.

Автор также глубоко признателен за полезные обсуждения результатов в ходе работы и конструктивную критику академикам Н.Л. Добрецову и СВ. Гольдину, чл.-корр. Е.В. Артюшкову, В.А Берниковскому, Е.В. Склярову, дт.-м.н. А.Г. Владимирову, В.А.Голубеву, А.Д. Дучкову, А.Г. Кирдяш-кину, И.И. Лиханову, И.С. Новикову, В.Д. Суворову, Б.М. Чикову, В.Н. Шарапову, Ан Ину, П. Берду, Дж. Поорту, К. Битцеру, к.г.-м.н. СВ. Соболеву, В.В. Хлестову, Т.А. Бульбаку, д.ф.-м.н. П.В. Макарову, к.ф.-м.н. Ю.П. Сте-фанову, Ю.В. Перепечко, В.Г. и многим другим коллегам по работе.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во Введении обоснована актуальность темы диссертации, определены объект и цель исследований, показан личный вклад диссертанта, новизна полученных результатов и перечислены положения, которые выносятся на защиту.

Глава первая посвящена проблемам динамического квазитрехмерного моделирования деформирования литосферы.

В начале главы приводятся сведения о подходах и методах исследований. Одной из важных проблем геодинамики рифтогенеза является механизм локализации деформации. В области моделирования внутриконтинентальных процессов возникла дилемма во взгляде на природу деформации и методы её описания. Одна из точек зрения состоит в том, что вся деформация локализована в узких зонах контактов плит и происходит путем дискретных во времени событий. Пространство между зонами локализаций занимают жесткие блоки, движущиеся как единое целое, внутри которых деформации пренебрежимо малы (Peltzer, Saucier, 1996). Другой подход заключается в описании литосферы как вязкой среды с непрерывно распределенной неоднородной деформацией. В этом случае поверхностная хрупкая деформация происходит путем микроразрывов и микроскольжений в объеме на множестве контактов между блоками и отражает пластическую деформацию в нижней коре и мантии (Bourne et all., 1998). В первом подходе реализуется представление литосферы как тонкой упругой пластины, находящейся в плоском напряженном состоянии, осложненной произвольно распределенной сетью разломов. В зависимости от модели, на поверхностях активных разломов задаются динамические условия растяжения, сдвига или сжатия (England, Molnar, 1997). Другой подход моделирования внутриплитных деформаций является континуальным и рассматривает хрупко-вязко-пластичную реологию литосферы на более длительном временном масштабе (Melosh, Williams, 1989; Лобковский, 1988; Houseman, England, 1993; Bird, 1989; Kusznir, Zigler, 1992). В зависимости от рассматриваемого временного масштаба, в таких моделях используются деформируемые либо недеформируемые сетки. В первом случае обычно рассматривается длительная эволюция с изменяющейся геометрией расчетной области, во втором случае так называемых моделей "мгновенных скоростей" , рассматривается более короткий временной интервал (0-10 млн л.), когда изменение геометрии модели не принимается во внимание и скорость деформаций предполагается квазистационарной (Bird, 1996; Bassi et al., 1997).

В этой главе основное внимание уделено континентальным структурам литосферы, которые были подвержены воздействию внутриплитных сил растяжения или сдвига. Из всего многообразия осадочных бассейнов рассматриваются бассейны, сформированные преимущественно на континентальной коре в процессе рифтогенеза. Исследование динамики континентального риф-тогенеза иллюстрируется на примере современных тектонически активных

структур - Байкальской рифтовой зоны и Курайско-Чуйской системы межгорных впадин Алтае-Саянской складчатой области.

Решается стационарная задача в приближении двухслойной тонкой пластины (кора/мантия) с разными реологическими и теплофизическими параметрами коры и верхнемантийной литосферы. В качестве уравнений движения рассматривается условие равновесия в напряжениях, стационарное уравнение теплопроводности в качестве уравнения сохранения энергии и приближение Буссинеска о несжимаемости в уравнении сохранения массы (Ландау, Лифшиц, 1987): m

д(Тц/дх}+ръ = 0, (1)

(¿/рС,)ДГ + (А/рСр) = 0, ®

divV = 0, ^

где ffy - напряжение, V - скорость, Г- температура, к - теплопроводность, Cf- теплоемкость, р - плотность. Ввиду наличия нерегулярной сети разломов, криволинейных границ плит и сложной глубинной структуры коры и мантии, трехмерная задача сводится к решению 2.5-мерной. Входными параметрами модели являются реологические теплофизические константы коры и литосферной мантии, рельеф поверхности, величина теплового потока, а также рельеф границы Мохо и подошвы литосферы. Сеть разломов задается как набор внутренних границ произвольной формы. Модель позволяет оценить, будет ли конкретный разлом активным или "запертым" при заданных граничных условиях. Для решения задачи используется метод конечных элементов с треугольными, 6-узловыми элементами (Зинкевич, 1977). Для решения уравнения механического равновесия (1) с учетом нелинейного уравнения связи напряжения и скорости деформаций (5) применяется итерационный метод Ньютона-Рафсона. Разработанный подход дает возможность описывать различные геодинамические процессы, выбирая соответствующие граничные условия. Важной особенностью является разнообразие в способе приложения внешних сил к внешним границам: они могут быть заданы фиксированными или свободными, приложенными к подошве литосферы (касательные напряжения), либо в виде скоростей движения границ.

Реология литосферы. Применяемый подход позволяет определить характер и параметры разных типов реологического поведения вещества. В верхней части корового и мантийного слоев хрупкая реология определяется законом фрикционного скольжения Кулона-Мора:

^l-M-ap+ft (4)

где, - касательное и нормальное напряжение, - коэффициент

порового давления РV, с - когезия. Свойства среды (в частности, коэффициент трения) на поверхности разлома задаются отличными от свойств среды вне его. Поверхности разломов задаются конечными элементами с совмещенными границами, смещения вдоль которых рассчитываются согласно закону (4) в зависимости от напряженного состояния. Вязкая реология описывается температурно-контролируемой, нелинейной ползучестью:

асГ = А ■ [¿ц JäiT exp I- ё,

\nRTj

(5)

где п, А, Е- реологические константы коры и литосферной мантии, ё - скорость деформаций, еп- второй инвариант тензора скорости деформаций. Результирующим напряжением на данной глубине будет минимальное из возможных: ot Предполагается, что кора описывается свойствами водосодержащеего гранита, а литосферная мантия - перидотита (Strehlau and Meissner, 1987), для которых показатель п и энергия активации E/nR=B+Cz в степенном законе (5) варьируют в диапазоне п = 3-3.6 и Е= 450±60 kJ/mol (Kirby, 1983; Karato, Wu, 1993). Эффективная вязкость нелинейной жидкости согласно (5) по аналогии с Ньютоновой вязкостью вычисляется как: (|_„) С Е Л

—= А-[еп]i^exp —- . (6)

4е ynRT J

Применяемый подход позволяет определить характер и параметры разных типов реологического поведения вещества. Глубина перехода хрупких в вязко-пластические деформации в коре и верхней мантии зависит от локальной геотермы, скорости деформаций и напряженного состояния (Avouac, Burov, 1997) и определяется из условия равенства дифференциальных напряжений при хрупко-пластичной и вязкой реологии. Из моделей следует, что в рифтах и кратонах глубина перехода хрупкой в вязкую реологию для коры/ мантии сильно варьирует в зависимости от теплового потока и вещественного состава. Смена режима происходит между 15-20 км для коры и 75-100 км для мантии вне рифта, значительно поднимаясь в осевой части рифта до 79 км в коре и 50 км в мантии (рис. 1).

Рис. 1. Нелинейная зависимость вязкости коры и мантийной литосферы рифта при разном тепловом режиме литосферы. Пунктирные жирные линии - границы перехода хрупкой в вязкую реологию в коре и мантии под рифтом, сплошная линия - граница Мохо. Скорость деформации (ЬД-б.^-Ю-^сг1.

Уменьшение толщины хрупкого слоя в модели согласуется с данными о глубинах формирования магматических камер или частично расплавленных областей в современных зонах спрединга. Были рассчитаны зависимость вязкости от глубины при разных тепловых потоках от 30 до 45 мВт/м2. Максимальное значение вязкости достигается в области перехода хрупкой реологии в вязкую и составляет (0.4-1.6)- 1022 в коре и (0.5-4)- 1022 Па с в мантии. Для континентальных рифтов эта граница определяется по положению максимума сейсмичности с глубиной, который фиксируется на уровне 10-15 км для Байкальского рифта (Радзиминович и др., 2003) и 7-8 км под Рейнским грабеном (Mayer et al., 1997).

Геодинамические причины раскрытия Байкальского рифта. Для выбора наиболее подходящей модели производится перебор граничных условий. Рассмотрены модели, которые описывают геодинамические режимы: растяжения перпендикулярно оси рифта (А), сжатия вдоль оси рифта (Б), косого растяжения в восточном направлении (сдвига относительно неподвижной Сибирской платформы) (В), совместного растяжения и сжатия (Г) путем комбинации граничных условий моделей (А) и (Б). Скорости перемещений коры приводятся относительно фиксированной Сибирской плиты как мгновенные (рис. 2). Учитывается положение 20 основных разломов с заданными механическими свойствами.

Для выбора наиболее реального механизма сравниваются картины модельных скоростей поверхностных перемещений с данными геодезических измерений методом GPS (Саньков и др., 1999; Calais et al., 2002; 2004). Модельные скорости скольжений и морфологический тип разломов (сдвиг, надвиг, сброс или их комбинация) сравниваются со структурно-геологическими данными по кинематике разломов (Логачев, 1996; Delvaux et al., 1997). Другим независимым критерием сравнения является осредненная скорость и направление вращения Монгольского и Амурского блоков с оценками из (Zonenshain and Savostin, 1981). Наиболее подходящая модель, соответствующая наблюдениям современных деформаций путем GPS-геодезии, предполагает наличие двух источников сил в БРЗ: СВ-ЮЗ сжатие и ЮВ растяжение, действующие одновременно (рис. 2, Г)- Такими силами могут являться движение Индостана, коллизия Тихоокеанской и Евразийской плит, вращение Североамериканской плиты относительно Евразии (Парфенов и др., 1988).

Из модельных расчетов следует разделение области на два домена, вращающихся в разных направлениях. Это может отражать существование двух различных плит к юго-востоку от БРЗ: Монгольской и Амурской, граница между которыми "размыта" и не выражена современными разломами. Направление выдавливания коры здесь совпадает с течением в мантии, выведенным из сейсмологических наблюдений об анизотропии литосферной мантии (Gao et al., 1994), что является аргументом в пользу идеи о совместных, однонаправленных верхне-коровых (фиксируемых по GPS) и мантийных (предсказанных сейсмологическими методами по анизотропии мантии) движений.

По модели комбинированного растяжения/сжатия удалось оценить скорость разнонаправленного вращения как 0.23- 10-6 град/год для Монгольской плиты и 0.34- 10-6 град/год для Амурской плиты. Такая оценка приемлема по порядку величины, и совпадает с подобными оценками, выведенными из кинематических моделей деформации Центральной Азии, палинспастическим реконструкциям или из данных по кинематике разломов и фокальным механизмам землетрясений (Zonenshain and Savostin, 1981; Avouac and Tapponier, 1993; Peltzer and Saucier, 1996). Внутренняя структура деформаций БРЗ контролируется трехмерной геометрией литосферы и сетью разломов. Идея о преимущественно пассивном механизме раскрытии Байкальского рифта представляется обоснованной и подтверждается настоящими расчетами.

Модель развития осадочного бассейна типа пул-апарт. Сдвиговые рифты или бассейны пул-апарт формируются в результате растяжения земной коры при наличие двух или более субпараллельных разломов, смещенных друг относительно друга. В зависимости от величины смещения между разломами форма бассейнов может быть в виде ромба или параллелограмма. Типичными примерами таких структур являются Курайская и Чуйская впадины в Горном Алтае (Добрецов и др., 1995), Тункинская впадина и ряд межгорных прогибов БРЗ (Балла и др. 1990), бассейны Мертвого моря (Katzman et al. 1995; Gvirtzman and Stanislavsky, 2000), трог Селтон на продолжении разлома Сан-Андреас, Долина Смерти в Калифорнии (Lanchenbruch et al., 1985).

Смоделированы механизмы формирования бассейнов пул-апарт в обстановке левостороннего сдвига для случая Тункинской впадины Байкальской рифтовой зоны и правостороннего сдвига с перпендикулярным сжатием для случая Курайско-Чуйской системы межгорных впадин Алтая. Модель левого сдвига в прямоугольной области с двумя смещенными разломами показана на рис 3, а. В условиях сдвига, осложненного двумя смещенными разломами, создаются условия растяжения между ними и как следствие развитие осадочного бассейна (светлые области). Образуются две впадины, разделенные перемычкой. Для Тункинской впадины скорости погружения в кайнозое составляют, по стратиграфическим данным, от 60 м/млн лет, начиная с оли-гоцена и резко увеличиваются до 310-350 м/млн лет в плиоцене, что хорошо согласуется с модельными оценками. Тункинский бассейн состоит из двух депрессий (западной и восточной), заполненных кайнозойскими отложениями мощностью 2200 м в западной области и 2800 м - в восточной, разделенных поднятием фундамента (Шерман и др., 1973). Такая структура пул-апарта, состоящего из двух отдельных впадин, моделируется в варианте с двумя смещенными разломами (рис. 3, а). В альтернативном варианте с Z-образным разломом формируется пара узких хребтов параллельно разломам, ограничивающих бассейн. Подобные поднятия соответствуют плечевым поднятиям рифтов при растяжении или взбросам, ограничивающим впадину в форме рампа при сжатии (рис. 3, б).

а 4

У .

мы/год

иыЛхи

13 ■

-0.03 -0.1 •0.15 •01 -0.25 -0.3

0.05 0

-0.06-

-0.15-0.181-

Рис. 3. Модели образования сдвиговых бассейнов: а- левостороннего сдвига с двумя смещенными разломами; £ - правостороннего сдвига в условиях сжатия с изогнутым разломом. Поля вертикальной скорости утонения/утолщения литосферы в мм/год. Темные области - воздымания, светлые - впадины (потенциальные бассейны). Скорость сдвига - 80, сжатия -5 мм/год.

Характерной особенностью является развитие двух впадин, разделенных разломом, а также воздымания в виде хребтов на продолжениях разломов. В этих же зонах наблюдается концентрация максимальных напряжений. Напряжения, возникающие в процессе деформирования, достигают (0.51.0)- 1013 Н/м, что в пересчете на общую мощность литосферы (100-200 км) составляет не более 25—100 МПа. Модель на рис. 3, б соответствует структуре Чуйско-Курайской системы впадин и хорошо воспроизводит картину сейсмической активности в период землетрясения 2003 г. вдоль Северо-Чуйского хребта (Новиков и др., 2005). Это говорит о правдоподобности предложенных моделей, а сами Курайский и Чуйский бассейны можно отнести к сдвиго-во-коллизионным. Таким образом, модельные расчеты подтвердили механизм колизионно-сдвиговой тектоники Алтая. Из сравнения моделей с реально существующими рифтовыми системами можно заключить, что впадины типа пул-апарт являются специфическим видом осадочных бассейнов, формирующихся в геодинамических обстановках сдвигово-коллизионных зон, представляющих трансформную границу двух плит (например, Сибирской - Монгольской, Африканской - Аравийской, Тихоокеанской - Североамериканской). Структура бассейнов определяется геометрией разломов, величиной сдвиговых и сжимающих скоростей и реологией литосферы.

В конце главы приводится моделирование эпизода герцинской коллизии для Алтае-Саянского региона. Рассматривалась задача деформации литосферы Алтае-Саянской складчатой области, в качестве пограничной зоны между Сибирской платформой и Казахстанской плитой. Основной целью расчетов было исследование возможных механизмов взаимодействия Сибирской и Казахстанской плит при "косой" коллизии и моделирование условий возникновения сдвиговой зоны. Информативным оказывается распределение вертикальных скоростей деформации литосферы. Зоны с разным знаком вер-

тикальной скорости можно трактовать как орогенические области в случае положительных значений (т.е. утолщение) и как впадины или осадочные бассейны в случае отрицательных величин (т.е. утонение). В варианте модели с левосторонним сдвигом получили разделение модельной области на две большие зоны с положительным (южная часть) и отрицательным (северная часть) перемещениями поверхности литосферы. Первая покрывает область современной структуры Рудного, Горного и Монгольского Алтая, вторая охватывает области предгорий Алтая, Кузнецкого бассейна, Северо- и Южно-Минусинской впадин, а также Долины Озер (Западная Монголия). Характерной особенностью этой модели является наличие ряда межгорных впадин внут-риорогенных областей, примерами и аналогами которых служат Зайсанская, Курайская, Чуйская впадины Рудного и Горного Алтая. Модельные межгорные впадины, как правило, обрамлены или касаются разломов, их форма в плане характерна сдвиговым бассейнам. Тектоника Алтае-Саянской складчатой области наиболее благоприятна для развития бассейнов типа пул-апарт.

Глававторая. Рассмотрен методреконструкции истории растяжения литосферы и формирования осадочных бассейнов. Одним из важнейших проявлений дестабилизации литосферы является ее растяжение, утонение и, как следствие, появление на земной поверхности областей погружения, заполненных водой и осадочно-вулканогенным материалом. Классификация осадочных бассейнов основывается на структурных признаках, типе подстилающей коры, магматизме и геодинамическом режиме (Милановский 1976; 1983; Kingston et al., 1983; Mitchell and Reading, 1986; Грачев 1987, Шерман и др., 1992; Einsele, 2000; Хаин, 2001; Леонов, Волож, 2004; Лобковский и др., 2004). Дана краткая характеристика основных типов бассейнов: 1) внутриплитные впадины; 2) континентальные рифты; 3) бассейны пассивных окраин; 4) океанические рифты; 5) суб-дукционные бассейны; 6) коллизионные бассейны, краевые прогибы; 7) сдвиговые бассейны; 8) полифазные (инверсионные) бассейны.

В разделе 2.1 дается анализ механизмов формирования рифтовых осадочных бассейнов на основе данных (Милановский 1976; Sengor, Burke, 1978; Zigler, 1990; Никишин, 1999; Леонов 2001). Процесс пассивного рифтанга начинается с растяжения и утонения коры и мантийной литосферы в результате действия удаленных источников, таких как силы на границах плит. В этой модели горячая астеносфера заполняет образовавшееся пространство при утонении литосферы. Среди возможных результатов пассивного подъема ас-теносферного материала - декомпрессионное плавление, базитовый магматизм, излияние континетальных базальтов в виде траппов, развитие зон повышенного теплового потока. Может происходить термический подъем в ответ на прогрев литосферы снизу и вызвать воздымание флангов рифта. Интрузии и поднятие горячего материала вблизи основания коры вызывают нагревание вышележащих коровых пород с последующим метаморфизмом средней части коры вплоть до высоких степеней, включая гранулитовую фацию. В такой обстановке вулканизм может развиваться или синхронно или

после значительного утонения. Активный рифтогенез происходит в такой последовательности: воздымание поверхности - вулканизм - растяжение и разломообразование. На начальных стадиях мантийный плюм поднимается к основанию литосферы. Он вызывает прогрев всей литосферы и приводит к образованию куполовидного подъема земной поверхности. Голова плюма может продолжать подниматься и вызывать эрозию основания литосферы. Нагрев вызывает снижение прочности литосферы, что может привести к растяжению. На заключительной стадии происходит деформирование коры с образованием структур растяжения, т.е. собственно рифтов. Альтернативным механизму активного риифтогенеза в некоторых случаях может быть механизм формирования осадочных бассейнов за счет фазовых переходов (Артюш-ков, 1979; Лобковский и др., 1993). В этих моделях погружение вызвано отрицательной плавучестью эклогитизированых базальтов в низах коры или у основания литосферы.

В разделе 2.2 описывается метод реконструкции погружения на основе процедуры декомпакции осадков и литостатической разгрузки. Изложены основные результаты моделирования эволюции осадочных бассейнов обрамления Сибирской платформы методом реконструкции осадконакопления (бэк-стриппинг-анализ, Steckler, Watts, 1978). Метод заключается в последовательной реконструкции палеотемпературы и палеоглубины погружения многослойной толщи осадков с переменным числом слоев с известными теплофизи-ческими характеристиками пористой породы. Алгоритм расчета состоит в том, что с момента, когда развитие бассейна считается завершенным, производится последовательная, с обратным временем, реконструкция глубины погружения каждого осадочного слоя (Фридингер и др., 1991). Вес осадочной колонки постепенно уменьшается, каждый слой, начиная с самого молодого, "выводится" на поверхность (бэкстриппинг-метод). При этом производится коррекция его толщины за счет уплотнения под весом накопленных осадков. Далее рассмотрены бассейны разного генезиса и для них установлено, что кривые погружения в координатах "возраст-глубина погружения" имеют "вогнутую" форму (Енисей-Хатангский, Кузнецкий, Датский, Днепрово-Донец-кий). В других случаях наблюдаются "выпуклые" кривые (Уэльский, Вилюй-ский, Предверхоянский бассейны). Нерифтовая природа этих бассейнов, доказанная ранее по комплексу геолого-структурных и геохимических данных, подтверждается также по типу кривых погружения. Наконец, линейные крутопадающие кривые, возможно, характеризуют сдвиговые бассейны (Тункин-ская впадина).

Пространственные н временные вариации погружения и седиментации в Кузнецком осадочном бассейне. Кузнецкий осадочный бассейн представляет собой палеозой-мезозойский прогиб, выполнен осадочными породами девонского, карбонового, пермского, триасового, юрского и мелового возраста, залегающими концентрически зонально: молодые отложения - в центре бассейна, более древние - в периферийных частях (рис.4). Максимальная мощность

Рис. 4. Геологическая схема Кузнецкого прогиба (Шокальский идр., 2000): 1 - карбонатные мезозойские впадины (Ч - Чусовитинская, Б - Бунгарапская, Т - Ту-туясская), 2 - трапповый трахибазальтовый комплекс, 3 -позднепалеозойские карбонатные отложения, 4 - карбонатные терригенные отложения, 5 - вулканиты кальиие-во-щелочных и субщелочных серий, б - терригенно-карбонатные шельфовые осадки, 7 - вулканиты толеитовых и калыщево-щелочных серий, отложения шельфовых фаций €,-0,, 8 - согласные и несогласные границы стратиграфических подразделений, 9 - надвиги и сдвиги, 10 - границы мезозой-кайнозойских депрессий, 11 - точки модельных реконструкций: 1 - Топки, 2 - Ленинск-Кузнецкий, 3 - Терсь, 4 - Мыски.

пород бассейна составляет 9-11 км. Глубинное строение земной коры под Кузнецким бассейном характеризуется существенным скачком в рельефе поверхности Мохоровичича от глубины 45-50 км на периферии до 38-41 км во внутренней части. Из анализа кривых погружения (рис. 5) и имеющихся сейсмических данных о рельефе Мохо и фундаменте бассейна можно предположить следующий сценарий развития впадины. Первый этап быстрого погружения происходил в среднем-верхнем девоне в период 380-370 млн лет, охватывая северозападную половину прогиба приблизительно на 3/4 территории современного бассейна. Коэффициент растяжения коры составлял 1.4-1.6, всей литосферы -

Рис. 5. Реконструкции погружения и теплового режима в Кузбассе. Стрелкой указан возраст траппов. Пунктирные линии - изолинии температур, °С, сплошные - кривые погружения.

2.1-2.6 при достижении максимальных температур в основании бассейна не менее 300 °С и скорости осадконакопления 350-550 м/млн лет. Затем последовал период постепенного охлаждения и опускания основания впадины вследствие тепловой контракции в течение верхнего девона до верхнего карбона, сопровождавшегося осадконакоплением в условиях мелкого моря. Второй эпизод резкого погружения представляется более продолжительным, и заключался в резком погружении в интервале 280-250 млн лет с величиной растяжения коры 1.2-1.6 и литосферы в целом -1.4-2.6 раза и скорости осадконакопления 100-200 м/млн лет. В результате последовательного прогибания в течение первого и второго этапов, разделенных периодом медленного погружения, сформировались суббассейны, соответствующие мезозойским Чусовитинской и Бун-гарапской впадинам. Второй этап погружения наиболее сильно отразился в палеотемпературной эволюции центральной части бассейна. Максимальные температуры составили более 400 °С в ходе второго этапа погружения в центральной части бассейна (разрез Терсь). В Центрально-Кузбасской впадине он, по-видимому, закончился излияниями траппов сдатировками абсолютного возраста около 250 млн лет (Шокальский идр., 2000). Таким образом, максимальные температуры метаморфизма погружения, предсказываемые в центре Кузбасса, соответствуют появлению вулкано-плутонических комплексов.

Построение кривых погружения и расчет палеотемператур и позволили наиболее точно подобрать входные параметры модели: коэффициенты растяжения и начальную толщину коры/мантии, величину теплового потока и др. С помощью температурных оценок по отражательной способности витринита подтверждена правильность модельных расчетов глубин и палеотемператур (Полянский и др., 2004). Полученные оценки сопоставлены с современным строением бассейна. С учетом осадочного наполнения бассейна (10-11 км), мощность консолидированной коры под ним составит 27-30 км, что меньше мощности коры в окружающих областях в 1.6-1.7 раза. Для четырех вариантов реконструкции погружения наилучшее соответствие теоретической и модельной кривых фиксируется при растяжении коры в среднем в 2 раза при среднем растяжении всей литосферы в 5 раз.

Эволюция рифтового осадочного бассейна как индикатора геодинамической обстановки (на примере Еннсей-Хатангского прогиба). На примере Енисей-Хатангского бассейна обосновывается модель растяжения, описывающая пермо-триасовое и последующее погружение, и дается количественная оценка величины растяжения и длительности рифтогенеза. Максимальная глубина бассейна составляет 10-12 км в западной части и, по крайней мере, 8 км в восточной. В поперечном разрезе строение бассейна несимметрично, с постепенным погружением отражающих горизонтов к северу (рис. б).

78" 90" 102" 114" 126"

Рис. 6. Схема строения Енисей-Хатангского прогиба и прилегающих областей Сибирской платформы (Соболев 1986; Берниковский, 1996; Додин 2002): 1 - выступы архейского фундамента; 2 - Таймырская (герциниды) система складчатости, 3-5: Верхоянский (I), Усть-Енисейский (II), Хатангский (III); Лено-Анабарский (IV) позднепалеозой- мезозойские прогибы; 6- 7- платформенные структуры, 8- траппы, 9- области проявления щелочно-ультраосновного магматизма. Цифрами в кружках показаны точки модельных кривых погружения бассейнов.

Параметры рифтогенеза для впадин Енисей-Хатангского бассейна

Растяжение Глубина бассейна, км Толщина коры, км

Впадина коры, ß литосферной мантии, 8 общее, е

1 .Усть-Енисейская 4.4 5.8 5.4 10 35

2.Балахнинская 2.6 2.0 2.1 6.5 36

З.Цветкова-Паксинская 5.0 1.6 1.85 10.2 30

4.Нордвикская 1.4 1.2 1.24 4.3 42

Изучены четыре зоны Енисей-Хатангского бассейна в отношении эволюции погружения: 1) Усть-Енисейская, 2) Балахнинская впадины, 3) Цвет-ково-Паксинская котловина и 4) п-ов Нордвик. Общее растяжение в 5.4 раза является максимальным для Усть-Енисейской депрессии и минимальным -124 - для восточной части впадины (п-ов Нордвик) (см. таблицу). Для Ени-сей-Хатангского прогиба показано, что между процессами растяжения литосферы и накопления осадков в рифтовых бассейнах существует прямая связь: чем больше степень растяжения коры, тем больше глубина бассейнов. Величина общего растяжения всей литосферы, видимо, определяет степень и объем плавления. Для позднепалеозойского осадконакопления этап резкого прогибания заканчивается событием ультабазитового магматизма в бортах палео-рифта (Норильская, Гулинская интрузии) и трапповым магматизмом на северной окраине Сибирской платформы, за которым последовало медленное погружение ввиду остывания литосферы.

При утонении литосферы в 5.4 раза и подъеме границы раздела литосфера-астеносфера, геотерма пересечет кривую солидуса перидотита на РТ-диаг-рамме. Как показано в (Steckler, Watts, 1978), ß = 50 соответствует «бесконечному» растяжению в срединно-океанических рифтах, где выплавляется новая кора. Если ß = 6, то при температуре астеносферы 1350 °С (McKenzie, Bickle, 1988) сформируется слой с частичным расплавом толщиной до 5 км. Это позволяет объяснить появление щелочно-ультраосновного магматизма, сопровождающего рифтообразоваиие в западной части Енисей-Хатангского прогиба, где по расчетам фиксируется растяжение литосферы е=(Я + ft)/(A/ß + H/S = 5.4, где h, Н- предрифтовая толщина коры и литосферной мантии, ßn S - величины их растяжения соответственно.

Для Енисей-Хатангского прогиба показано, что формы кривых погружения типичны для рифтового механизма (рис. 7). Следует различать две причины и, соответственно, две фазы погружения, как показано на примере изученных осадочных бассейнов. Сначала происходит погружение вследствие растяжения в условиях изостазии, а затем наступает длительная стадия остывания бассейна и его погружения в результате тепловой контракции литосферы. Первая стадия обычно длится 5-10 млн лет. Вторая стадия называется

термальным погружением или релаксацией и длится на порядок дольше - от БО до 100 млн лет. Период быстрого погружения на границе перми/триаса в изученных бассейнах совпадает с событием траппового магматизма (250 млн лет) на Сибирской платформе.

Глава третья. Имеется много данных геофизических наблюдений, указывающих на присутствие внутри рифтовых зон вулканитов, не обнаженных интрузивных тел и магматических камер, расположенных на малых и больших глубинах (Рамберг, Морган, 1984). Рассматриваются процессы теплопереноса за счет конвекции порового флюида в верхней части коры и в осадочном бассейне. К ним относятся: экранирующий эффект осадконакопления на передачу глубинного тепла, течения по проницаемым

зонам, тепловой эффект при внедрении магм. Разработаны двумерные нестационарные модели на основе уравнений фильтрации Дарси и теплопроводности в пористой, уплотняющейся породе с учетом конвекции флюида. Полная система уравнений и конечно-разностные методы описаны в работах (Полянский, Ревердатто, 2002; Роой, Ро1уашку, 2002).

Теплоперенос при эволюции Байкальской рифтовой зоны. Одним из критериев различия активного и пассивного механизмов рифтогенеза, является тип источника тепловых аномалий современного Байкальского рифта: мантийный или корово-флюидный. В первой части главы показана эффективность циркуляции флюида в формировании термальной структуры амагматичной северной части Байкальского рифта. Тепловой поток в активных тектонических зо-

Рис. 7. Реконструкции погружения, осадконакопления и теплового режима в Енисей Ха-тангском прогибе. Стрелкой указан возраст ще-лочно-ультраосновного магматизма. Пунктирные линии - изолинии температур, сплошные -кривые погружения.

нах является ключевым параметром для выявления глубинных аномалий и понимания эволюции литосферы. Из данных (Голубев 1982; 1975; Лысак, 1981, Дучков и др., 1977; 1979) следует, что тепловой поток в пределах бассейна оз. Байкал сильно неравномерен: на фоне средних значений 50-70 мВт/м2 выделяются аномалии в виде узких вытянутых зон со значениями около 100 мВт/м2 и локальными пиками до 300-1000 мВт/м2 (Голубев, 1982). Аномалии теплового потока, как правило, расположены вдоль бортовых разломов. Их размер и обособленность исключают чисто кондуктивные механизмы, поэтому рассмотрен теплоперенос нагретыми геотермальными флюидами. При исследовании теп-лопереноса, связанного с циркуляцией подземных вод, осадочный бассейн Байкальского рифта рассматривается в совокупности с воздыманием "плеч" рифта: начиная с 35 млн лет до уровня +750 м, и в течение последних 5 млн лет более быстро до современных отметок +1500 м. Латеральный поток подземных вод является следствием действия градиента давления между зонами высокого и низкого рельефа (Голубев, 1988; Polyansky, Poort, 2000). В модельном обобщенном разрезе оз. Байкал представляется как область интенсивного осад-конакопления; потоки метеорных вод за счет неровности рельефа будут смешиваться с течениями флюида за счет уплотнения осадочных пород. Определены скорости течений за счет компакнии осадков 1 см/год, а за счет рельефа -10 м/год. Обе системы течений контролируются гидродинамическим градиентом уровня подземных вод и структурой бассейна с неоднородной проницаемостью в качестве параметров модели.

Рассмотрены три тестовые модели (А, В, С) с различными параметрами осадочного чехла. В модели А три осадочные серии определены как однородные озерные отложения. В модели В нижний слой заменяется на слой-проводник, а перекрывающий слой - на слабопроницаемый экран. В модели С добавлены прибортовые проницаемые зоны, моделирующие оползневые и аллювиальные осадки (апроны и фаны). Гидропроводность фундамента варьировалась от 1010 до 108 м/с. Расчетные распределения теплового потока поперек БРЗ в ее северной части между бортовыми хребтами (Байкальским и Баргузинским) приведены на рис. 8. Моделирование показывает, что относительно среднего теплопотока 55 мВт/м2 тепловые аномалии за счет сложного рельефа составляют около 130-150 мВт/м2, за счет конвекции по проницаемым отложениям -140-200 мВт/м2, за счет наличия прибортовых разломов -250-300 мВт/м2 (рис. 8). Уплотнение осадков вызывает восходящие потоки порового флюида, но вклад их в теплоперенос незначителен. Путем перебора проницаемости пород фундамента была найдена величина 5- 10-16 м2, ниже которой пики тепловых аномалий исчезали (см. рис. 8). Это пороговое значение отвечает смене главного механизма теплопереноса от конвективного к кондуктивному, оценка этого порога совпадает с результатами (Smith, Chapman, 1983).

Как результат внутриконтинентального рифтинга, Байкальский рифт представляет собой последовательность высоких и узких горных хребтов,

Рис. 8. Поверхностный тепловой поток для моделй А, В, С. Кт =10-8 м/с -гидропроводность пород фундамента. Впадина Байкала показана серым прямоугольником. Пики наблюдаются на границах осадочного бассейна.

ограничивающих узкие и глубокие кайнозойские осадочные впадины. Эта обстановка дает возможность реализоваться потокам, контролируемым погружением и уплотнением осадков, подъемом флангов и наличие проводящих осадочных слоев, что играет важную роль в теплопереносе. Модельные результаты показывают, что увеличение теплоотдачи в Байкальском рифте может быть объяснено без привлечения мантийных источников. Региональная циркуляция флюида в верхней коре способна перераспределить тепло и создать локальные температурные аномалии на границах бассейна.

Тепловой режим осадочного бассейна при интрузиях магмы. Задача исследований (Полянский, Ревердатто, 2002; 2005; Ро1уашку Ы а1., 2002; 2003), суммированных в настоящем разделе, заключалась в том, чтобы определить влияние тепла базальтовых (трапповых) интрузий на термальный режим маг-матичных осадочных бассейнов. Примерами природных объектов служат осадочные бассейны юга Сибирской платформы, во время формирования которых, на границе триаса и перми произошли многочисленные излияния и внедрения в осадочный чехол базальтовой магмы. Интрузии осуществлялись в гипабиссальных условиях (на уровне верхних 4-5 км) в проницаемые породы со свойствами коллекторов (Конторович и др., 1997). Магматические интрузии нарушают геотемпературное и гидростатическое равновесное состояние и приводят к возникновению конвективных течений во вмещающих породах.

Силлы после полной кристаллизации магмы являются практически непроницаемыми барьерами для миграции флюидов. При их внедрении нижележащие породы испытывают интенсивное нагревание, в результате чего повышается флюидное давление, в 1.5-1.8 раз превышающее гидростатическое. Дли-

тельность существования аномально-высокого давления определяется степенью замкнутости нижнего полупространства, т.е. геометрией магматического каркаса и проницаемостью осадочных пород, в том числе коллекторов. Для типичных параметров осадочных пород в случае водного флюида "время жизни" избыточного пластового давления составляет несколько тысяч лет.

Проанализированы различные режимы паро-водяной конвекции на разных этапах остывания интрузий (рис. 9). В случае гомогенного флюида (без вскипания) формируются регулярные конвективные ячейки, периодичные как в отношении скорости течений, так и по температуре (см. рис. 9, а), которые со временем исчезают (см. рис. 9, Ъ). Когда происходит внедрение пластовой интрузии в близповерхностных условиях, картина конвективного тепломассопереноса оказывается принципиально иной. Ячеистой структуры не возникает, а наблюдается адвекция тепла путем восходящего потока газовой или газово-жидкостной смеси в виде "гриба" или гопома (см. рис. 9, с). В зонах вскипания вертикальный градиент давления оказывается близок к нулевому из-за малой плотности газа по сравнению с жидкостью. Вокруг области газовой фазы существует двухфазная зона, в которой происходит гравитационная сепарация фаз: газ поднимается вверх, жидкость опускается вниз (см. рис. 9, с). Подобные процессы должны иметь место и в случае конвекции двухфазного углеводородного флюида. Модели с наличием силлов ограниченной протяженности показывают возможность механизмов дальней латеральной миграции жидкости и газа в коллекторах под непроницаемыми сил-лами к зонам разгрузки.

Рассмотрены модели с проницаемостью пород коллекторов, зависящей от температуры, что описывает влияние процессов растворения/переотложения солей. Для случая бассейнов с соленосно-карбонатными горизонтами смоделированы потоки пластового флюида (см. рис. 9, й). Предполагалось, что пористость и проницаемость среды линейно зависит от количества переотложенного галита, поэтому коэффициент проницаемости для коллекторс-кого слоя также принимался экспоненциально зависящим от температуры. Область эффективной конвекции (при Т> 100 °С) сначала распространяется в сторону периферии силла, а затем сокращается к центру. Это значит, что граница переотложения соли будет перемещаться по простиранию коллектора, при этом поток у кровли коллектора, направленный в сторону периферии силла, переносит растворенное вещество. Максимальное удаление фронта фазового перехода составляет 700-800 м от края силла. Это расстояние зависит от объема интрузива, т.е. от количества диссипирующего тепла. На основании модельных расчетов показано, что в подсолевых горизонтах в течение нескольких тысяч лет происходит вымывание галита из под интрузии, перенос на расстояние не более сотен метров в сторону периферии, переотложение при пониженной температуре и, возможно, формирование литологичес-ких барьеров для потоков флюида. Можно предполагать, что течения будут ограничены границей фазового перехода галита в положении максимальной

положение литологической ловушки в зависимости от вертикального расстояния между коллектором и трапповым телом и от их мощностей.

Двумерная модель показала, что ранее используемые одномерные подходы в оценках степени прогрева вмещающих толщ магматическими интрузиями оказываются недостаточными. Конвекция в условиях высокопроницаемых слоев-проводников флюида может создать широкие зоны прогрева над пластовыми горизонтальными интрузиями и возле вертикальных магматических тел. В этих же зонах образуется область существования газовой фазы, "время жизни" которой составляет около 5-6 тыс. лет при типичных параметрах пород. В отношении углеводородного флюида это может создать благоприятные условия для созревания и улучшения качества нефти, когда вначале происходит интенсивное перемешивание жидкости, а затем наступает почти термостатическая фаза в течение более 10 тыс. лет.

Таким образом, в коллекторах осадочных бассейнов типа Енисей-Ха-тангского или Тунгусского на глубинах 2.5-3 км внедрение силла может способствовать более быстрой миграции углеводородов ввиду понижения вязкости. Прогрев вмещающих пород, слагающих проницаемый осадочный чехол, сопровождается конвективным тепломассопереносом посредством порового флюида, находящегося либо в двухфазном газово-жидкостном, либо в надкритическом гомогенном состоянии в зависимости от глубины внедрения. Преобладающий механизм-16 теп2лопереноса определяется пороговой проницаемостью пород порядка 5-10-16 (м2) и меняется от конвективного в осадочных бассейнах (условия метаморфизма погружения) к кондуктивному (диффузионному) в консолидированной коре (условия метаморфизма средних и высоких ступеней).

Глава четвертая посвящена исследованиям явления диапиризма и интрузий магм как причины нарушения термомеханического равновесия в земной коре. Для случаев, когда за счет глубокой эрозии на поверхность выведены породы средних и высоких ступеней метаморфизма, становится актуальной задача определения формы и характеристик магматического теплового источника. При этом само магматическое тело может быть не доступно прямым наблюдениям. Изучены процессы гранитоидного диапиризма как модель нижнекоровой термомеханической дестабилизации литосферы. Совместный анализ тектонической структуры и метаморфизма выполнен на примере гранитогнейсового купола в Баян-Хонгорской зоне Монголии. Изучены процессы гранитоидного диапиризма как модель нижнекоровой термомеханической дестабилизации литосферы. Строение диапира схематически изображено на рис. 10. Его вещественный состав - сложное чередование гранатовых амфиболитов, лейкократовых гнейсов, слюдистых и биотит-калишпат-кварцевых сланцев, гранат-биотитовых очковых гнейсов, мраморов. По данным и-РЬ термоизохронного метода абсолютный возраст гранитов и грани-тогнейсов ядра купола - 800 млн лет, окружающих пород вне воздействия диапира -1.82 млрд лет (Кепежинскас и др., 1987).

С помощью геотермометров работы определены палеотемпературы

.ff

г,'С

900 800 700 ■600 •500

ТТ

~П ШТГГ Б

ШП1 НЮ* Ш* И' и« Е23'

Рис. 10. Геологическое строение Баян-Хонгорской гранитогнейсового купола, МНР (слева): / - гранатовые амфиболиты и амфиболовые сланцы, 2 - биотит-калишпат-кварцевьте сланцы с кварцевыми жилами, 3 - гранат-биотитовые очковые гнейсы с прослоями мигматитов, 4 - мраморы, 5 - разгнейсованные гранат-биотитовые граниты и гранитогнейсы, б- кварцевые жилы, 7- кайнозойские эффузивы. Справа - оценки температур (три нижние кривые) и давлений (две верхние кривые) в породах диапи-ра. Используемые геотермометры: гранат-биотитовые: (Hoinkes, 1986); (Перчук, 1981), (Thompson, 1976); амфибол-плагиоклазовые: (Перчук, Рябчиков, 1976), (Лихойдов и др, 1981) и геобарометры: (Hammarstrom, Zen, 1986; Плюснина, 1981).

С помощью геотермометров работы определены палеотемпературы формирования Баян-Хонгорского купола (см. рис. 10). Перепад температур между ядром купола и вмещающей породой составлял 200-300 °С по разным геотермометрам. Получены приблизительные оценки для давления в северозападном крыле. Наблюдается тенденция к повышению всестороннего давления от периферии купола (6-7 кбар) к ядру (7.5- 9 кбар). Полученные оценки следует рассматривать как сумму литостатического и избыточного давлений. Эти оценки дают возможность определить параметры диапирового подъема магмы в нижней коре: градиент температуры grad T= 55-60 °С/км - выше среднекорового, но нижеконтактово-метаморфического; grad/'-l кбар/3+4 км - близок к литостатическому; амплитуда подъема диапира h = ATI grad Т = = 150 °С/45°С/км = 3.3-4.2 км.

Материалы, изложенные в этом разделе, позволяют сформулировать следующие выводы.

• Диапировый процесс происходит в условиях замкнутого объёма за счёт перераспределения масс. Установлено, что за образование Баян-Хонгор-ского купольного'поднятия был ответственен диапиризм. Исследованный гранитогнейсовый Баян-Хонгорский диапир в течение роста представлял собой пластичное тело с характерной вязкостью 1016-1018 П; подъём диапира происходил со скоростью до сантиметра в год, типичные времена подъёма составляют первые сотни тысяч лет при амплитуде воздымания 3-6 км.

• Существует два возможных соотношения между кинематическим и температурным полем всплывающего диапира: а) изотермы - субгоризонтальны; преимущественный теплоперенос - кондуктивный, характеризуется малыми числами Пекле (Ре= У-1Лс, где V— скорость, £ - размер, к - температуропроводность); б) изотермы положе, чем структурные границы при средних значениях числа Пекле (равный вклад конвекции и диффузии тепла); в) изотермы конформны структурным границам, характерны большие значения критерия Пекле. Характерные значения критерия подобия Пекле составляют ~72. Такая ситуация означает, что преобладающий способ теплопереноса - конвективный, при этом формируется термическая аномалия ("антиклиналь")-

• Избыточное тектоническое давление увеличивается по мере роста купола и достигает 0.1-0.25 кбар в сводовой части; максимальная оценка избыточного давления при гранитогнейсовом диапиризме составляет не более ~0.5 кбар.

• В Баян-Хонгорском поднятии теплоперенос происходил в режиме интенсивной конвекции, диффузия тепла играла подчинённую роль. Рост диапира сопровождался формированием термальной "антиклинали", процесс развивался в течение регионального метаморфизма на уровне амфиболито-вой фации.

В заключительном разделе (4.6) приводятся примеры математического моделирования термальной истории метаморфических зональностей литосферы: Тонгулакского метаморфического комплекса (Алтай) и зональность Коннемара (Ирландия). Геологические данные свидетельствуют о невозможности объяснения происхождения структуры Тонгулакского метаморфического комплекса с помощью тектонического надвига или потоком фильтрующегося по проницаемой зоне горячего флюида. Для выяснения механизма формирования зональности реализована двумерная математическая модель термального воздействия интрузивного тела на вмещающие породы. Моделирование проводилось в области размером 30 на 40 км, соответствующей разрезу земной коры вкрест простирания метаморфической зональности. Модельный разрез соответствует линии вкрест простирания метаморфической зональности. Задача состояла в подборе параметров, когда горизонтальный перепад температур на полуширине метаморфической зональности (5 км) составил бы 100 °С в интервале 650-550 °С. Этот пример характеризует метаморфическую зональность умеренных давлений. В рамках математического моделирования определена природа и форма невскрытого эрозией теплового источника, вызвавшего формирование зональности в средней части земной коры. Основой для моделирования послужил профиль вариаций температур, полученный на основе минеральных равновесий (геотермометрии). По всей вероятности, тепловой источник представлял собою мощное интрузивное магматическое тело с клиновидной кровлей (рис. 11). В настоящее время оно залегает, по-видимому, в непосредственной близости (на глубине около 0.5 км) от поверхности. Внедрение магмы, вероятно, проходило по вертикаль-

Рис. И. Модельное распределение температуры и интервалы оценок по геотермометрам (вертикальные отрезки) для правой стороны клиновидной интрузии. Цифры у кривых - время после интрузии в млн. лет. Огибающая максимальных температур показана черными точками. Полуширина зональности (5 км от

оси симметрии) показана штрих-пунктиром. Приведена схема интрузивной кровли с углом падения плоскости контакта и расстоянием до предполагаемой поверхно-стиэрозии.

ной, линейной, тектонически ослабленной зоне. Реологические свойства земной коры на глубине около 20 км при температуре 500-700 °С допускают эту возможность.

Другим примером нахождения формы теплового источника по известным характеристикам палеотемпературного профиля послужила метаморфическая зональность Коннемара (Ирландия). Выти привлечены разные модели адвективного нагревания участка земной коры. Результаты петрологического изучения говорят о главной особенности региональной зональности -повышенном горизонтальном тепловом градиенте до 14 °С/км. Математическое моделирование, основанное на геологической информации, показывает, что температурное поле в зональности Коннемара лучше всего объясняется моделью мощного магматического интрузива с наклонным верхним контактом под углом, изменяющимся от 20 до 40°. Модельные вынисления указыша-ют на относительно короткий период формирования метаморфической зональности и остывания интрузива, который продолжался не более 6 млн лет. В целом, это находится в соответствии с радиометрическим датированием: период между пиком метаморфизма (750 °С) с возрастом 466-468 млн лет и временем, когда температура упала до 500 °С, составляет приблизительно 78 млн лет (Friedrich et all., 1999). Таким образом, в случае кондуктивного теп-лопереноса в консолидированной земной коре решение "обратной" задачи теплопроводности методом математического моделирования позволяет определить природу и форму не вскрытого эрозией теплового магматического источника, сформировавшего метаморфическую зональность.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Главным результатом выполненных исследований является разработка интеграционного геолого-математического количественного подхода к описанию процессов глубинной геодинамики. Уравнения сохранения количества движения, массы и энергии, на которых строятся модели, универсальны, поэтому результаты моделирования геологических процессов зависят только от корректного выбора граничных и начальных условий. Комплекс математических моделей и количественных (структурно-геологических, геофизических, петрологических, литолого-стратиграфических) характеристик региональных и локальных структур литосферы позволил решить поставленные задачи на качественно новом уровне. Основной метод исследований -численный эксперимент - делает возможным перевести геодинамические построения на количественную основу, что несомненно повышает качество моделей термомеханических процессов, происходящих в литосфере.

1. Основные результаты в отношении определения напряженно-деформированного состояния литосферы.

Анализ эволюции осадочных бассейнов в сочетании с динамическим моделированием повышает обоснованность заключений о причинах формирования континентальных рифтов. Простой одномерный подход может быть совместим с дву- и трехмерными моделями динамики осадочных бассейнов, для которых строение, стратиграфия и геохронология определены с высокой степенью достоверности.

Применение модели растяжения МакКензи позволило различить два механизма и, соответственно, две фазы погружения, что подтвердилось на примере ряда осадочных бассейнов Сибирской платформы. Континентальная стадия рифтогенеза начинается, судя по характеру кривых погружения, под действием сил растяжения, реализующихся в наиболее ослабленном участке плиты. Как видно из реологических моделей литосферы (1.3), ослабление возникает локально даже при небольшом увеличении теплового потока. Сдвиговые напряжения, возникающие в процессе деформирования, достигают (0.5-1.0)-1013 Н/м, что в пересчете на общую мощность литосферы (100200 км) составляет не более 25-100 МПа, т.е. значительно ниже литостатичес-кого давления.

Бэкстриппинг-анализ (временная "развертка" стратиграфической последовательности) показал, что реконструкция истории развития бассейнов в локальной области не вызывает затруднений. Трудности возникают при выборе граничных, начальных условии и предрифтового строения литосферы в задаче моделирования эволюции бассейна. В работе предложены два пути преодоления этих трудностей: первый - применение одномерных моделей в разных точках по площади бассейна, второй - построение квазитрехмерных динамических моделей для всего бассейна. Первый подход позволяет различить погружение вследствие растяжения и изостатической компенсации в

процессе рифтогенеза и стадию остывания бассейна и его погружения в результате контракции литосферы. Предположение о двустадийности рифтогенеза подтверждается путем анализа реконструированных кривых погружения. Выделяется этап тектонического погружения в течение 5-10 млн лет, и вторая стадия, соответствующая термическому погружению (релаксации) и длящаяся на порядок дольше - от 50 до 100 млн лет. Совокупность данных о скорости осадконакопления и этапах вулкано-плутонической активности повышает надежность оценки степени растяжения и утонения континентальной литосферы. Если растяжение осуществляется более чем в 5-6 раз, то начинается плавление в литосфере с последующим вулканизмом и магматизмом в пределах рифтовых впадин и переход к активной стадии. Данные о возрасте траппового магматизма в бассейнах Сибирской платформы являются независимым критерием выделения стадийности рифтогенеза. Магматизм может инициировать или завершать "активную" фазу, что позволяет сделать вывод о преимущественно пассивном механизме при зарождении рифтов (на примере БРЗ), а в других случаях о смене пассивного на активный режим (на примере Енисей-Хатангского и Кузнецкого осадочных бассейнов).

Одномерные поточечные реконструкции обеспечили надежные данные о предрифтовой структуре литосферы, которые затем использовались в качестве начальных условии в динамических моделях. Квазитрехмерные модели позволяют получить более ясную, точную и достоверную информацию для определения механизмов деформирования континентальной литосферы, нежели кинематические. Так, полученные оценки скорости вращения и перемещения порядка (0.2-0.3)- 10-6 град/год и 5 мм/год соответсвенно подтверждают правомерность выделения обособленных блоков литосферы для описания неотектоники Центральной Азии. Математические модели подтверждаются данными геологических наблюдений, а значит, дают объективную характеристику процессов рифтогенеза.

2. Основные результаты в отношения теплового состояния литосферы и ее локальных структур.

Предложен количественный подход для получения новых знаний о термических режимах в осадочном бассейне. Он показал, что кроме кондуктив-ного теплопереноса, при моделировании должны учитываться конвекция и фазовое состояние флюида. Учет фазового перехода пар/жидкость позволил более детально проанализировать различные режимы конвективного тепло-переноса вокруг силлов. Полная система уравнений конвективного тепломас-сопереноса в деформирующейся среде с трудом поддается решению, поэтому находились решения подсистем этих уравнений для частных задач. Метод включает моделирование связей между несколькими основными физическими процессами, например, между уплотнением осадков и теплопереносом. Сосредоточившись на деталях физических взаимодействий, предположительно наиболее важных, менее существенные аспекты реальной системы рассматривались более идеализировано или вообще исключались из рассмотрения.

Так, показано, что магматическое тепло формирует область фазовых переходов жидких углеводородов в газовую фазу в объемах пород, сопоставимых с размерами магматических интрузивов (силлов и даек).

При моделировании метаморфической зональности пространственная ограниченность имеющихся петрологических и геохимических данных делает трудным реконструкцию общей картины тепломассопереноса. Поэтому предложенные "прямые" численные модели флюидных течений в контактовых ореолах исключительно эффективны, так как они демонстрируют эволюцию среды и теплоносителя в меняющемся гидродинамическом и температурном полях. Кроме того, их многомерный характер обеспечивает непрерывный мониторинг транспортных процессов, что является существенным для получения новых знаний о геологических процессах, где виден только окончательный результат природного "эксперимента".

Пременение сеточных методов для задач по происхождению региональной метаморфической зональности продемонстрировало, что сочетание геологических данных и математического моделирования представляет новые возможности для решения проблемы природы теплового источника. Путем комбинирования моделей теплопереноса и деформаций устанавливается связь термических и геомеханических составляющих в процессе рифтогенеза. Оценка глубины перехода хупкихдеформаций в пластические (реологическая зональность литосферы) имеет значение для определения преимущественного механизма теплопереноса в литосфере. Выше этой границы (преходной зоны на глубине 5-10 км), где давление флюида близко к гидростатическому, основным термическим режимом является конвективный. Ниже этой границы флюид находится под литостатическим давлением, здесь преобладает теплопере-нос за счет кондукции. Соотношение двух механизмов перераспределения тепла - конвекция внутрикорового флюида и кондуктивный нагрев за счет глубинной верхнемантийной аномалии - использовалось как индикатор общей геодинамической обстановки при рифтогенезе. Природа тепловых аномалий Байкальского рифта, а также амагматичность зоны растяжения указывают на плитотектонические причины его формирования при подчиненном влиянии мантийного плюма.

Научные результаты автора могут использоваться при решении многих практических задач, среди них: геодинамические модели регионов активной тектоники и оценка их сейсмичности, интерпретация наблюдений региональных полей тепловых потоков и современных деформаций по GPS, реконструкция термальной истории отложений в осадочных бассейнах и прогноз их нефтегазоносного потенциала. Применительно к нефтегазоносным осадочным бассейнам с наличием траппового магматизма численное моделирование открывает новые возможности в предсказании пространственной локализации углеводородных флюидов. Впервые количественно продемонстрировано, каким образом внедрение пластовых интрузий влияет на преобразования жидких углеводородов, и какую роль играет конвекция флюида в по-

ристой среде и фазовый переход газ/жидкость. Разработанный метод построения фазовых диаграмм впервые применен к исследованию состояния углеводородов, испытавших воздействие магматических тепловых источников (сибирских траппов). Из сравнения модельных результатов для водного и углеводородного флюида следует, что переход вода-пар может служить модельным аналогом перехода нефть-газ.

ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Полянский О.П. Математическое моделирование процессов диапиризма в зем-

ной коре // Методы изучения и моделирования геологических явлений. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1987. С. 49-58.

2. Полянский О.П. Формирование диапировых структур на основе моделирования

неустойчивости Релея-Тейлора // Гелогия и геофизика. 1988. № 1. С. 83-89.

3. Полянский О.П. Механизм диапирового всплывания гранитогнейсовых куполов (Гидродинамическая модель) // Модели эволюции процессов метаморфизма на щитах и в складчатых областях. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1987. С. 62-64.

4. Полянский О.П., Рсвердатто В.В. Моделирование конвекции в мантии на осно-

ве неустойчивости Релея // Состав и процессы глубинных зон континентальной литосферы: Тез. докл. Новосибирск: ИГиГ СО АН, 1988. С. 63.

5. Полянский О.П. Термодинамические и кинематические параметры образова-

ния гранитогнейсового диапира (на примере Баян-Хонгорской складчатой зоны, МНР)// Геология и геофизика. 1989. № 1. С. 34-40.

6. Полянский О.П., Ефремов В.Н. Диагностика куполовидных структур северного

Приладожья на основе термодинамических данных и тектонофизического анализа // Геология и геофизика. 1989. № 4. С. 43-47.

7. Полянский О.П., Волков П.К., Модель метаморфизма при процессах адвек-

ции // Геология и геофизика. 1990. № 2. С. 29-36.

8. Фридингер П.Дж., Ревердатто В.В., Полянский О.П. Метаморфизм погружаю-

щихся осадков в рифтогенных структурах земной коры (модельный подход) // Геология и геофизика. 1991. № 9. С. 81-90.

9. Белинский В.В., Полянский О.П., Рябов И.В. Геотермические исследования

трансформного разлома Зеленого мыса //Докл. АН СССР. 1991. Т. 318. № 6. С. 1422-1424.

10. Белинский В.В., Полянский О.П., Рябов И.В. Геотермические исследования в зоне разлома Зеленого мыса // Геологические исследования в центральной Атлантике. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 1991. С. 84-98.

11. Ревердатто В.В., Полянский О.П., Ананьев ВА Модельные оценки палеотем-ператур и метаморфизм погружения при рифтинге //Докл. РАН. 1992. Т. 323. №5. С. 921-924.

12. Ревердатто В.В., Полянский О.П. Эволюция Р-Г-параметров в альтернативных моделях метаморфизма // Докл. РАН. 1992. Т. 325. № 5. С. 1017-1020.

13. Ревердатто В.В., Полянский О.П., Чекунов A.B. Развитие Днепровско-Донец-кого авлакогена в сравнении с северо-европейскими рифтами // Докл. РАН. 1993. Т. 330. №5. С. 620-623.

14. Ревердатто В.В., Шеплев B.C., Полянский О.П. Метаморфизм погружения и эволюция рифтовых впадин: модельное приближение //Тектоника и метаморфизм. Тез. докл. М.: МГУ, 1994. С. 3-6.

15. Ревердатто В.В., Шеплев B.C., Полянский О.П. Метаморфизм погружения и эволюция рифтовых впадин: модельное приближение // Петрология. 1995. Т.З.№1.С.37-44.

16. Ревердатто В.В., Полянский О.П., Ананьев ВА Предсказание параметров рифтогенеза на основе моделирования эволюции осадочных бассейнов //Докл. РАН. 1996. Т. 350. № 6. С. 803-Ш.

17. Polyansky O.P. Structural modelling ofthe Teletskoye Lake: paleostress estimations in the setting of crustal extension // Abstr. Workshop INTAS Proj. «Continental Rift Tectonics and Evolution ofSedimentary Basins». Novosibirsk: 1996. P. 63-66.

18. Reverdatto V.V., Robinson D., Polyansky O.P., Anan'ev VA. Forvard and reverse modelling of sedimentary basins applied to the estimation of extension parameter and effective thermal thickness ofthe lithosphere // Ibid. P. 16-19.

19. Reverdatto V.V., Robinson D., Polyansky O.P., Anan'ev VA, Sheplev V.S. The Prediction of Lithosphere Extension Parameters Through the Evolution Modelling ofSedimentary Basins // Abstr. ofEUG 9, Strasbourg, 1997.

20. Polyansky OP The Model of the Teletskoe Lake Fault System and Paleostress Estimation in the Setting of Crustal Extension // Ibid.

21. Reverdatto V.V., Polyansky O.P., Anan'ev VA, Sheplev V.S. Dinamothermal (in orogeny) and burial (extension) metamorphism: alternative models, // Abstr. ofEGS XXII General Assembly, Annales Geophys., 1997. Part I. V. 15. P. C42.

22. Polyansky O. P., Reverdatto V.V. Coordination between backstripping (ID) and forward (2D) models of sedimentary basin evolution (The Kuznetsk coal-bearing basin, South Siberia) // Abstr. ofthe 8th Workshop ofILP Task Force "Origin of sedimentary basins", Palermo, 1997.

23. Polyansky O. P. An alternative model ofgiant crustal fracture on an example from the Teletskoe Lake (Altai, Russia) //Abstr. of 5th Int. Conference "ComputerAided Design ofAdvanced Materials and Technologies", Tomsk, 1997. P. 52-53.

24. Полянский О.П., Ревердатто В.В., Ананьев В.А. Пространственные и временные вариации погружения и седиментации в Кузнецком осадочном бассейне / /Докл. РАН. 1998. Т. 358. № 5. С. 645-648.

25. Полянский О.П. Математическое моделирование разломов Телецкого озера для оценки палеонапряжений в условиях растяжения земной коры // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 11. С. 1587-597.

26. Poort J., Golubev VA, Polyansky O.P. The significance ofthe heat flow signal in Lake Baikal // Proceedings ofthe Intern. Conf. of INTAS Project 134: Active Tectonic Continental Basins, Gent, 1998. P. 19.

27. Polyansky O.P. Quasi-3D thin plate model oflithospheiic deformation in the BRZ // Proceedings of the Intern. Conf. ofINTAS Project 134: Active Tectonic Continental Basins, Gent. 1998. P. 94-95.

28. Polyansky O.P., Poort J. Computer simulation of heat and fluid transfer in the Baikal rift sedimentary basin. Proceedings of the Intern. Conf. of INTAS Project 134: Active Tectonic Continental Basins. Gent, 1998. P. 96.

29. Polyansky O.P. Subsidence evolution and inversion of the Kuznetsk basin (South Siberia, Russia) // EGS, Annales Geophysicae, Part I, Society Symp., Solid Earth Geophys. & Geodesy, Suppl. 1.1998. V. 16. P. C64.

30. Robinson D., Reverdatto V.V., Bevins R.E., Polyansky O.P., Sheplev V.S. Thermal modelling of convergent and extensional tectonic settings for the development of low-grade metamorphism in the Welch Basin // J. Geophys. Res. 1999. V. 104. № BIO. P. 23069-23079.

31. Reverdatto V.V., Polyansky O.P., Sheplev V.S., Anan'ev VA Burial metamorphism in extensional basins and low-pressure/high temperature metamorphism in orogenic belts: geodinamic factors, P- T-t paths and modeling // Geophys. Res. Abstr., 24th general Assembly, EGS. 1999. V. 1. № 1. P.42.

32. Ревердатто В.В., Полянский О.П., Шсплев B.C. Геодинамические причины и моделирование двух альтернативных типов метаморфизма: низких давлений/ высокихтемператур и погружения//Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов. Тез. докл. М.:1999. С. 151.

33. Polyansky O.P. Instantaneous velocity models of the lithospheric extension in the Baikal rift zone // Geophys. Res. Abstr., 25th Assembly, EGS. 2000. V. 2. P. 43

34. Reverdatto V.V., Polyansky O.P., Ananiev VA. Evolution of sedimentary basins and bural metamorphism during rifting, Geophysical Research Abstracts, 25th general Assembly, Europ. Geophys. Soc. 2000. V. 2. P. 90.

35. Полянский О.П., Ревердатто В.В., Ананьев ВА Эволюция рифтогенного осадочного бассейна как индикатора геодинамической обстановки (на примере Енисей-Хатангского прогиба) // Докл. РАН. 2000. Т. 370. №1. С. 71-75.

36. Polyansky O.P, Poort J. 2D modelling of fluid flow and heat transport during the evolution ofthe Baikal rift // J. Geochem. Explor. 2000. V. 69-70. P. 77-81.

37. Reverdatto V.V., Robinson, D., Polyansky O.P., Anan'ev VA An attempt to predict lithospheric extension parameters within McKenzic's model // Geophysica. 2000. V. 36(1-2). P. 3-15.

38. Ревердатто В.В., Полянский О.П., Причина образования метаморфической зональности Коннемара (Ирландия): анализ на основе математического моделирования // Докл. РАН. 2000. Т. 375. № 1. С. 82-84.

39. Лиханов И.И., Полянский О.П., Козлов П.С., Ревердатто В.В. и др. Замещение андалузита кианитом при росте давления и низком геотермическом градиенте в метапелитах Енисейского кряжа // Докл. РАН. 2000. Т. 375. № 4. С. 509-513.

40. Полянский О.П. Модели течений порового флюида с фазовым переходом пар/жидкость при тепловом воздействии пластовых магматических тел // Тез. докл. XIV Росс, совещ. по эксп. минер. Черноголовка: ИЭМ РАН, 2001. С. 237.

41. Лиханов И.И., Полянский О.П., Ревердатто В.В. и др. Метаморфическая эволюция высокоглиноземистых метапелитов вблизи Панимбинского надвига (Енисейский кряж): минеральные ассоциации, Р- Т- параметры и тектоничес-

кая модель // Геология и геофизика. 2001. Т. 42. № 3. С. 1205-1220.

42. Полянский О.П., Добрецов Н.Л. Модель развития осадочного бассейна типа пул-апарт // Докл. РАН. 2001. Т. 380. № 3. С. 386-373.

43. Полянский О.П., Ревердатто В.В. Конвекция флюида в коллекторах осадочного бассейна при термическом воздействии даек и силлов // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. № 1. С. 27-41.

44. Полянский О.П., Ревердатто В.В., Свердлова В.Г. Влияние траппов на тепло-перенос и фазовое состояние углеводородного и водного флюида в осадочных бассейнах Лено-Тунгусской провинции // Тез. докл. Всероссийск конф. РФФИ. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2002. С. 384-386.

45. Polyansky O.P., Reverdatto V.V., Sverdlova V.G. Convection oftwo-phase fluid in • a layered porous medium driven by the heat of magmatic dikes and sills //

Geochemistry Int (Геохимия). 2002. V. 40, Suppl. № 1. P. s69-s81.

46. Polyansky O.P. Dynamic causes for the opening of the Baikal Rift zone: a numerical modeling approach // Tectonophysics. 2002. V.351. № 1-2. P. 89-115.

47. Poort J., Polyansky O.P. Heat transport by groundwater flow during the Baikal rift evolution // Tectonophysics. 2002. V. 351. № 1-2. P. 73-87.

48. Ананьев ВА, Полянский О.П., Лепезин Г.Г., Ревердатто В.В. Математическое моделирование формирования метаморфической зональности Тонгулак-ского комплекса (Алтай) // Геология и геофизика. 2003. Т. 43. № 4. С. 297-304.

49. Polyansky O.P., Reverdatto V.V., Khomenko A.V., Kuznetsova E.N. Modeling of fluid flow and heat transfer inducedbybasaltic near-surface magmatism in the Lena -Tunguska petroleum basin (Eastern Siberia, Russia) // J. Geochem. Explor. 2003. V. 78-79. P. 687-692.

50. Полянский О.П., Ревердатто В.В. Теплоперенос в осадочных бассейнах // Тез. докл. XXXVI Тектонического совещ. М.: ГЕОС, 2003. Т. 2. С. 123-125.

51. Полянский О.П., Ревердатто В.В. Реология континентальной литосферы по реконструкциям эволюции осадочных бассейнов // Тез. докл. Всероссийск. совещ. "Напряженно-деформированное состояние и сейсмичность литосферы" Иркутск, 2003. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2003. с. 131-134.

52. Reverdatto V.V., Polyansky O.P. Modeling of LP/HT metamorphism to find a heat source// 32nd IGC Florence 2004 - Sei. Sess.: abstracts (part 2). 2004. p. 916.

53. Polyansky O.P. Model ofthe pull-apart basin formation // 32nd IGC Florence 2004 -Scientific Sessions: abstracts (part 2). 2004. p. 1385.

54. Полянский О.П., Ревердатто В.В., Фомин А.Н. Модельные реконструкции погружения в Кузнецком осадочном бассейне // Геология и геофизика. 2004. Т. 45. №6. С. 678-687.

55. Reverdatto V.V., Polyansky OJ\ Modelling ofthe thermal history ofmetamorphic zoning in the Connemara region (western Ireland) // Tectonophysics. 2004. V. 379. № 1-4. P. 77-91.

56. Likhanov I.I., Polyansky O. P., Reverdatto V.V., Memmi I. Evidence from Fe- and Al-rich metapelites for thrust loading in the Transangaiian region ofthe Yenisey Ridge, eastern Siberia // Journal of Metamorphic Geology. 2004. V. 22(8). P. 743-762.

57. Полянский О.П., Ревердатто В.В. Роль флюида в тепломассопереносе при эволюции осадочных бассейнов с трапповым магматизмом // Глубинные флюиды и геодинамика. Ред. Ю.Г. Леонов. М.: Наука, 2005. С. 51-71.

Рис. 2. Геодинамические модели формирования Байкальской рифтовой зоны при разных Забайкальской границы в восточном направлении (косое растяжение); Г - комбинация пр мм/год) перемещения коры относительно неподвижной Сибирской платформы (СЗ грани

граничных условиях: А - растяжение поперек оси рифта; Б - сжатие вдоль оси рифта; В - сдвиг юдольного сжатия и поперечного растяжения. Приведены векторы "мгновенной" скорости (в ща модельной области). Сплошные линии - активные разломы, пунктирные - "запертые" разломы.

Рис. 9. Результаты моделирования остывания силла, внедренного в осадочную толщу. И логарифмическом масштабе, а, б• ячеистая конвекция гомогенного флюида через 250 и показаны жирными и тонкими векторами, пунктир - граница зоны вскипания; г - модели расположение силла, крапом на рис. г • слой галита. Для каждой модели указано время I

зображены изотермы (сплошные линии), а также векторы скорости конвекции флюида (м/год) в 10 тыс. лет; в • конвекция флюида при вскипании; скорость фильтрации пара и жидкости > с температурной зависимостью проницаемости за счет переотлжения солей. Серым показано f после внедрения. Масштабы скорости конвекции (потока) флюида приведены внизу рисунков.

_Технический редактор P.M. Вараксина_

Подписано к печати 28.03.2005 Формат 60x84/16. Бумага офсет №1. Гарнитура Тайме. Офсетная печать.

_Печ. л. 2.1. Типаж 120. Заказ № 71._

Издательство СО РАН. 630090, Новосибирск, Морской просп., 2. Филиал «Гео». 630090, Новосибирск, просп. Ак. Коппога, 3.

25.00

Ír- с* ~

/ L, r " '

( HI*J-

\í4* / 2? ДПР 2005

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Полянский, Олег Петрович

ВВЕДЕНИЕ.

Глава 1 ДИНАМИЧЕСКИЕ КВАЗИТРЕХМЕРНЫЕ МОДЕЛИ

ДЕФОРМИРОВАНИЯ ЛИТОСФРЫ.

1.1 Современные геодинамические модели и подходы к описанию деформирования литосферы.

1.2 Управляющие уравнения и ограничения.

1.3 Реология континентальной литосферы.

1.4 Геодинамические причины раскрытия Байкальского рифта.

1.5 Модель развития осадочного бассейна типа пул-апарт.

1.6 Модель колизионно-сдвиговых деформаций литосферы Алтае-Саянской складчатой области.

Глава 2 РАСТЯЖЕНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛИТОСФЕРЫ

И ФОРМИРОВАНИЕ РИФТОВЫХ БАССЕЙНОВ.

2.1 Причины термомеханической дестабилизации 85 континентальной литосферы.

2.2 Реконструкция погружения путем процедуры декомпакции осадков и литостатической разгрузки.

2.3 Модель растяжения.

2.4 Пространственные и временные вариации погружения и седиментации в Кузнецком осадочном бассейне.

2.5 Эволюция Енисей-Хатангского прогиба как пример рифтогенного осадочного бассейна.

2.6 Реконструкция эволюции осадочных бассейнов восточного обрамления Сибирской платформы.

Глава 3 ПРОЦЕССЫ КОНВЕКТИВНОГО ТЕПЛОПЕРЕНОСА

В ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНАХ.

3.1 Теплоперенос при эволюции Байкальской рифтовой зоны.

3.2 Конвекция флюида в коллекторах осадочного бассейна при тепловом воздействии даек и силлов.

3.3 Модель фильтрации при засолении коллекторов.

3.4 Моделирование теплового воздействия траппов на фазовое состояние и свойства углеводородного флюида.

Глава 4 НАРУШЕНИЕ ТЕРМОМЕХАНИЧЕСКОГО РАВНОВЕСИЯ В ЗЕМНОЙ КОРЕ ПРИ ДИАПИРИЗМЕ И ИНТРУЗИЯХ МАГМ.

4.1 Диапиризм в коре и мантии при плотностной инверсии.

4.2 Геодинамические модели гравитационно-неустойчивых систем

4.3 Математическая постановка задачи.

4.4 Результаты численного моделирования диапиризма.

4.5 Геологические приложения модели гравитационной неустойчивости.

4.6 Моделирование метаморфической зональности с целью определения теплового источника в земной коре.

4.6.1 Метаморфизм низких давлений/высоких температур в Тонгулакском комплексе (Горный Алтай).

4.6.2 Моделирование тепловой истории метаморфической зональности Коннемара (западная Ирландия).

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Континентальный рифтогенез и метаморфическая зональность как следствие термических процессов в литосфере"

В работе рассматриваются следующие процессы: растяжение континентальной литосферы — рифтогенез и осадконакопление - диапиризм в коре и мантии - интрузии магмы. Выбор геологических структур определялся масштабом процесса (в порядке уменьшения): литосфера в целом, земная кора, осадочный чехол. Исследовались структуры, в основном относящиеся к континентальному типу литосферы (Кузнецкий, Енисей-Хатангский осадочные бассейны). Рассмотрены примеры бассейнов типа пул-апарт (Тункинский, Чуйско-Курайский прогибы) и др. Основное внимание уделено регионам Центральной и Южной Сибири, входящим в состав Центрально-Азиатского геосегмента. Эта область является крупнейшим на Земле коллажем континентальных литосферных плит, и здесь проявляется большинство из вышеназванных геодинамических обстановок как современных, так и древних. Кроме того, рассматриваются также структуры, территориально не относящиеся к Сибирскому региону: рифтовые структуры Северного моря, Датский и Уэльский бассейны, Днепрово-Донецкий авлакоген.

На рис. В.1 схематично показаны участки литосферы, которые в разное время испытали значительные деформации и тепловое воздействие, связанные с нарушением термомеханического равновесия в литосфере. Оконтуренными полями изображено положение ряда осадочных бассейнов Евразии, которые рассматривались в работе. Вторым источником геологической информации являются участки литосферы, испытавшие термические воздействия магматических интрузий и диапиров: траппы Сибирской платформы, метаморфические зональные комплексы Тонгулак (Алтай) и Коннемара (Ирландия), Баян-Хонгорский гранито-гнейсовый диапир (Монголия) (показаны ромбами).

Актуальность исследований. Несмотря на то, что недавно возникшее фундаментальное направление в науках о Земле - глубинная геодинамика - ох

Рис. В.1. Оконтуренными полями схематично показано расположение объектов исследования - осадочные бассейны Евразии:

УБ - Уэльский бассейн,

ДБ - Датский бассейн,

Д-ДА- Днепрово-Донецкий авлакоген,

КБ - Кузнецкий бассейн,

Е-ХР- Енисей-Хатангский рифт,

БРЗ - Байкальская рифтовая зона,

ПВГ1- Предверхоянский прогиб,

ВС- Вилюйская синеклиза.

Ромбами обозначены объекты исследований - интрузивные тела, диалировые структуры, метаморфические зональные комплексы:

1 - Баян-Хонгорский гранито-гнейсовый купол (Монголия),

2 - метаморфический комплекс Тонгулак (Алтай),

3 - метаморфический комплекс Коннемара (Ирландия),

4 - Усольский силл в пределах южной части Сибирской платформы. ватывает проблемы коры, верхней и нижней мантии вплоть до границы мантии с ядром (Добрецов, Кирдяшкин, Кирдяшкин 2001), целый ряд вопросов, касающихся верхней части литосферы, остается нерешенным. Одна из причин этого в том, что в отличие от мантии, которая достаточно хорошо описывается реологией вязкой ньютоновой жидкости, деформирование литосферы происходит в упругом и вязко-пластичном режимах, для которых трудно построить согласованные физико-математические модели. Кроме реологической стратификации литосферы при геодинамическом моделировании существует проблема учета реальной сети разломов, границ литосферных плит, внутренней структуры (неопределенность формы поверхности Мохо и основания литосферы). Это затрудняет построение объемных, трехмерных динамических моделей. Актуальность работы состоит в необходимости исследовать геодинамику литосферы, обусловленную коро-мантийным взаимодействием, на основе современных, экспериментально обоснованных моделей реологического поведения вещества.

Нарушение термомеханического равновесия в континентальной литосфере может привести к формированию термических аномальных областей или к деструкции литосферы. С этой точки зрения и рифтогенез, и развитие метаморфической зональности являются результатом такого нарушения. Рифтогенез, как один из примеров дестабилизации литосферы, хорошо понятен для океанической литосферы, но менее изучен на континентах. Прогресс в понимании океанического этапа развития рифтов определяется более простым строением литосферы океанов по сравнению с континентами, более молодым возрастом современных океанических рифтов, отсутствием наложенных процессов. В отношении метаморфизма пород вблизи магматических интрузий слабо изучено влияние фазового перехода пар/жидкость на эффективность передачи тепла и флюидодинамиче-ский режим. Для изучения метаморфизма ранее применялись термические модели с постоянными теплофизическими коэффициентами, не всегда учитывался механизм конвективного теплопереноса поровым флюидом, вместо чего использовалось понятие «эффективная теплопроводность» пород. Как правило, модели ограничивались рассмотрением магматических тел простой формы, не учитывалась нерегулярность контактов с вмещающими породами, неоднородные свойства последних. В силу вышесказанного, актуальность темы представленной работы определяется необходимостью применения многомерных методов численного моделирования к изучению процессов нарушения термомеханического равновесия литосферы. Причем модели должны основываться на появившихся новых данных по глубокому бурению, учитывать возросший объем и новые методы интерпретации сейсмических данных, методы сиквенс-стратиграфии и т.д.

Цель исследований - разработка нового интеграционного подхода к решению проблемы нарушения термомеханического равновесного состояния континентальной литосферы путем синтеза и совместной интерпретации математических многомерных сеточных моделей и геолого-геофизических данных (седиментационно-стратиграфический бассейновый анализ, оценки термодинамических параметров метаморфизма, наблюдений теплового потока, СРБ-измерения деформаций литосферы и др.).

Научные задачи исследований. Цель исследования достигается путем решения четырех взаимосвязанных задач:

1. Установить роль межплитных сил растяжения и мантийного диапириз-ма при формировании континентальных рифтов; выяснить характер взаимодействия частей литосферы с хрупко-пластичной и вязкой реологией в зависимости от напряженного состояния в условиях растяжения, сжатия, сдвига.

Этапами решения сформулированных задач являлись:

2. Усовершенствование и применение «ЬаскБ1прр1г^»-метода для реконструкции эволюции осадочных бассейнов, оценки максимальных температур при метаморфизме погружения, оценки длительности процессов рифтогенеза, а также для оценок толщины термической литосферы и величины растяжения/утонения коры и литосферной мантии в конкретных осадочных бассейнах. Определение количественных характеристик взаимосвязи процессов: а) растяжения/утонения литосферы, б) осадконакопления и в) метаморфизма погружения.

3. Разработка новых и адаптация существующих численных методов для решения геотектонических задач деформирования и напряженного состояния литосферы в различных геодинамических обстановках с учетом латерально-неоднородной двуслойной литосферы, характеризующейся бимодальной нелинейной реологией; реализация математических моделей формирования континентальных рифтов на основе численных методов конечных элементов в квазитрехмерном приближении (модели в «глобальном» масштабе п* 100-1000 км); количественная оценка влияния контролирующих реологических параметров на характер и степень деформирования литосферы.

4. Определение преобладающего типа тепломассопереноса (конвективный или кондуктивный) в континентальных рифтах и контактовых ореолах магматических интрузий; определение вклада внешних (тепловой поток) и внутренних источников тепла (базитовый вулканизм, интрузии в форме силлов и даек, конвективные течения флюидов при уплотнении осадков); учет фазового перехода «газ-жидкость» во флюиде в двумерных нестационарных моделях конвективного тепломассопереноса в пористой среде.

Фактический материал и методы исследований.

Теоретической основой решения проблемы термомеханического состояния литосферы являются принципы глубинной геодинамики - научного направления, сформировавшегося в течение последних десятилетий (Теркотг, Шуберт, 1985; Артюшков, 1979; 1993; Добрецов, Кирдяшкин, 1994; Хаин, 2001; Леонов и щ др., 2004; Лобковский и др., 2004).

В основу диссертации положены фактические данные, собранные автором по комплексу геодинамических, метаморфических, геофизических, лито-лого-стратиграфических и структурно-геологических аспектов формирования осадочных бассейнов и метаморфических зональных комплексов в обрамлении Сибирской платформы, а также Алтая, Монголии, Байкальской и Центрально-Атлантической рифговых зон. Для сравнительного анализа, верификации и тестирования моделей использованы термодинамические данные по метаморфической зональности Коннемары (Ирландия) (Yardley, 1989, 1986), метаморфизму погружения в Уэльском бассейне (Robinson et all., 1987; 1999), литолого-стратиграфические данные по строению Днепрово-Донецкого авлакогена (Чеку-нов и др., 1990), Усть-Енисейского и Хатангского рифтов (Калинко, 1959; Ени-сей-Хатангская нефтегазоносная., 1974; Палеогеография., 1967), Лено-Вилюйской синеклизы и Верхоянского прогиба (Парфенов, Кузьмин, 2001). Для бассейнового анализа использованы опубликованные данные изучения керна и скважинные исследования (Конторович и др., 1986), измерения теплового потока в осадочных бассейнах Сибирской платформы, Алтае-Саянской складчатой области и Байкальской рифтовой зоны (Дучков и др., 1987; Лысак, Зорин, 1976; Щ1 Голубев, 1979). Геологические задачи решены с использованием современных методов: палереконструкции осадконакопления и погружения фундамента бассейна, бекстриппинг-анализа, картирования зональных метаморфических комплексов, минералогической термобарометрии для оценок термодинамических параметров метаморфизма, углепетрографического метода определения степени диагенеза и катагенеза органического вещества по отражательной способности витринита и др.

В основе исследований лежит комплексный подход, сочетающий геолого-геофизические наблюдения и математическое моделирование с применением ^ сеточных алгоритмов решения уравнений механики сплошной среды и уравнений нестационарного тепломассопереноса в пористой среде в двумерной и квазитрехмерной постановке. При математическом моделировании использованы ко-нечноразностные и конечно-элементные методы: в задаче диапиризма применен переход к лагранжево-эйлеровой системе координат, который позволяет в отличие от методов сквозного счета определять границу раздела сред в явном виде (Полянский, 1989). Использованы разностные схемы для уравнений движения и теплопроводности, решаемые трех-точечной продольно-поперечной прогонкой и схема чередующихся направлений Писмена-Ракфорда, основанная на методе Яненко расщепления шага по времени. Для изучения деформирования литосферы применен подход П.Берда (Bird, 1989) к решению трехмерной задачи о статической деформации тонкой пластины в терминах «мгновенных» скоростей. Ви-щ зуализация результатов моделирования осуществлена в картографической проекции распределения компонент скорости деформации, эффективных напряжений и др. Для расчета тепломассопереноса в бассейне с изменяющейся геометрией и накоплением осадков использована аппроксимация конечными треугольными элементами с линейными интерполяционными функциями (Kinzelbach, 1986). Применена программа, реализующая описанный алгоритм, на основе метода конечных элементов с автоматическим контролем временного шага, организацией и перестройкой конечно-элементной сетки и присваиванием узловых граничных условий (Bitzer, 1996; Polyansky, Poort, 1998). Для задачи о тепловом влиянии траппового магматизма численная реализация системы ф уравнений осуществлялась на основе конечно-разностного подхода (Faust, Mercer, 1979). Вычислительный алгоритм строится на основе неявной конечно-разностной схемы с итерациями по методу Ньютона-Рафсона (Hayba, Ingebritsen, 1997). Для решения линеаризованного матричного уравнения используется алгоритм последовательной верхней релаксации, встроенный в итерационный цикл.

Автором разработаны собственные компьютерные программы (Полянский, 1987; 1988; Полянский, Волков 1990; Полянский 1998), модифицированы для задач бассейнового анализа программы BASTA (Friedinger, 1988; Фридин-гер и др., 1991) и BASIN (Bitzer, 1996; 1999; Polyansky, Poort, 2000; Poort, Poly-^ ansky 2002), а также использованы имеющиеся готовые некоммерческие пакеты

Hydrotherm (Hayba, Ingebritsen 1997), PLATES (Bird, 1989). Последние были адаптированы для применения на современных персональных компьютерах.

Как обязательный элемент верификации моделей проводился сравнительный анализ результатов моделирования и природных наблюдений параметров, полученных геологическими методами (палереконструкции осадконакопле-ния, геотермобарометрии, углепетрографическим методом и др.). Защищаемые положения.

1. Формирование континентальных рифтов вызвано напряжениями растяжения, возникающими в результате взаимодействия плит. Деформирование литосферы осуществляется в бимодальном реологическом режиме: в хрупко-пластичном — преобладают смещения по разломам, в вязком - в виде течений континентальных литосферных масс с элементами вращательного и поступательного движений. При дальнейшем растяжении и утонении литосферы (в 5-6 раз) начинается плавление мантии с последующим вулканизмом и магматизмом в пределах рифтовых зон и переход к активной стадии рифтогенеза. Трапповый магматизм совпадает с этапом активизации растяжения, быстрого погружения сформированных бассейнов и может инициировать или завершать фазу рифтогенеза.

2. Между процессами растяжения литосферы и метаморфизмом погружения осадков в рифтовых бассейнах существует прямая зависимость: чем больше степень растяжения, тем выше максимальные температуры в основании бассейнов. В достаточно глубоких впадинах (более 8 км) породы метаморфизу-ются до пренит-пумпеллиитовой или зеленосланцевой фации; выше уровня 350-400°С прогрев может быть обусловлен только внедрением магм. Для рифтовых басейнов Сибирской платформы характерно быстрое погружение в течение первых млн лет, связанное с растяжением, и последующее пострифтовое медленное опускание в течение десятков млн. лет, связанное с тепловой релаксацией литосферы.

3. Преобладающий механизм теплопереноса в литосфере определяется

1Л ■) пороговой проницаемостью пород (порядка 5*10" м ) и переходит от конвективного в осадках бассейнов (в условиях метаморфизма погружения) к кондук-тивному в консолидированной земной коре (в условиях метаморфизма средних и высоких ступеней). Прогрев пород проницаемого осадочного чехла траппами происходит путем конвекции порового флюида в двухфазном, либо в гомогенном состоянии в зависимости от глубины внедрения магмы. Скорость прогрева вмещающих пород при конвекции флюида вблизи интрузий на один-два порядка выше, чем при кондуктивном механизме.

4. Прогрев литосферы при рифтогенезе и подъеме мантии благоприятствует транспорту магмы в разной форме: виде интрузий по трещинам в хрупкой части коры и в виде диапиров в глубинных областях коры. При всплывании частичного расплава в виде диапиров с вязкостью порядка 1019-102° Па*с при температуре 650-800°С, скорость подъема достигает 3-5 см/год. Путем решения «обратной» задачи теплопроводности методом перебора прямых задач определена природа и форма невскрытого эрозией теплового магматического источника, сформировавшего метаморфическую зональность.

1. С использованием одномерной модели МакКензи (1978), описывающей процесс растяжения литосферы и образования осадочного бассейна разработан алгоритм реконструкции осадконакопления с учетом тектонического погружения и нагрузки осадочных отложений. Модель растяжения и утонения двуслойной литосферы учитывает уплотнение осадков и температурную релаксацию литосферы. Метод впервые применен для изучения эволюции ряда осадочных бассейнов Сибирской платформы и ее обрамления и позволил классифицировать их как структуры прогибания вследствие растяжения земной коры и мантии с погружением осадков до глубины 10 км и более.

2. На основе совокупности данных палеореконструкций осадконакопления, геохронологических данных о возрасте магматизма, геофизических данных о глубинном строении сделан вывод о механизмах формирования Енисей-Хатангского и Кузнецкого бассейнов. В координатах «возраст осадков - глубина» форма эволюционных кривых погружения для этих бассейнов с большой долей вероятности соответствует рифтовому механизму формирования.

3. Применяя аналитические методы моделирования теплового режима осадочных бассейнов с учетом неоднородных теплофизических свойств многослойного чехла, установлено, что максимальные скачки температур связаны с периодами быстрого растяжения коры и литосферной мантии. Для ряда бассейнов впервые получены оценки максимальных температур 300-400°С при метаморфизме погружения осадков. По отражательной способности витринита в осадочных породах Енисей-Хатангского прогиба получены оценки папеотеплового потока в диапазоне 41-50 мВт/м .

4. Применена квазитрехмерная модель (Bird, 1989) для имитации механизмов формирования рифтов: «активного», когда вводится возмущение границы коры и мантии, и «пассивного», когда задаются скорости на внешних границах плит. Впервые введена в модель трехмерная структура литосферы и строение сети разломов, контролирующих внутренние деформации в Байкальской рифтовой зоне (БРЗ). Сделан вывод о преимущественно пассивном механизме формирования центральной части БРЗ и показано, что механизм совместного СВ-ЮЗ растяжения и ортогонального сжатия соответствует GPS-измерениям современных скоростей растяжения до 5 мм/год и вращению Монгольской и Амурской плит с угловой скоростью 0.23-0.34 10'6 °/год.

5. В приближении тонкой пластины, трехмерная задача деформирования термально-неоднородной литосферы переменной мощности с сетью нерегулярных разломов сведена к квазитрехмерному моделированию. Разработана численная модель формирования сдвиговых осадочных бассейнов типа пул-апарт (pull-apart), контролируемая геометрией разломов, величиной скорости сдвига и реологией литосферы. Из сравнения модели с геологическими структурами следует, что впадины типа пул-апарт являются специфическим видом осадочных бассейнов, формирующихся в сдвиговой зоне под действием сверхлитостатиче-ских напряжений порядка 25-100 МПа.

6. Адаптированы и модифицированы программы гидрогеологических расчетов Hydrotherm и Basin для моделирования теплового режима земной коры с формирующимся осадочным бассейном. Выполнены расчеты двухфазных течений водного порового флюида с учетом фазового перехода пар/жидкость. Сделан вывод о режимах газо-жидкостной конвекции в условиях вскипания и без вскипания: в случае гомогенного флюида (без вскипания) формируются регулярные конвективные ячейки, периодичные как в отношении скорости течений, так и по температуре; в случае вскипания вблизи поверхности вместо ячеистой структуры течений адвекция тепла происходит путем восходящих потоков газовой или газожидкостной смеси в виде «гриба» или «плюма».

7. На основе теории консолидации Терцаги, разработана полуэмпирическая модель уплотнения пористой среды. По результатам моделирования доказано, что увеличение теплоотдачи в краевых зонах Байкальского рифта происходит без участия мантийных источников тепла. Региональная циркуляция флюида в проницаемом осадочном чехле и по зонам трещиноватости фундамента может перераспределить тепло и создать локальные гидротермальные аномалии в бортах рифта с теплопотоком до 300-400 мВт/м2, что наблюдается в действительности.

Теоретическое и практическое значение.

Полученные результаты по термической истории осадочных бассейнов с наличием трагаювого магматизма могут применяться в связи с поисками новых, «нетрадиционных» геологических структур, содержащих месторождения углеводородов. Усовершенствованный метод палеореконструкции эволюции бассейнов может быть применен для оценки температур и давлений, соответствующим условиям «нефтяного окна», благоприятным созреванию углеводородов.

В представленной работе средствами математического моделирования доказано, что процессы конвективного тепломассопереноса в нефтегазоносных осадочных бассейнах с траппами играют важную роль в миграции и преобразовании состава углеводородного флюида. Исследования показали, что магматическое тепло является причиной фазовых переходов жидких углеводородов в газовую фазу в объемах пород, сопоставимых с телами магматических интрузий (силлов и даек), что может быть использовано при прогнозной оценке углеводородного потенциала осадочных бассейнов с трапповым магматизмом. Для таких бассейнов важное прикладное значение имеют результаты моделирования фильтрации флюида для выявления детальных особенностей гидродинамического режима месторождений углеводородов. Используя разработанный аппарат, можно ответить на вопрос о сохранности углеводородов вблизи магматических тел: в открытой системе нефтяная залежь может быть разрушена, в гидравлически закрытой системе происходит сепарация, т.е. разделение легких и тяжелых фракций; нефтяная залежь при этом обогащается легкими углеводородами. Смоделированные механизмы доказывают возможность образования литологиче-ских ловушек углеводородов в соленосно-карбонатных толщах вследствие конвективного переноса и переотложения солей под воздействием тепла интрузий, что может применяться для построения моделей конкретных месторождений. Ряд разработок автора использовался в ходе совместных работ с Институтом геологии нефти и газа СО РАН.

Публикации и апробация работы.

Проведенные исследования вошли в состав приоритетного направления СО РАН №26 «Геодинамичекая и геохимическая эволюция литосферы и мантии Земли: тектоника, магматизм, флюидный режим и металлогения» по программе № 26.1 «Глубинная геодинамика на основе геолого-геофизических, петролого-геохимических данных и теплофизического моделирования» (акад. Добрецов H.JL). Работа проводилась согласно планам НИР Института минералогии и петрографии СО РАН в рамках научного проекта на 2004-2006 гг. № 26.1.6. «Фундаментальные физико-химические проблемы метаморфизма горных пород: экспериментальные и термодинамические исследования минеральных равновесий, кинетика реакций; моделирование метаморфизма как результата геодинамических событий в земной коре» (акад. Ревердатто В.В.). Исследования были поддержаны РФФИ: проекты № 96-05-66051, 99-05-64677, 00-05-65386, 01-05-65253 (руководитель), 02-05-64042, 02-05-65346, 03-05-64014, 04-05-64347 (руководитель), фондами Royal Society 1995-1997, INTAS №134 "Continental Rift Tectonics and Sedimentary Basins Evolution" (1996-1998), IGCP-420 "Continental growth in phanerozoic: evidence from central Asia", Международным научным фондом

RPUOOO, RPU300, Президентским фондом поддержки ведущих научных школ № НШ-225.2003.5, интеграционными проектами СО РАН № 30, 106.

Подходы и результаты, полученные в работе, докладывались автором на 10 всесоюзных и российских и 9 международных конференциях. Среди конференций можно выделить следующие: «Физико-химические и геофизические проблемы образования и эволюции вещества верхней мантии Земли» (Звенигород, 1986); «Composition and processes of deep-seated zones of continental lithosphère» (Novosibirsk, 1988); INTAS Workshop "Continental Rift Tectonics and Evolution of Sedimentary Basins", (Novosibirsk, 1996); EUG 9 (Strassbourg, 1997); EGS XXII General Assembly (Vienna, 1997); 8th Workshop of the ILP Task Force "Origin of sedimentary basins" (Palermo, 1997); 5th Int. Conf. "Computer Aided Design of Advanced Materials and Technologies" (Tomsk, 1997); Int. Conf. INTAS Project №134 "Active Tectonic Continental Basins" (Gent, 1998); «Физико-химические проблемы эндогенных геологических процессов» (Москва, 1999); Geofluids III (Barcelona, 2000); XIV Российское совещание по экспериментальной минералогии (Черноголовка, 2001); «Теория нафтидогенеза и органическая геохимия на рубеже веков» (Новосибирск, 2002); «Физика нефтяного пласта» (Новосибирск, 2002); «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков» (Иркутск,

2002); Geofluids IV (Utrecht, 2003); XXXVI Тектоническое совещание (Москва,

2003); «Напряженно-деформированное состояние и сейсмичность литосферы» (Иркутск, 2003); «Глубинные флюиды и геодинамика» (Москва, 2003); XXXVII Тектоническое совещание (Новосибирск, 2004); 32nd International Geological Congress (Florence, 2004).

Фактический материал и основные выводы диссертации изложены в 60 публикациях в отечественных и зарубежных периодических изданиях, а также в отчетах по проектам РФФИ и интеграционных проектов СО РАН.

Заключение Диссертация по теме "Геотектоника и геодинамика", Полянский, Олег Петрович

2. Основные результаты в отношении теплового состояния литосферы и ее локальных структур Оценка глубины перехода хупких в пластические деформации (реологическая зональность литосферы) имеет значение и для определения преимущественного механизма теплопереноса в литосфере. Выше этой границы (преход-ной зоны?), где давление флюида близко к гидростатическому, основным термическим режимом является конвективный, ниже границы, где флюид находится под литостатическим давлением, преобладает теплоперенос за счет кон-дукции. Соответственно, модели термических процессов также должны различаться. Показано на примерах термальных процессов в осадочном чехле, что кроме учета конвектиного теплопереноса, моделирование должно учитывать фазовое состояние флюида. Прогрев пород, слагающих проницаемый осадочный чехол, сопровождается конвективным тепломассопереносом посредством поро-вого флюида, находящегося либо в двухфазном газово-жидком, либо в надкритическом гомогенном состоянии в зависимости от глубины. Установлено, что преобладающий механизм теплопереноса определяется пороговой проницаемостью пород порядка 5* 10"!б (м2) и меняется от конвективного в осадочных бассейнах (условия метаморфизма погружения) к кондуктивному (диффузионному) в консолидированной земной коре (условия метаморфизма средних и высоких ступеней).

Учет физико-химических свойств флюида позволил более детально проанализировать различные режимы паро-водяной конвекции вокруг силлов. В случае гомогенного флюида (без вскипания) формируются регулярные конвективные ячейки, периодичные как в отношении скорости течений, так и по температуре. Когда происходит внедрение пластовой интрузии в близповерхностных условиях, картина конвективного тепломассопереноса оказывается принципиально иной. Ячеистой структуры не возникает, а наблюдается адвекция тепла путем восходящего потока газовой или газожидкостной смеси в виде «гриба» или плюма. В зонах вскипания вертикальный градиент давления оказывается близок к нулевому из-за малой плотности газа по сравнению с жидкостью. Вокруг области газовой фазы существует двухфазная зона, в которых происходит гравитационная сепарация фаз: газ поднимается вверх, жидкость опускается вниз.

Двумерная модель показала, что ранее используемые модели кондукгивных механизмов прогрева вмещающих толщь магматическими интрузиями оказываются неудовлетворительными. Более предпочтительной является модель конвективного тепломассопереноса, которая показала, что в условиях высокопроницаемых слоев-проводников конвекция может создать широкие зоны прогрева над пластовыми горизонтальными интрузиями и возле вертикальных магматических тел. В этих же зонах образуется область аномально высокого давления, «время жизни» которой составляет около 5-6 тыс. лет при характерных параметрах пород, но может быть значительно дольшим в случае закупорки пор в результате метасоматических процессов.

Во многих случаях ширина зональных метаморфических комплексов значительно больше, чем ожидается, исходя из представлений о кондукгивном переносе тепла. Этот вопрос важен с точки зрения проблемы теплопереноса в условиях изохимического метаморфизма. Так как доказано (Соболев, 1970), что метаморфим изохимичен, перенос тепла (и растворенных минеральных компонентов) флюидами должен быть сильно ограничен для условий средней и нижней коры из-за низкой проницаемости последней. Когда тепловой магматический источник не обнажен, моделирование оказывается надежным методом для выбоpa предпочтительной модели формирования метаморфической зональности. В представленной работе на простых моделях с наклонными контактами интрузий показано, что реальная картина может объясняться специфической формой магматических тел и неоднородным распределением теплофизических свойств, которые в природе сложнее, чем в предложенных моделях. Таким образом, метаморфическая зональность земной коры определяется ее реологической и гидродинамической зональностью.

Научные результаты автора могут использоваться при решении многих практических задач, среди них: геодинамические модели регионов и оценки их сейсмичности, реконструкция термальной истории отложений осадочных бассейнов и прогноз их нефтегазоносного потенциала, интерпретация наблюдений региональных полей тепловых потоков и современных деформаций по GPS. Применительно к нефтегазоносным осадочным бассейнам с наличием траппово-го магматизма результаты моделирования показывают, что внедрение пластовых интрузий играет существенную роль в преобразовании жидких углеводородов. При этом существенную роль играет конвекция флюида и фазовый переход газ/жидкость в пористой среде. Показано, что магматическое тепло является причиной фазовых переходов жидких углеводородов в газовую фазу в объемах пород, сопоставимых с телами магматических интрузий (силлов и даек). Силлы после полной кристаллизации магмы являются практически непроницаемыми барьерами для миграции флюидов. При их внедрении нижележащие породы испытывают интенсивное нагревание, в результате чего повышается флюидное давление, в 1.5-1.8 раз превышающее гидростатическое. Длительность существования аномально-высокого давления определяется степенью замкнутости нижнего полупространства, т.е. геометрией магматического каркаса и проницаемостью осадочных пород. Разработанный метод построения фазовых диаграмм впервые применен к исследованию состояния углеводородов, испытавших воздействие магматических тепловых источников (Сибирских траппов).

Одним из важных практических результатов моделирования РТ- условий вокруг магматических интрузий в осадочном бассейне является предсказание существования термостатической области в коллекторе. В отношении углеводородного флюида это может создать благоприятные условия для созревания и улучшения качества нефти, когда вначале происходит интенсивное перемешивание жидкости, а затем наступает почти термостатическая фаза в течение порядка 10 тыс. лет. Таким образом, в коллекторах осадочных бассейнов типа Енисей-Хатангского или Тунгусского на глубинах 2.5 - 3 км внедрение силла будет способствовать более быстрой миграции углеводородов ввиду понижения вязкости. Модели с наличием силлов ограниченной протяженности показывают возможность механизмов дальней латеральной миграции жидкости и газа в коллекторах под силлами к зонам аккумуляции. Для случая коллекторов с соленосным экранирующим горизонтом смоделированы потоки пластового флюида на разных этапах остывания трапповых интрузий. Метод позволяет предсказать положение литологической ловушки в зависимости от вертикального расстояния между коллектором и трапповым телом и от их мощностей.

Полученные результаты и выводы, конечно, нельзя считать исчерпывающими. Исследования, несомненно, должны быть продолжены по нескольким направлениям. Во-первых, прогресс в вычислительных мощностях делает возможным и необходимым разработку замкнутых трехмерных моделей напряженно-деформированного состояния литосферы. Во-вторых, необходимо дальнейшее развитие моделей конвективного тепломассопереноса в пористой среде с учетом ее деформации. Неизученными остаются многие аспекты взаимодействия активного и пассивного механизмов рифтогенеза, которые, по-видимому, можно решить в рамках моделирования. Примером будущих исследований может служить задача моделирования взаимодействия механизмов растяжения и ослабления литосферы с одной стороны и за счет магматизма и диапиризма мантии с другой. Работа в этом направлении должна быть продолжена с использованием МР1-технологии параллельных вычислений на многопроцессорных станциях типа МВС-1000/М Сибирского суперкомпьютерного центра. Интеграционный междисциплинарный подход, развиваемый в работе, представляется перспективным для описания сложной реологию геологической среды, что делает возможным построение нестационарных, трехмерных моделей динамики литосферы разного масштаба.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Главным результатом выполненных исследований является разработка интеграционного геолого-математического количественного подхода к описанию процессов глубинной геодинамики. Синтез математических моделей и количественных (структурно-геологических, геофизических, петрологических, литолого-стратиграфических) характеристик региональных и локальных структур литосферы позволил решить задачи геодинамики на качественно новом уровне. Основной метод исследований - вычислительный эксперимент - делает возможным перевести геодинамические построения на количественную основу. Математизация тектонофизических исследований объективирует реконструкцию геодинамических обстановок развития осадочных бассейнов, а применение компьютерного моделирования значительно ускоряет этот процесс. Разработанные методы дают возможность более обоснованно судить о двух аспектах нарушения равновесия литосферы: тектонофизическом и теплофизическом, и показать взаимное влияние этих факторов.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Полянский, Олег Петрович, Новосибирск

1. Альмухамедов А.И., Медведев А.Я., Митчелл К., Золотухин В.В. Покровные базальты центра Тунгусской синеклизы: сравнительная геохимия // Геология и геофизика. 1996. Том 37. N 10. с. 3-16.

2. Аммосов И.И., Бабушкин Б.Г., Гречишников Н.П. и др. Палеотемпературы зон нефтеобразования. М.: Наука, 1975. 110 с.

3. Андерсон Д., Таннехилл Дж., Плетчер Р. Вычислительная гидромеханика и теплообмен. В 2-х т. М.: Мир, 1990. 728 с.

4. Айзенверг Д.Е., Берченко О.И., Бражникова Н.Е. Геология и нефтегазоносность Днепрово-Донецкой впадины. Стратиграфия. Киев: Наукова Думка, 1988. 148 с.

5. Аплонов C.B. Гипотетический раннемезозойский палеоокеан в северной части Западно-Сибирской низменности // Океанология. 1986. т. XXVI. вып. 3. с.467-473.

6. Артемьев М.Е., Артюшков Е.В. О происхождении рифтовых впадин. // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1968. № 4. с. 58-73.

7. Артюшков Е.В. Геодинамика. М.: Наука, 1979. 328 с.

8. Артюшков Е.В. Физическая геотектоника. М.: Наука, 1993.456 с.

9. Артюшков Е.В., Беэр М.А. Образование глубоких прогибов на континентальной коре Урала. Аппалачей и Скандинавских каледонид в результате фазового перехода базальта в эклогит // Тихоокеанская геология. 1984. №2. С. 3-20.

10. Балла 3., Кузьмин М.И., Леви К.Г. Кинематика раскрытия Байкала // Геотектоника. 1990. № 2. С. 80-91.

11. Баренблатт Г.И., Ентов В.М., Рыжик В.М. Движение жидкостей и газов в природных пластах. М.: Недра, 1984.211 с.

12. Баталин О.Ю., Брусиловский А.И., Захаров М.Ю. Фазовые равновесия в системах природных углеводородов. М.: Недра, 1992.272 с.

13. Белоусов В.В. Основы структурной геологи. М.: Недра, 1985.207 с.

14. Борукаев Ч.Б. Словарь-справочник по современной тектонической терминологии. Новосибирск: Изд-во СО РАН. НИЦ ОИГТМ, 1999. 69 с.

15. Бро Е.Г. Коллектора и покрышки в юрско-меловом разрезе. // Геология и нефтегазоносность Енисей-Хатангского прогиба. Л.: НИИГА, 1971. с. 40-53.

16. Бугаевский Г.Н. Сейсмологические исследования неоднородностей мантии Земли. Киев: Наукова Думка, 1978.184 с.

17. Букаты М.Б., Вожов В.И., Горохова Т.А., Рахленко Е.З., Шварцев C.JI. Причины засоления нефтегазоносных коллекторов на юге Сибирской платформы // Геология и геофизика. 1981. №9. 17-27.

18. Бушенкова H.A., Тычков С.А., Кулаков И.Ю. Структура верхней мантии под центральной Сибирью и соседними областями по данным РР-Р томографии // Геология и геофизика. 2003. т. 44. №5. с. 474-490.

19. Белинский В.В., Полянский О.П., Рябов И.В. Геотермические исследования трансформного разлома Зеленого мыса// ДАН СССР. 1991. т. 318. № 6. с. 1422-1424.

20. Берниковский В. А. Геодинамическая эволюция Таймырской складчатой области. Новосибирск: Изд-во СО РАН. НИЦ ОИГГМ, 1996.202 с.

21. Гебхарт Б., Джалурия Й., Махаджан Р., Саммакия Б. Свободноконвективные течения, тепло- и массообмен. Кн.2. М.: Мир, 1991. 528 с.

22. Геологическое строение и перспективы нефтегазоносности Кузбасса. // Труды СНИИГГИМС. вып. 4. JL: Гостоптехиздат, 1959.299 с.

23. Геология и нефтегазоносность Енисей-Хатангского прогиба. // Д.С. Сороков — ред. Д.: НИИГА, 1971. 152 с.

24. Геохимия нефтей. конденсатов и природных газов рифей-вендских и кембрийских отложений Сибирской платформы.// Д.И.Дробот, Р.Н. Преснова,

25. A.Э.Конторович ред. М.: Недра, 1988.242 с.

26. Голубев В.А. Тепловой поток через впадину оз. Байкал // ДАН СССР. 1979. т. 245. №6. с. 658-661.

27. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. М.: Недра, 1987.285 с.

28. Гринсон A.C. Строение верхней части литосферы севера Приенисейской Сибири // Докл. АН СССР. 1989. т. 304. N 2. с. 408-411.

29. Динамика развития рудно-магматических систем зон спрединга // В.Н.Шарапов,

30. B.А.Акимцев, В.Н. Доровский и др. Новосибирск: Изд-во СО РАН. НИЦ ОИГГМ, 1999. 414 с.

31. Добрецов H.JI. Процессы коллизии в палеозойских складчатых областях Азии и механизмы эксгумации // Петрология. 2000. Т. 8. N6. С. 451-476.

32. Добрецов H.JL, Берзин H.A., Буслов М.М., Ермиков В.Д. Общие проблемы эволюции Алтайского региона и взаимоотношения между строением фундамента и развитием неотектонической структуры// Геология и геофизика. 1995. Т.36. №10. с.5-19.

33. Добрецов H.Д., Кирдяшкин А.Г. Глубинная геодинамика. Новосибирск. НИЦ ОИГГМ СО РАН. 1994.299 с.

34. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин A.A. Глубинная геодинамика. Новосибирск: изд. СО РАН. филиал «Гео», 2001.409 с.

35. До дин Д. А. Металлогения Таймыро-Норильского региона (Север центральной Сибири). С.-Пб.: Наука, 2002. 822 с.

36. Доровский В.Н., Перепечко Ю.В. Феноменологическое описание двухскоросгных сред с релаксирующими касательными напряжениями // ПМТФ. 1992. N 3. с. 99-110.

37. Дударев А.Н., Кудрявцев В.А., Меламед В.Г., Шарапов В.Н. Теплообмен в магматогенных процессах. Новосибирск:. Наука, 1972. 124 с.

38. Дучков А.Д. Лысак C.B. Балобаев В.Т. и др. Тепловое поле недр Сибири. Новосибирск: Наука, 1987. 196 с.

39. Дучков А.Д., Лысак C.B., Голубев В.А. и др. Тепловой поток и геотермальное поле Байкальского региона // Геология и геофизика. 1999. Т. 40(3). С. 289-304.

40. Дучков А.Д., Казанцев С.А., Голубев В.А. и др. Тепловой поток в пределах оз. Байкал // Геология и геофизика. 1976. N 4. с. 112-121.

41. Енисей-Хатангская нефтегазоносная область // Д.С. Сороков, Г.Д. Гинсбург -ред. Л.: НИИГА, 1974. 89 с.

42. Ермаков И.М., Лукин А.Е., Турчаненко Н.Т. Додевонский грабен Днепрово-Донецкого авлакогена//Докл. АН УССР. Сер.Б. 1988. №3. с. 10-13.

43. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. Палеогеодинамика. М.: Наука, 1993. 192 с.

44. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Наталов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. кн.1. 327с.; кн. 2. 334с.

45. Золотухин В.В., Виленский A.M., Дюжиков O.A. Базальты Сибирской платформы (особенности геологии, состава и генезиса пермотриасовых эффузивов). Новосибирск.: Наука, 1986. 245 с.

46. Зорин Ю.А. Новейшая структура и изостазия Байкальской рифтовой зоны и сопредельных территорий. М.: Наука, 1971. 168 с.

47. Зорин Ю.А. Механизмы происхождения Байкальской рифтовой зоны в связи с особенностями ее глубинного строения // Роль рифтогенеза в геологической истории Земли. Новосибирск: Наука. 1977. с. 36-41.

48. Зорин Ю.А., Турутанов Е.Х. Региональные изостатические гравитационные аномалии и мантийные плюмы в юго-восточной Сибири и центральной Монголии // Геология и геофизика. 2004. т. 45. № 10. с. 1248-1258.

49. Казьмин В.Г., Бяков А.Ф. Континентальные рифты: структурный контроль магматизма и раскол континентов // Геотектоника. 1997. N 1. с. 20-31.

50. Казьмин В.Г. Рифтовые структуры Восточной Африки раскол континента и зарождение океана. М.: Наука, 1987.205 с.

51. Калинко М.К. История геологического развития и перспективы нефтегазоносности Хатангской впадины // Тр. НИИГА. Л.: Гостоптехиздат, 1959. т. 104. 360 с.

52. Каракин A.B. Общая теория компакции при малой пористости // Физика Земли. 1999. N 12. с. 13-26.

53. Карпов И.К., Киселев А.И., Летников Ф.А. Моделирование природного минерапообразования на ЭВМ. М.: Недра, 1976.256 с.

54. Карслоу Г., Егер Д. Теплопроводность твердых тел. М.: Наука, 1964.488 с.

55. Карцева Г.Н., Ронкина 3.3., Колокольцева Е.П. Стратиграфия юрских и меловых отложений // Геология и нефтегазоносность Енисей-Хатангского прогиба. Л.: НИИГА, 1971. с. 7-18.

56. Качалов Л.М. Основы теории пластичности. М.: Наука, 1969.420 с.

57. Каширцев Г.Л. Геодинамика и магматизм начальных этапов образования Атлантического океана// Геотектоника. 2001. т. 20. №2. с. 1-14.

58. Кепежинскас К. Б., Жираковский В. Ю., Кепежинскас В. В. Минералогические критерии структурно-метаморфичеекой эволюции земной коры Баян-Хонгорской зоны (МНР) // Геология и геофизика. 1987. N 8. С. 63-70.

59. Кларк С. Справочник физических констант горных пород. М.: Мир, 1969, 543с.

60. Конторович А.Э., Сурков B.C., Трофимук A.A. ред. Геология нефти и газа Сибирской платформы. М.: Недра, 1981. 552 с.

61. Конторович А.Э., Беляев С.Ю., Конторович A.A. и др. Тектоника венд-силурийского структурного яруса осадочного чехла Лено-Тунгусской нефтегазоносной провинции // Геология и геофизика. 2004. т.45. №1. с. 100-109.

62. Коллектив участников проекта "Байкал-бурение". Высокоразрешающая осадочная запись по керну глубоководного бурения на Посольской банке в озере Байкал (BDP-99) // Геология и геофизика. 2004. т.45. №2. с. 163-193.

63. Крылов C.B., Крылова А.Л., Мишенькин Б.П., Мишенькина З.Р. Рудницкий А.Л. Суворов В.Д. Янушевич Т.А. Глубинные сейсмические исследования на юго-востоке Западно-Сибирской плиты и в Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. 1968. №4. с. 59-71.

64. Курчиков А.Р., Ставицкий Б.П. Геотермия нефтегазоносных областей Западной Сибири. М.: Недра, 1987. 133 с.

65. Лаврентьева И.В., Перчук Л.Л. Фазовые соответствия в системе биотит-гранат: экспериментальные данные //ДАН СССР. 1981. т. 260. с. 731-734.

66. Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М. Гидродинамика. М.: Наука, 1986. 736 с.

67. Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М. Теория упругости. М.: Наука, 1987. 248 с.

68. Леворсен А. И. Геология нефти и газа. М.: Мир, 1970. 638 с.

69. Леви К.Г. Относительное перемещение плит в Байкальской рифтовой зоне // Геология и геофизика. 1980. №5. с. 9-15.

70. Левчук М.А. Литология и перспективы нефтегазоносности юрских отложений Енисей-Хатангского прогиба. Новосибирск: Наука, 1985.166 с.

71. Левчук М.А., Фомин А.Н. // Геология и нефтегазоносность мезозойских седиментационных бассейнов Сибири. Новосибирск: Наука, 1983. С. 128-131.

72. Леонов Ю.Г., Волож Ю.А. ред. Осадочные бассейны: методика изучения, строение и эволюция. М.: Научный мир, 2004. 526 с.

73. Летунов С. П. Этапность формирования Борщевочного гранитогнейсового диа-пира и обрамляющих его впадин // Геология, поиски и разведка месторождений рудных полезных ископаемых. Иркутск: Изд-во ИПТИ, 1986. с. 54-63.

74. Литосфера Центральной Азии// H.A. Логачев ред. Новосибирск: Наука. Сиб. Изд. Фирма РАН, 1996.240 с.

75. Лихойдов Г. Г., Плюснина Л. П., Мищенчук Г. А. Условия образования амфиболитов метабазитов Уфалейского комплекса // Изв. АН СССР Сер.геол. 1981. № 9. с. 14-25.

76. Лобковский Л.И. Геодинамика зон спрединга. субдукции и двухяруснаятектоника плит. M.: Наука, 1988.251 с.

77. Лобковский Л.И., Никишин А.М., Хаин В.Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики. М. Научный мир, 2004. 612 с.

78. Лобковский Л.И., Исмаил-Заде А.Т., Наймарк Б.М. и др. Механизм погружения земной коры и образования осадочных бассейнов // Докл. РАН. 1993. т. 330. № 2. с. 256260.

79. Логачев H.A. История и геодинамика Байкальского рифта // Геология и геофизика. 2003. т.44. №5. с. 391-403.

80. Логачев H.A., Флоренсов H.A. Байкальская система рифтовых долин. // Роль рифтогенеза в геологической истории Земли. Новосибирск: Наука, 1977. с. 19-29.

81. Логачев H.A., Рассказов C.B., Иванов A.B. и др. Кайнозойский рифтогенез в континентальной литосфере// Литосфера центральной Азии. Новосибирск: Наука. Изд. СО РАН, 1996. с. 57-80.

82. Лопатин Н.В. Температура и геологическое время как факторы углефикации. Изв. Акад. Наук СССР. Сер. геологич. 1971. № 3. с. 95-106.

83. Лысак C.B. Геотермия Прибайкалья// Геология и геофизика. 1968. №9. с. 16-21.

84. Лысак C.B. Тепловые аномалии зон активизированных разломов юга Восточной Сибири // Проблемы разломной тектоники. Новосибирск: Наука, 1981. с. 87-100.

85. Лысак C.B., Зорин Ю.А. Геотермическое поле Байкальской рифтовой зоны. М.: Наука, 1976. 92 с.

86. Мегакомплексы и глубинная структура земной коры Западно-Сибирской плиты // В.С.Сурков ред. М.: Недра, 1986.204 с.

87. Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра, 1976.279 с.

88. Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли. Рифтогенез на древних платформах. М.: Недра, 1983.280 с.

89. Мишарина Л.А. Напряжения в земной коре в рифтовых зонах. М.: Наука, 1967.

90. Мишарина Л.А., Солоненко Н.В. Фокальный механизм землетрясений и напряженное состояние в земной коры в Байкальской рифтовой зоне// Роль рифтогенеза в геологической истории Земли. Новосибирск: Наука, 1977. с. 120-125.

91. Морозов Ю. А., Гафт Д. Е. О природе гранитогнейсовых куполов Северного Приладожья // Структура и петрология докембрийских комплексов. М.: Изд-во ИФЗ АН СССР, 1985. С. 3-120.

92. Муромцев B.C. и др. ред. Геологическое строение и перспективы нефтегазоносности Кузбасса. Л.: Гостоптехиздат, 1959.299 с.

93. Мюллер С. Эволюция земной коры // Континентальные рифты М.: Мир, 1981. с. 194-205.

94. Меламед В.Г., Ревердатто В.В. Модель контактового метаморфизма нефтесодержащих пород // Докл. АН СССР. 1978. т. 242. N 5. с. 1155-1158.

95. Недра Байкала (по сейсмическим данным). Новосибирск: Наука, 1981.105 с.

96. Непско-Ботуобинская антеклиза — новая перспективная область добычи нефти и газа на Востоке СССР // Конторович А.Э. Сурков B.C. Трофимук A.A. ред. Новосибирск: Наука. Сиб. Отделение, 1986.245 с.

97. Нефтегазоносные бассейны и регионы Сибири. Вып. 3. Енисей-Хатангский бассейн// Конторович А.Э., Гребенюк В.В., Кузнецов JI.JI. ред. Новосибирск: 1994.71с.

98. Нигматулин Р.И. Динамика многофазных сред. 4.2. М.: Наука, 1987. 360 с.

99. Никишин А.М. Тектонические обстановки. Внутриплитные и о краинноплитные процессы. М.: МГУ, 2002.366 с.

100. Объяснительная записка к геологической карте СССР масштаба 1:200000. Серия Кузбасская (листы N-45-VIII. -XV. -XVI. -XXII). Составители: Свиридов В.Г. Дергачев В.Б. Ред. Гинцингер А.Б. Москва: 1971.

101. Палеогеография центральной части Советской Арктики. // Труды НИИГАИ.С. Грамберг ред. JL: Недра, 1967. Т. 150.299 с.

102. Парфенов Л.М., Прокопьев. А. В., Спектор В.Б. Геодинамика восточной Якутии и раскрытие Евразийского бассейна// Геология и геофизика. 2001. т. 42. № 4. с. 708-725.

103. Парфенов JI.M., Кузьмин М.И. ред. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия). М.: Наука/Интерпериодика, 2001. 571 с.

104. Перчук Л.Л., Лаврентьева И.В., Аранович ПЛ., Подлесский К.К. Биотит- гранат-кордиеритовые равновесия и эволюция метаморфизма М.: Недра, 1983. 197 с.

105. Перчук Л. Л., Рябчиков И. Д. Фазовое соответствие в минеральных системах. М.: Недра, 1976.287 с.

106. Пиннекер Е.В., Писарский Б.И. Ломоносов И.С. и др. Гидрогеология Прибайкалья. М.: Наука, 1968.

107. Погребитский Ю.Е. Палеотектонический анализ Таймырской складчатой системы. Л.: Недра, 1971. 248 с.

108. Полянский О.П. Математическое моделирование разломов Телецкого озера для оценки палеонапряжений в условиях растяжения земной коры // Геология и геофизика. 1998. т. 39. №11. с. 1587-597.

109. Полянский О.П., Добрецов H.JI. Модель развития осадочного бассейна типа пул-апарт//Докл. РАН. 2001. т. 380. №3. С. 386-373.

110. Полянский О.П., Ревердатго В.В. Конвекция флюида в коллекторах осадочного бассейна при термическом воздействии даек и силлов // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. №1. с.27-41.

111. Полянский О.П., Ревердатго В.В. Реология континентальной литосферы по реконструкциям эволюции осадочных бассейнов. // Тез. докл. Всеросс. совещ. «Напряженное состояние литосферы, ее деформация и сейсмичность». Иркутск: ИЗК, 2003. с. 131-134.

112. Полянский О.П., Ревердатго В.В., Ананьев В.А. Пространственные и временные вариации погружения и седиментации в Кузнецком осадочном бассейне // Докл. РАН. 1998. Т. 358. № 5. С. 645-648.

113. Полянский О.П., Ревердатго В.В., Ананьев В.А. Эволюция рифтогенного осадочного бассейна как индикатора геодинамической обстановки (на примере Енисей-Хатангского прогиба) //Докл. РАН. 2000. Т. 370. № 1. С. 71-75.

114. Полянский О.П., Ревердатго В.В., Фомин А.Н. Эволюция погружения в Кузнецком осадочном бассейне: модельные реконструкции // Геология и геофизика. 2004 т. 45. № 6. с.670-679.

115. Полянский О.П. Математическое моделирование процессов диапиризма в земной коре // Методы изучения и моделирования геологических явлений. Новосибирск: Изд. ИГиГ СО АН СССР, 1987. с. 49-58.

116. Полянский О.П. Формирование диапировых структур на основе моделирования неустойчивости Релея-Тейлора// Гелогия и геофизика. 1988.№1.с.83-89.

117. Полянский О.П. Механизм диапирового всплывания гранито-гнейсовых куполов (Гидродинамическая модель) // Модели эволюции процессов метаморфизма на щитах и в складчатых областях. Новосибирск: изд. ИГиГ СО АН СССР, 1987. с. 62-64.

118. Полянский О.П. Термодинамические и кинематические параметры образования гранито-гнейсового диапира (на примере Баян-Хонгорской складчатой зоны. МНР) // Геология и геофизика. 1989. №1. с. 34-40.

119. Полянский О.П., Ефремов В.Н. Диагностика куполовидных структур северного Приладожья на основе термодинамических данных и тектонофизического анализа // Геология и геофизика. 1989. № 4. с. 43-47.

120. Полянский О.П., Волков П.К. Модель метаморфизма при процессах адвекции // Геология и геофизика. 1990. №2. с. 29-36.

121. Поселов В.А., Грамберг И.С., Мурзин P.P. и др. Структура и границы континентальной и океанической литосферы Арктического бассейна // Российская Арктика: геологическая история, минерагения. геоэкология. С-Пб.: ВНИИОкеанология, 2002. 960 с.

122. Пуарье Ж.П. Ползучесть кристаллов. Механизмы деформации металлов, керамики и минералов при высоких температурах. М.: Мир, 1988.287 с.

123. Радзиминович Н.А., Балышев С.О., Голубев В.А. Глубина гипоцентров землетрясений и прочность земной коры Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика. 2003. т. 44. № 11. с. 1216-1225.

124. Разломообразование в литосфере. Зоны растяжения.// С.И. Шерман, С.К. Семинский, С.А. Борняков ред. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1992.228 с.

125. Рамберг X. Сила тяжести и деформация в земной коре. М.: Недра, 1985. 399 с.

126. Рамберг И., Морган П. Физическая характеристика и направление эволюции континентальных рифтов. Доклады 27-го Межд. геол. конгр. Тектоника. Т. 7. М.: Наука, 1984. с. 78-109.

127. Рамберг И.Б., Нейман Э.-Р. ред. Континентальные рифты. М.: Мир, 1981.483 с.

128. Ревердатто В.В., Калинин А.С. Двумерные модели метаморфизма и анатексиса в складчатых областях земной коры. 1. Модель магматической интрузии // Геология и геофизика. 1989. № 6. с. 63-68.

129. Ревердатто В.В., Калинин А.С. Двумерные модели метаморфизма и анатексиса в складчатых областях земной коры. 2. Модель флюидного потока // Геология и геофизика. 1989. №8.с.41-46.

130. Ревердатто В.В., Калинин А.С. Двумерные модели метаморфизма и анатексиса в складчатых областях земной коры. 3. Флюидно-магматическая комбинированная модель, сравнение ее с другими моделями // Геология и геофизика. 1990. № 6. с.3-11.

131. Ревердатто В.В., Шеплев B.C. Геодинамические факторы метаморфизма и их моделирование // Геология и геофизика. 1998. т.39. № 12. с. 1679-1692.

132. Ревердатто В.В. Меленевский В.Н. Магматическое тепло как фактор генерации углеводородов; случай базальтовых силлов// Геология и Геофизика. 1983 .N6. с. 15-24.

133. Ревердатто В.В., Меленевский В.Н. Влияние магматического тепла на генерацию и дегенерацию углеводородов вблизи интрузивных тел базальтов // Докл. АН СССР. 1986. т. 286. N2. с. 409-411.

134. Ревердатто В.В., Полянский О.П., Ананьев В.А. Модельные оценки палеотемператур и метаморфизм погружения при рифтинге. Докл. РАН. 1992. т. 323. №5. с. 921-924.

135. Ревердатто В.В., Полянский О.П., Ананьев В.А. Предсказание параметров рифтогенеза на основе моделирования эволюции осадочных бассейнов. Докл. РАН. 1996. т. 350. № 6. с. 803-806.

136. Роуч П.Д. Вычислительная гидродинамика. М.: Мир, 1980.616 с.

137. Рогожина В.А., Кожевников В.М. Области аномальной мантии под Байкальским рифтом. Новосибирск: Наука, 1979.104 с.

138. Саньков В.А., Леви К.Г., Калэ Э. И др. Исторические и голоценовые горизонтальные движения, измеренные на Байкальском геодинамическом полигоне// Геология и геофизика. 1999. т. 40. № 3. с. 414-421.

139. Салоп Л. И. Периодизация и корреляция докембрия южных материков. Докембрий Африки. Л.: Недра, 1977. 304 с.

140. Свердлова В.Г., Шведенков Г. Ю., Томиленко A.A., Савинов A.B., Гибшер H.A. Определение объемов фазового перехода газ-жидкость в системе CO2-CH4-N2 в связи с задачами термобарогеохимии // Геохимия. 1999. № 5. С. 494-505.

141. Свердлова В.Г., Шведенков Г. Ю. Термодинамические параметры системы Н2О-CO2-CH4-N2 для термобарогеохимии включений в минералах // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. № 5. С. 409-419.

142. Седов Л.И. Механика сплошной среды. Т.2. М.: Наука, 1970. 568 с.

143. Слеттери Дж. С. Теория переноса импульса, энергии и массы в сплошных средах. М.: Энергия, 1978.448 с.

144. Спижарский Т.Н. Тектоническая карта Сибирской платформы и прилегающих частей складчатых систем м-б 1:2500000. М.: ВСЕГЕИ. 1958.

145. Старосельцев B.C. Тектоника базальтовых плато и нефтегазоносность подстилающих отложений. М.: Недра, 1989.259 с.

146. Соболев B.C. ред. Фации метаморфизма. М.: Недра, 1970.432 с.

147. Соболев B.C. Избранные труды. Петрология траппов. Новосибирск: Наука, 1986. 208 с.

148. Солоненко A.B. и др. Напряжения и разломные движения при землетрясениях в Сибири и Монголии // Сейсмичность и сейсмическое районирование северной Евразии. М.: ИФЗ РАН, 1993. с. 113-122.

149. Суворов В.Д. и др. Структура и изостазия коры в Байкальском рифте и окружающей территории по данным ГСЗ // Геология и геофизика. 1999. т. 40. №3. С. 305-316.

150. Сурков B.C. — ред. Мегакомплексы и глубинная структура земной коры нефтегазоносных провинций Сибирской платформы. М.: Недра, 1987.204 с.

151. Сурков B.C., Смирнов JI.B., Жеро О.Г. Раннемезозойский рифтогенез и его влияние на структуру литосферы Западно-Сибирской плиты // Геология и геофизика. 1987. N9. с. 3-11.

152. Тальвирский Д.Б. Тектоника Енисей-Хатангской нефтегазоносной области и сопредельных территорий по геофизическим данным. М.: Недра, 1976.168 с.

153. Тепловое поле недр Сибири. // Дучков А.Д. Лысак C.B. Балобаев В.Т. и др. -ред. Новосибирск: Наука, 1987. 194 с.

154. Тёркот Д., Шуберт Дж. Геодинамика: Геологические приложения физики сплошных сред. В 2-х т. М.: Мир, 1985.

155. Тимофеев В.Ю., Семибаламут В.М., Арнаутов Г.П. и др. Модели деформирования земной коры юго-западной части Байкальской рифтовой зоны по экспериментальным данным // Геология и геофизика. 1999. Т.40. № 3. С. 387-394.

156. Тугаринов А. И., Бибикова Е. В. Геохронология Балтийского щита по данным цирконометрии. М.: Наука, 1980. 131 с.

157. Тычков С.А., Рычкова С.А., Василевский А.Н. Взаимодействие плюма и тепловой конвекции в верхней мантии под континентом // Геология и геофизика. 1998. №4. с. 413-425.

158. Усов М.А. Тектоника Кузбасса// Вестник ЗСГУ. 1940. №5.

159. Федотов С.А. Об инъекции даек и механизме трещинных извержений// Вулканология и Сейсмология. 1982. № 6. С. 79 95.

160. Федотов С.А. Михайлова-Филлипова М.И. Течение магмы в дайках переменной толщины // Вулканология и Сейсмология. 1994. № 6. с. 24-43.

161. Флоренсов H.A. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. М. Изд. АН СССР, 1960.

162. Фомин А.Н. Углепетрографические исследования в нефтяной геологии. Новосибирск: Изд-во ИГиГ, 1987. 166 с.

163. Фридингер П.Дж., Ревердатто В.В., Полянский О.П. Метаморфизм погружающихся осадков в рифтогенных структурах земной коры (модельный подход) // Геология и геофизика. 1991. № 9. С. 81-90.

164. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых (петрофизика). Справочник геофизика. // ред. Дортман М.Б. М.: Недра, 1984.455 с.

165. Филипцов Ю.А. Закономерности и история нефтегазообразования в районах интенсивного развития траппового магматизма (на примере Южно-Тунгусской НТО) // Дисс. канд. геол.-минер, наук. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1993. 250 с.

166. Флетчер К. Вычислительные методы в динамике жидкости. В 2-х т. М.: Мир, 1991. Т.1. 504 е., Т.2.552 с.

167. Хоменко A.B. Влияние траппового магматизма на нефтегазоносность Тунгусского осадочного бассейнаИ Дисс. на уч. ст. д.г.-м.н. Новосибирск: Институт геологии СО РАН, 1997.404 с.

168. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Научный мир, 2001. 604 с.

169. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Внеальпийская Азия и Австралия. М.: Недра, 1979. 356 с.

170. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: Изд. МГУ, 1995.480 с.

171. Ходаковский Г.И., Трубицын В.П., Рабинович М., Колинер Ж. Миграция магмы и компакция вмещающих пород с переменной вязкостью // Вычислительная сейсмология. 1998. Вып. 30. с. 16-31.

172. Чекунов A.B., Гавриш В.К., Кутас Р.И. Геодинамика палеорифтов Украины// Геол. Журн. 1990. №6. с. 3-10.

173. Шарапов В.Н., Аверкин Ю.А. Динамика тепло- и массообмена в ортомагматических флюидных системах. Новосибирск: Наука, 1990. 200 с.

174. Шварцев С.Л. и др. Отчет по теме «Гидрогеология и гидрогеохимия нефтегазоносных бассейнов Сибири». Новосибирск-Томск: ОИГГиМ СО РАН, 1992.

175. Шерман С.И., Медведев М.Е., Ружич В.В. и др. Тектоника и вулканизм юго-западной части Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск: Наука, 1973.134 с.

176. Шерман С.И., Борняков С.А., Буддо В.Ю. Области динамического влияния разломов (модельные результаты). Новосибирск: Наука, 1983. 112 с.

177. Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А. и др. Разломообразование в литосфере. Новосибирск: Наука. Т.1: Зоны сдвига. 1991. 262 е.; Т.2: Зоны растяжения 1992.228 е.; Т.З: Зоны сжатия. 1994.263 с.

178. Шмонов В.М., Витовтова В.М., Жариков А.В. Флюидная проницаемость пород земной коры. М.: Научный мир, 2002. 216 с.

179. Шокальский С.П., Бабин Г.А., Владимиров В.Г. и др. Корреляция магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области. Новосибирск.: Издательство СО РАН «Гео», 2000.187 с.

180. Ahrens T.J., Schubert G. Gabbro-eclogite reaction rate and its geophysical significance// Rev. Geophys. & Space Phys. 1975. v. 13. no 2. p. 383-400.

181. Aplonov S.V. An aborted Triassic ocean in West Siberia // Tectonics. 1988. V. 7. p. 1103-1122.

182. Artemjev M.E., Artyshkov E.V. Structure and isostasy of the Baikal Rift and the mechanism of rifting// J. Geophys. Res. 1971. 76. p. 1197-1211.

183. Artemieva I. M. Lithospheric structure, composition, and thermal regime of the East European Craton: implications for the subsidence of the Russian platform// Earth and Planetary Science Letters. 2003. v. 213. p. 431-446.

184. Artyushkov E.V., Letnikov F.A., Ruzhich V.V. The mechanism of formation of the Baikal basin // J. Geodynamics. 1990. v. 11. N4. p. 277-291.

185. Avouac J.-Ph., Burov E.B. Erosion as a driving mechanism of intracontinental mountain growth//J. Geophys. Res. 1996.101(B8). P. 17747-17769.

186. Avouac J.-Ph., Tapponier P. Kinematic model of deformation in central Asia // Geophys. Res. Lett. 1993. 20. p. 895-898.

187. Balashov V.N., Yardley B.W.D. Modeling metamorphic fluid flow with reaction-compaction-permeability feedbacks // Am. J. Sci. 1998. v. 298. p. 441-470.

188. Balla Z., Kuzmin M., Levi K. Kinematics of Baikal opening: results of modelling// Annales Tectonicae. 1991. v. 5(1). P. 18-31.

189. Balling N. Thermal structure of the lithosphere benith the Norvegian -Danish basin and the southern Baltic shild: a major transition zone// Terra Cognita. 1985. v. 5. p. 377-378.

190. Bally A.W. (Ed.). Geology of Passive Margins. Course Note Ser. no. 19. Am. Assoc. of Pet. Geol. Tulsa. Okla. 1981.

191. Barber J.P., Yardley B.W.D. Conditions of high grade metamorphism in the Dalradian of Connemara. Ireland// Journal of the Geological Soc. London. 1985. v. 142. p. 87-96.

192. Bassi. G. Factors controlling the style of continental rifting: Insights from numerical examples//Earth Planet. Sci. Lett. 1991. v. 105. p. 430-452.

193. Beaumont Ch., Kamp P.J.J., Hamilton J, Fullsack. Ph. The continental collision zone. South Island. New Zealand: Comparison of geodynamical models and observations// J. Geophys. Res. 1996. v. 101(B2). P. 3333-3359.

194. Berdichevsky M.N., L.L. Vanvan, V.A. Kuzentsov, V.T. Levadny, M.M. Mandelbaum, G.P. Nechaeva, B.A. Okulessky P.P. Shilovsky, I.P. Shpak. Geoelectrical model of the Baikal region// Phys. Earth Planet. Inter. 1980. v. 22. p. 1-11.

195. Bio M. A. Theory of stability and consolidation of a porous medium under initial stress// J. of Mathematics and Mechanics. 1963. v. 12. p. 521-541.

196. Birch F., Schairer J.F., Spicer. H.C. (Eds.). Handbook of physical constants. Geological Society of America. Special Paper 36. 1942. 325 p.

197. Bird P. New finite element techniques for modelling deformation histories of continents with stratified temperature-dependent rheology// J. Geophys. Res. 1989. v. 94. p. 3967-3990.

198. Bird P. Thin-plate and thin-shell finite-element programs for forward dynamic modelling of plate deformation and faulting// Computers and Geosciences. 1999. v. 25. p. 383-394.

199. Bird P., Kong X. Computer simulations of California tectonics confirm very low strength of major faults // Geol. Soc. Am. Bull. 1994. v. 106(2). P. 159-174.

200. Bird P., Piper. K. Plane-stress finite-element models of tectonic flow in southern California. Phys/ / Earth and Planet. Int. 1980. v. 21. p. 158-175.

201. Bitzer K. Modelling consolidation and fluid flow in sedimentary basins// Computers & Geosciences. 1996. v. 22. p. 467-478.

202. Bitzer K. Two-dimensional simulation of clastic and carbonate sedimentation, consolidation, subsidence, fluid flow, heat flow and solute transport during the formation of sedimentary basins// Computers & Geosciences. 1999. v. 25. p. 431-447.

203. Bodri L. Hydrological disturbances of the conductive heat flow in stable continental crust. Tectonophysics. 1994. v. 234. p. 291-304.

204. Bodri B., Rybach L. Influence of topographically driven convection on heat flow in the Swiss Alps: a model study// Tectonophysics. 1998. v. 291. p. 19-27.

205. Bourne S.J., England P.C, Parsons B. The motion of crustal blocks driven by flow of the lower lithosphere and implications for slip rates of continental strike-slip faults// Nature. 1998. v. 391. p. 655-659.

206. Boyle A.P., Dawes I.P. Contrasted metamorphic and structural evolution across a major ductile/brittle displacement zone in NW Connemara. western Ireland // Geol. Rundschau. 1991. v. 80. p. 459-480.

207. Brace W.F., D.L. Kohlstedt. Limits on lithospheric strength imposed by laboratory experiments//J. Geophys. Res. 1980. v. 85. p. 6248-6252.

208. Brown M. P-T-t evolution of orogenic belts and the cases of regional metamorphism // J. Geol. Soc. London. 1993. v. 150. p. 227-241.

209. Bott M.H.P. Origin of the lithospheric tension causing basin formation// Philos. Trans. R. Soc. London A. 1982. v. 305. p. 319-324.

210. Braun J., C. Beaumont. Dynamical models of the role of crystal shear zones in asymmetric continental extension// Earth Planet. Sci. Lett. 1989. v. 93. p. 405-423.

211. Brigaud F. Conductivite thermique et champ de temperature dans les bassins sedimentaries a partir des donnes de puits// Ph.D. Dissertation. Universite des Sciences et Tecniques du Languedoc. Montpellier. 1989.314 p.

212. Brun J.-P., Sokoutis. D. , Van Den Driesssche. J. Analogue modeling of detachment fault system and core complexes// Geology. 1994. v. 22. p.319-322.

213. Buck W.R. Small-scale convection induced by passive rifting: The cause of uplift of rift shoulders// Earth Planet. Sci. Lett. 1986. v. 77. p. 362-372.

214. Burbank D.W., Anderson. R.S. Tectonic Geomorphology. Blackwell Scientific. Oxford. 2000.270 p.

215. Burke K., J.F. Dewey. Plume-generated triple junctions. Key indicators in applying plate tectonics to old rocks// J. Geol. 1973. v. 81. p. 406-433.

216. Burov E.V., M. Diament. The effective elastic thickness (Te) of continental lithosphere: Whan does it really mean?// J. Geophys. Res. 1995. v. 100. p. 3905-3927.

217. Burov E., Poliakov A. Erosion and rheology controls on synrift and postrift evolution: Verifying old and new ideas using a fully coupled numerical model// J. Geophys. Res. 2001. V. 106. No. B8.16461-16481.

218. Byerlee J. Friction of rocks// Pure and Applied Geophys. 1978. V. 116. P. 615-626.

219. Calais E., Lesne O., Deverchere J., San'kov V., Lukhnev A., Miroshnitchenko A., Buddo V., Levi K., Zalutzky V., Bashkuev Yu. Crustal deformation in the Baikal rift from GPS measurements// Geophys. Res. Lett. 1998. v. 25(21). P. 4003-4006.

220. Carman P.C. The Flow of Gases Through Porous Media. New York. Academic Press. 1956.

221. Carter N.L., Tsenn M.C. Flow properties of continental lithosphere// Tectonophysics. 1987. v. 36. p. 27-63.

222. Cathles L.M. An analysis of the cooling of intrusives by groundwater convection which includes boiling// Econom. Geol. 1977. v. 72. p. 804-826.

223. Cliff R.A. Yardley B.W.D. Bussy F.R. U Pb and Rb - Sr geochronology of magmatism and metamorphism in the Dalradian of Connemara. western Ireland// Journal of the Geological Society (London). 1996. v. 153. p. 109 - 120.

224. Connolly J.A.D., Thompson A.B. Fluid and enthalpy production during regional metamorphism// Contributions to Mineralogy and Petrology. 1989. v. 102. p. 347-366.

225. Cobbold P.R., Davy. P. Indentation tectonics in nature and experiment. 2. Central Asia. Bull. Geol. Inst. Univ. Uppsala. 1988. v. 14. p. 143-162.

226. Chen W.-P., Molnar P. Focal depths of intracontinental and intraplate earthquakes and their implications for the thermal and mechanical properties of the lithosphere// J. Geophys. Res. 1983. v. 88. p. 4183-4214.

227. Christensen U.R. An Eulerian technique for thermomechanical modeling of lithospheric extention//J. Geophys. Res. 1992. v. 97. p. 2015-2036.

228. Christov C.I., Volkov P.K. Numerical investigation of the steady viscous flow past a stationary deformable bubble// J. Fluid Mech. 1985. v. 158. p. 341-364.

229. Cochran J.R Effects of finite rifting times on the development of sedimentary basins// Earth Planet. Sci. Lett. 1983. v. 66. p. 289-302.

230. Crough S.T. Rifts and swells: Geophysical constraints on causality// Tectonophysics. 1983. V. 94. p. 23-37.

231. Dagan G. Flow and transport in porous formations. Berlin: Springer-Verlag, 1989.465

232. Dahlen F.A. Noncohesive critical Coulomb wedges: an exact solution// J. Geophys. Res. 1984. V. 89. P. 10125-10133.

233. Dalrymple G.B., Czamanske G.K., Fedorenko V.A. et al. A reconnaissance Ar/Ar geochronologic study of ore-bearing and related rocks. Siberian Russia// Geochim. et Cosmochim. Acta. 1995. V. 59. №10. P. 2071-2083.

234. Daly B.J. Numerical study of two fluid Rauleigh-Taylor instability// Phys. Fluids. 1967. v. 10. no 2.297-307.

235. Davis M., Kusznir N. Are buoyancy forces important during the formation of rifted margins? // Geophys. J. Int. 2002. V.149. P. 524-533.

236. Davy. P. , Cobbold. P.R. Indentation tectonics in nature and experiment. 1. Experiments scaled for gravity// Bull. Geol. Inst. Univ. Uppsala. 1988. V. 14. P. 129-141.

237. Deming D. Fluid flow and heat transport in the upper continental crust. // Geofluids: Origin, migration and evolution of fluids in sedimentary basins J. Parnell. (Ed.). Geol. Soc. Spec. Pub. 1994. v. 78. p. 27-42.

238. Domenico P.A., Palciauskas V.V. Theoretical analysis of forced convective heat transfer in regional ground-water flow// Geol. Soc. Am. Bull. 1973. v. 84. P. 3803-3814.

239. Dewey J.F. Extensional collapse of orogens// Tectonics. 1988. V. 7. p. 1123-1139.

240. Dewey J.F., Ryan P.D. The Ordovician evolution of South Mayo Trough, western Ireland// Tectonics. 1990. v. 9. p. 887 901.

241. Dickenson M.P. , Hewitt D. A gamet-chlorite geothermometer // Geol. Soc. Amer. Abstr. with Progr. 1986. v. 18. p. 584.

242. Dobretsov N.L., Buslov M.M., Delvaux D„ Berzin N.A., Ermikov. V.D. Meso- and Cenozoic Tectonics of Lithospheric Plate Interaction and Mantle Plumes// Int. Geol. Rev. 1996. V. 38. P. 430-466.

243. Dunbar J.A., Sawyer D.S. How preexisting weaknesses control the style of continental breakup//J. Geophys. Res. 1989. V. 94. p. 7278-7298.

244. Eaton. G.P. A plate-tectonic model for late Cenozoic crustal spreading in the western United States// Rio Grande Rift: Tectonics and Magmatism. edited by R.E. Riccker. AGU. Washington. D.C., 1979. p. 1-32.

245. Eeckhout B. A case study of a mantled gneiss antiform. the Hospitalet massif. Pyrenees (Andorra. France)// PhD Thesis. Utrecht. 1986. 193 P.

246. Einsele G. Sedimentary Basins: evolution, facies. and sediment budget. Berlin: Springer-Verlag, 2000. 792 p.

247. England P. Constraints on the extention of continental lithosphere// J. Geophys. Res. 1983. V. 88. p.l 145-1152.

248. England P., Molnar. P. The field of crustal velocity in Asia calculated from Quatenary rates of slip on faults//Geophys. J. Int. 1997.V. 130. P. 551-582.

249. England P.C., Thompson A.B. Pressure — temperature — time paths of regional metamorphism. I. Heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust //J. Petrol. 1984. v. 25. p. 894-928.

250. Escola P. The problem of mantled gneiss domes //J. geol. Soc. London. 1949. V. 104. pt4. P. 461-476.

251. EUGENO-S Working Group. Crustal structure and tectonic evolution of the transition between the Baltic shield and the North German Caledonides (the EUGENO-S project) // Tectonophysics. 1988. v. 180. p. 253-348.

252. Farnetani C., M. A. Richards. Numerical investigations of the mantle plume initiation model for flood basalt events// J. Geophys. Res. 1994. v. 99. p. 13813-13833.

253. Ferry J.M. , Spear F.S. Experimental calibration of the partitioning of Fe and Mg between biotite and garnet // Contr. Miner. Petrol. 1978. v. 66. no.2. p. 113-117.

254. Fleitout L., C. Froidevaux, D. Yuen. Active lithospheric thinning7/ Tectonophysics. 1986. V. 132. p. 271-278.

255. Forsyth D., S. Uyeda. On the relative importance of the driving forces of plate motion// Geophys. J. R. Astron. Soc. 1975. V. 43. p. 163-200.

256. Freeze R.A., Cherry J.A. Groundwater. NJ.: Prentice-Hall, 1979. 604 p.

257. Friedrich A.M., Hodges. K.V., Bowring. S.A., Martin. M.W. Geochronological constraints on the magmatic, metamorphic and thermal evolution of the Connemara Caledonides // Journal of the Geological Society (London). 1999 v. 156. p. 1217 -1230.

258. Furlong K.P., Hanson R.B., Bowers J.R. Modeling thermal regimes. // Contact metamorphism. Review in mineralogy 26. Kerrick D.M. (Ed.). Chelsea: Mineralogical Society of America, 1991. pp. 437-505.

259. Gao S., P.M. Davis, H. Liu, P.D. Slack, Y.A. Zorin, N.A. Logatchev, M. Kogan, P.D. Burkholder, RP. Meyer. Asymmetric upwarp of the astenosphere beneath the. Baikal rift zone. Siberia//J. Geophys. Res. 1994. V. 99. p. 15319-15330.

260. Garven G. A hydrogeologic model for the formation of the giant oil sands deposits of the Western Canada sedimentary basin // Am. J. Sci. 1989. v. 289. p. 105-166.

261. Gerya T.V., L.L. Perchuk, D.D.Van Reenen, C.A. Smit. Two-dimensional numerical modeling of pressure-temperature-time paths for the exhumation of some granulite facies terrains in the Precambrian// J. Geodyn. 2000. V. 30. P. 17-35.

262. Gerya T.V., L.L. Perchuk, W.V. Maresch, D.D. Van Reenen, C.A. Smit, A.P. Willner. Numerical modeling of the exhumation of Precambrian granulite facies terrains // Eur. J. Mineral. 2000. V. 12. P. 59.

263. Golke M., Cloetingh S., Fuchs K. Finite-element modelling of pull-apart basin formation//Tectonophysics. 1994. V. 240. P. 45-57.

264. Grawinkel A., Stockert B. Hydrostatic pore fluid pressure to 9 km depth Fluid inclusion evidence from the KTB deep drill hole // Geoph. Res. Lett. 1997. V. 24. N 24. P. 3273-3276.

265. Griffiths R ., K.Campbell. Interaction of mantle plume heads with the Earth's surface and onset of small-scale convection. J. Geophys. Res. 1991. V. 96. p. 18295-18310.

266. Gvirtzman H. Stanislavsky E. Palaeohydrology of hydrocarbon maturation, migration and accumulation in the Dead Sea rift// Basin Research. 2000. V. 12. P. 79-93.

267. Hammarstrom J. M., Zen E. Aluminum in hornblende: an empirical igneous geobarometer//Amer. Miner. 1986. V. 71. P. 1297-1313.

268. Handy M.R. Deformation regimes and the rheological evolution of fault zones in the lithosphere: the effects of pressure, temperature, grainsize and time // Tectonophysics. 1989. V. 163. P. 119-152.

269. Hanson R.B., Barton M.D. Thermal development of low-pressure metamorphism belts: results from two-dimensional numerical models // J. Geoph. Res. 1989. v. 94. No. B8. p. 10363-10377.

270. Harris A.L., Haselock P.J., Kennedy M.J., Mendum J.R. The Dalradian Supergroup in Scotland. Shetland and Ireland// A revised correlation of Precambrian rocks in the British Isles. Geol. Soc. (London). Spec. Report. 1994. V. 22. P. 33 53.

271. Haxby W.F., Turcotte D.L., Bird J.M. Thermal and mechanical evolution of the Michigan basin// Tectonophysics. 1976. v. 36. p. 57-75.

272. Hayba D.O., Ingebritsen S.E. Multiphase groundwater flow near cooling plutons // J. Geophys. Res. 1997. v. 102. p. 12235-12252.

273. Hill R.I. Starting plumes and continental breakup// Earth Planet. Sci. Lett. 1991. v. 104. p. 398-416.

274. Hinze W.J., Bradley J.W., Brown A.R Gravimeter survey in the Michigan basin deep borehole//J. Geoph. Res. 1978. v. 83. No. B12. p. 5864-5868.

275. Hodges K.V., Spear F.S. Geothermometry. geobarometry and the A^SiOs triple point at Mt. Moosilauke. New Hempshire // Amer. Miner. 1982. v. 67. no. 11-12. p. 677-680.

276. Hopper J.B., W.R. Buck. The initiation of rifting at constant tectonic force: Role of diffusion creep// J. Geophys. Res. 1993. 98. p. 16.213-16.221.

277. Horai K. Thermal conductivity of rock-forming minerals// J. Geophys. Res. 1971. V. 76. P. 1278-1308.

278. Houseman G., P. England. Finite strain calculations of continental deformation. I. Method and general results for convergent zones// J. Geophys. Res. 1986. V. 91. p. 36513663.

279. Houseman G.A., England P.C. Crustal thickening versus lateral expulsion in the Indian-Asian continental collision//J. Geophys. Res. 1993. V. 98. P. 12233-12249.

280. Huebner K.H. The Finite Element Method for Engineers. New York: John Wiley, 1975. 500 p.

281. Huismans R. S., Podladchikov Y. Y., Cloetingh. S.A.P.L. Transition from passive to active rifting: Relative importance of asthenospheric doming and passive extension of the lithosphere// J. Geophys. Res. 2001a. V. 106. P. 11271-11292.

282. Huismans R. S., C. Beaumont Symmetric and asymmetric lithospheric extension: Relative effects of frictional-plastic and viscous strain softening// J. Geophys. Res. 2003. V. 108. No. B10.2496. doi: 10.1029/2002JB002026

283. Hutchinson D.R., Golmshtok A.J., Zonenshain L.P. Depositional and tectonic framework of the rift basins of Lake Baikal from multichannel seismic dataII Geology. 1992. v. 20. p. 589-592.

284. Jarvis G.T., McKenzie D.P. Sedimentary basin formation with finite extension rates// Earth Planet. Sci. Lett. 1980. v. 48. p. 42-52.

285. Johnson J.W., Norton D. Critical phenomena in hydrothermal systems: state, thermodynamic, electrostatic and transport properties of H20 in the critical region // Am. J. Science. 1991. v. 291. p. 541-648.

286. Karato S., Wu. P. Rheology of the upper mantle: Synthesis. Science. 1993. v. 260. P. 771-778.

287. Katzman R., ten Brink U.S., Lin J. Three-dimensional modeling of pull-apart basins: Implications for the tectonics of the Dead Sea Basin// J. Geophys. Res. 1995. V. 100(B4). P. 6295-6312.

288. Keen. C.E., G.L. Williams (Eds). The geology of the North America, v. 1-1. Geology of the Continental Margin of Eastern Canada// Geol. Soc. of Am., Boulder. Colo., 1990.

289. Kingston D.R., Dishroon C.P., Williams P.A. Global basin classification system// Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 1983. v. 67. p. 2175-2193.

290. Kinzelbach W. Groundwater Modelling. Amsterdam: Elsevier, 1986.331 p.

291. Kirby S.H., Kronenberg. A.K. Rheology of the Iithosphere: Selected topics// Rev. Geophys. 1987. V. 25. p. 1219-1244.

292. Kirby S. H. Rheology of the Iithosphere.// Rev. Geophys. Space Phys. 1983. V. 21(6). P. 1458-1487.

293. Kong X., A. Yin, T. M. Harrison. Evaluating the role of preexisting weaknesses and topographic distributions in the Indo-Asian collision by use of a thin-shell numerical model// Geology. 1997. V. 25(6). P. 527-530.

294. Kong X., Bird. P. Neotectonics of Asia: thin-shell finite-element models with faults. // The Tectonic Evolution of Asia. A. Yin and T.M. Harrison (Editors). Cambridge Univ. Press, 1996. p. 18-34.

295. Kontorovich A.E., Khomenko A.V., Burshtein L.M., Likhanov I.I., Pavlov A.L., Staroseltsev V.S., Ten A.A. Intense basic magmatism in the Tunguska petroleum basin, eastern Siberia, Russia// Petroleum Geoscience. 1997. v. 3. p. 359-369.

296. Kuo L.-Ch. Gas exolution during fluid migration and its relation to overpressure and petroleum accumulation // Marine and Petrol. Geol. 1997. v. 14. No. 3. p. 221-229.

297. Kusznir N.J., Park R.G. Intraplate lithospheric deformation and the strength of the Iithosphere// Ge9phys. J. R. Astron. Soc. 1984. V. 79. p. 513-538.

298. Kusznir N.J., Park R.G. The extentional strength of the continental lithosphere: its dependence on geothermal gradient and crustal composition and thickness. // Continental Extentional Tectonics. Geol. Soc. Spec. Publ. London. 1987. V. 28. p. 35-52.

299. Lachenbruch. A.H., J.H. Sass. Models of an extending lithosphere and heat flow in the Basin and Range Province// Cenozoic Tectonics und Regional Geophysics of the Western Cordillera. Mem. Geol. Soc. Am. 1978. V. 152. p. 209-250.

300. Lanchenbruch A.H., Sass J.H., Galanis S.P. Feat flow in southernmost California and the origin of the Salton trough// J. Geophys. Res. 1985. V. 90(B8). P. 6709-6736.

301. Lasaga A. C. Metamorphic reaction rate laws and development of isograds// Mineral. Mag. 1986. v. 50. p. 359-373.it

302. Lennie T.B., Moore D.R., Weiss N.O. The breakdown of steady convection// J. Fluid Mech. 1988. v. 188. p. 47-85.

303. Lepezin G.G., Reverdatto V.V. Zonal metamorphic complex in the Tongulack mountain range, Altai, Russia, and explanation of its origin with the help of thermal modeling II Acta geologica Sinica. 1998. v. 72. no.l. pp. 51-64.

304. Lesne O., Calais E., Deverchere J. Finite element modelling of crustal deformation in the Baikal rift zone: new insights into the active-passive rifting debate// Tectonophysics. 1998. V. 289(4). P. 327-340.

305. Lichtner P.C., Steefel C.I., Oelkers E.H. (editors). Reactive Transport in Porous Media// Reviews in Mineralogy, v.34. Washington: Min. Soc. Am. 1996.438 p.

306. Lister G.S., M.A. Etheridge, P.A. Symonds. Detachment models for the formation ofpassive continental margins//Tectonics. 1991. v. 10. p. 1038-1064.

307. Logatchev N.A., Rogozhina V.A., Solonenko V.P., Zorin Yu.A. Deep structure and evolution of the Baikal rift zone// Tectonisc and Geophysics of Continental Rifts. Eds. I.B. Ramberg and E.R. Neumann. Norwell. Mass.: Reidel, 1978. p.49-62.

308. Logatchev N.A., Zorin Y.A., Rogozhina V.A. Baikal rift: active or passive? Comparision of the Baikal and Kenya rift zones// Tectonophysics. 1983. v. 94. p. 223-240.

309. Lowell R.P. Modeling continental and submarine hydrothermal systems// Rev. of Geophys. 1991. v. 29. N3. p. 457-476.

310. Mai S., Kohlstedt D.L. Influence of water on plastic deformation of olivine aggregates p 2. Dislocation creep regime// J. Geophys. Res. 2000. v. 105 (B9). p. 21471-21481.

311. Manning C.E., Ingebritsen S.E. Permeability of the continental crust: implications of geothermal data and metamorphic systems// Rev. of Geophys. 1999. v. 37. N1. p. 127-150.

312. Mareshal J.-C., West G.F. A model for Archean tectonidsm. Numerical models ofvertical tectonism in greenstone belts// Canad. J. Earth Sci. 1980. no. 17. p. 60-71.

313. Mats V.D. The structure and development of the Baikal rift depression// Earth Science Reviews. 1993. v. 34. p. 81-118.

314. Mayer G., P.M. Mai, T. Plenefisch et all. The deep crust of the southern Rhine graben: reflectivity and seismic as images of dynamic processes// Tectonophysics. 1997. v. 275. p. 1540.

315. McKenzie D. Some remarks on the development of sedimentary basins// Earth and Planet. Sci. Lett. 1978. V. 40. P. 25-32.

316. McKenzie D., Bickle M.J. The volume and composition of melt generated by extension of lithosphere // J. Petrol. 1988. V. 29. P. 625-679.

317. McKenzie D.P., Roberts J., Weiss D. Convection in the earth's mantle: towards a numerical simulations// J. Fluid Mech. 1974. V. 62. P. 465-538.

318. Melosh. H.J., Williams. C.A. Mechanics of graben formation in crustal rocks: a finite element analysis// J. Geophys. Res. 1989. V. 94. P. 13961-13973.

319. Mitchell A.H.G., Reading H.G. Sedimentation and tectonics. In: Reading H.G. (ed.) Sedimentary environments and facies. Oxford: Blackwell, 1986. P. 471-519.

320. Molnar P. S-wave residuals from earthquakes in the Tibetan region and lateral variations in the upper mantle// Earth Planet. Sci. Lett. 1990. v. 101. p. 68-77.

321. Molnar P., Deng Q. Faulting associated with large earthquakes and the average rate of deformation in central and eastern Asia// J. Geophys. Res. 1984. v. 89. p. 6203-6228.

322. Mukhopadhyay P.K. Vitrinite Reflectance as Maturity Parameter // Vitrinite Reflectance as a Maturity Parameter: Applications and Limitations. P.K.Mukhopadhyay and W.G.Dow (Eds.) Wash.(DC): Amer. Chem. Soc., 1994. P. 1-24.

323. Munz I.A. Petroleum inclusions in sedimentary basins: systematic, analytical methods and applications // Lithos. 2001. V.55. P. 195-212.

324. Moretti I., C. Froidevaux. Thermomechanical models of active rifting// Tectonics. 1986. v. 5. p. 501-511.

325. Nakada M. Convective coupling between ductile lower crust and upper mantle, and its tectonic implications// Geophys. J Int. 1994. V. 118. p. 579-603.

326. Norton D., Knight J.E. Transport phenomena in hydrothermal systems: cooling plutons // Am. J. Sci. 1977. v. 277. p. 937-981.

327. Olson P., G. Schubert, C. Anderson, P. Goldman. Plume formation and lithosphere erosion: A comparison of laboratory and numerical experiments// J. Geophys. Res. 1988. V. 93. p. 15065-15084.

328. V; 334. Olson P., Yuen D.A. Thermochemical plums and mantle phase transitions// J. Gephys.

329. Res. 1982. v. 87. no. 10. p. 3993-4002.

330. Ortoleva P. Geochemical self-organization. N.-Y.: Oxford Univ. Press, 1994.411 p.

331. Oxburgh E.R., D.L. Turcotte. Membrane tectonics and the East African Rift// Earth Planet. Sci. Lett. 1974. v. 22. p. 133-140.

332. Parfenov L.M., Koz'min B.M., Grinenko O.V., Imaev V.S., Imaeva L.P. Geodynamics of the Chersky seismic belt//J. Geodyn. 1988. V. 9. P. 15-37.

333. Parker E.C., P.M. Davis, J.R. Evans, H.M. Iyer, K.H. Olson. Upwarp of anomalous asthenosphere beneath the Rio Grande RiM Nature. 1984. v.312. p. 354-356.

334. Passchier C.W., Trouw R.A. Microtectonics. Berlin: Springer, 1996.289 p.

335. Peacock S.M. 1989. Numerical constraints on rates of metamorphism. fluid production, and fluid flux during regional metamorphism // Geological Society of America Bulletin, v. 101. p. 476-485.

336. Peltzer G. Centrifuged experiments of continental scale tectonics in Asia // Bull. Geol. Inst. Univ. Uppsala. 1988. v. 14. p. 115-128.

337. Peltzer G., Saucier F. Present-day kinematic of Asia derived from geologic fault rates// J. Geophys. Res. 1996. v. 101. p. 27943-27956.

338. Peng D.Y., Robinson D.B. A New Two-Constant Equation of State // Ind. Eng. Chem. Fundam. 1976. V. 15. N 1. P. 59-64.

339. Perchuk L.L. Aranovich L.Y. Podlesskii K.K. et all. Precambrian granulites of the tf' Aldan shield, Eastern Siberia. USSR // J. Metam. Geol. 1985. v. 3. № 3. p. 265-310.

340. Person M., Baumgartner L. New evidence for long-distance fluid migration within the Earth's crust// Rev. Geoph. 1995. Suppl. P. 1083-1091.

341. Person M., Garven G. Hydrologic constraints on petroleum generation within continental rift basins: theory and application to the Rhine graben. AAPG Bulletin. 1992. V. 76. P. 468-488.

342. Petit C., Deverchere J., Houdry F., San'kov V.A., Melnikova V.I., Delvaux. D. Present-day stress field changes along the Baikal rift and tectonic implications// Tectonics. 1996. V. 15. P. 1171-1191.

343. Polyansky O.P. Quasi-3D thin plate model of lithospheric deformation in the BRZ // )> Proc. Int. Conf. "Active Tectonic Continental Basins". Gent. 1998. P. 94-95.

344. Polyansky O.P. Dynamic causes for the opening of the Baikal Rift zone: a numerical modelling approach // Tectonophysics. 2002. V. 351. N. 1-2. P. 89-115.

345. Polyansky O.P., Poort J. 2D modelling of the fluid flow and heat transport during the evolution of the Baikal rift // J. Geochera. Explor. 2000. v. 69-70. P. 77-81.

346. Poort J., van der Beek P., ter Voorde M. An integrated modelling study of the central and northern Baikal rift: Evidence for non-uniform lithospheric thinning? // Tectonophysics. 1998. V. 291. P. 101-122.

347. Post R.L. High-temperature creep of Mt. Burnet dunite // Tectonophysics. 1977. v. 42. p. 75-110.

348. Ramberg I.B., Spjeldnaes N. The tectonic development of the Oslo graben// Tectonics and geophysics of continental rifts. Ed. I.B.Ramberg. E.-R. Newman. Dordrecht: D.Reidel Publ. Co., 1978. p. 167-194.

349. Ranalli G. Rheology of the Earth: deformation and flow processes in geophysics and geodynamics. London: Allen and Unwin. 1987. 366 p.

350. Reverdatto V. V., Kalinin A. S. Two models of the origin of granitoid magma and accompanying metamorphism in mobile belts of the Earth's crust // Tectonophysics. 1980. v. 67. N 1. p. 101-121.

351. Reverdatto V.V., Kalinin A.S. A combined fluid-magmatic model of anatexis and accompanying metamorphism in the folded belts of the earth's crust// Tectonophysics. 1982. V. 82. P. 307-316.

352. Reverdatto V.V., Lepezin G.G., Kalinin A.S. On the thermal origin of zoning within the metamorphic complex of the Tongulack mountain range, Altai, Russia // Archiwum mineral. 1999. v. 52. no. 1. p. 71-89.

353. Reverdatto V.V., Polyansky O.P. Modelling of the thermal history of metamorphic zoning in the Connemara region (western Ireland)// Tectonophysics. 2004. V. 379. P. 77- 91.

354. Robinson D., Bevins R.E. Incipient metamorphism in the lower Paleozoic marginal basin of Wales// J. Metamorph. Geol. 1986. v. 4. P. 101-113.

355. Royden L., Keen C.E. Rifting process and thermal evolution of the continental margin of eastern Canada determined from subsidence curves// Earth Planet. Sci. Lett. 1980. V. 51. p. 343-361.

356. Royden L., Horvath F., Nagymarosy A., Stegena L. Evolution of the Pannonian basin system. 2. Subsidence and thermal history//Tectonics. 1983. v. 2. p. 91-137.

357. Ruppel. C. Extensional processes in continental lithosphere// J. Geophys. Res. 1995. V.100. No. B12. p. 24187-24215.

358. Ruppel C., Royden L., Hodges. K. Thermal modeling of extensional tectonics: Application to pressure — temperature-time histories of metamorphic rocks// Tectonics. 1988. v. 7. p. 947-958.

359. Ruppel C., Hodges K. Pressure — tempe rature time path from two-dimensional thermal models: Prograde, retrograde and inverted metamorphism // Tectonics. 1994. V. 13. p. 17-44.

360. Sclater J.G., Christie P.A.F. Continental stretching: an explanation of the post-mid-Cretaceous subsidence of the central North-Sea Basin// J. Geophys. Res. 1980. V. 85. p. 37113739.

361. Sclater J.G., Royden F., Horvath F., et all. Subsidence and thermal evolution of the intra-Carpathian basins// Earth Planet. Sci. Lett. 1980. v. 51. p. 139-162.

362. Schubert G., Straus J.M. Two-phase convection in a porous medium// J. Geophys. Res. 1977. v. 82. N 23. p. 3411-3421.

363. Sengor A.M.C., Burke K. Relative timing of rifting and volcanism on the earth and its tectonic implications// Geophys. Res. Lett. 1978. v. 5. p. 419-421.

364. Smith M.K. Thermal convection during the directional solidification of a pure liquid with variable viscosity// J. Fluid Mech. 1988. v. 188. p. 547-570.

365. Smith L., Chapman D.S. On the thermal effects of groundwater flow 1. Regional scale systems//J. Geophys.Res. 1983. v. 88. p. 593-608.

366. Spear F.S. Metamorphic phase equilibria and pressure — temperature time paths. Mineral. Society of America. Monograph series. Chelsea : Book Crafters Inc. 1993. 800 p.

367. Spohn T., G. Schubert. Convective thinning of the lithosphere: A mechanism for initiation of continental rifting// J. Geophys. Res. 1982. v. 87. p. 4669-4681.

368. Straus J.M., Schubert G. Thermal convection of water in a porous medium: effects of temperature- and pressure-dependent thermodynamic and transport properties// J. Geophys. Res. 1977. v. 82. N2. p. 325-333.

369. Steckler M.S., Watts A.B. Subsidence of the Atlantic-type continental margin of New York // Earth and Planet. Sci. Lett. 1978. V. 41. P. 1-13.

Информация о работе

Полянский, Олег Петрович
доктора геолого-минералогических наук
Новосибирск, 2005
ВАК 25.00.03

Диссертация

Континентальный рифтогенез и метаморфическая зональность как следствие термических процессов в литосфере - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы