Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Термические и механические модели коры и литосферы окраинных морей Дальнего Востока

ВАК РФ 04.00.22, Геофизика

Автореферат диссертации по теме "Термические и механические модели коры и литосферы окраинных морей Дальнего Востока"

1 з НОЯ ¡995

Р.:..|.ИИШЯ АКАДЕМИЯ НАУК : 'ПЛЬСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ гПГСТИТаТ ГЕОФИЗИКИ

На правах рукописи

ЕПАЬПИИКОВ ВЛАДИМИР ДМИТРИЕВИЧ

ТЕРМИЧЕСКИЕ И МЕХАНИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ КОРН II ЛИШЖП! ОКРАИНШ МОРЕЙ ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА

04.00.22 - геофиэикч

йвтореферат диссертации га соискание ученой стрирчи локтпра ф;13Икп-чэтенатичеп(И* мччк

Рн-ТТРрИЧАирГ И'1"

Работа выполнена в Хабаровской государственном техническом

университете.

Официальные ишюненпг.

доктор геолого-минералипнеских наук,

профессор Н.Д.Хуторской

доктор химических наук О,Л,Куско?

доктор физико-математических наук,

профессор П.Н.Мезенцев

Ведущая организация:

Институт геологин и геофизики СП РАН

Тацита диссертации состоится В-/$часов на заседании диссертационного совята Д 003.31.01 в Институте геофизики Уральского отделения РПИ пс адресу: 620016. г. Екатеринбург, ГСП-144, ул. Пмуидсена, 100, Институт геофизики УрО РАН.

С диссертацией моино ознакомиться р бич.шотеке Института геотизики Мрлльсиого отделенно РАН,

йвтпрсФерат разослан"„

Учиняй гекрстагь диссертационного ссриа, й^к^оп тшз.-мчт. «пук

Ю.В.Хачай

01)1,((Я ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность теми, Дг льнезосточные окраинные «оря являются составной частью Азиатскс-Тихоокеанской зоны перехода, которая интенсивно изучается в нгстоящее время всеми геофизическими методами. Это объясняется на/ичием здесь значительных аномалий геофизических полей - теплового потока, силы тя«ести, магнитного поля, скорости распространения сейсмических волн; частых землетрясений, вулканизма - являющихся свидетельством активных глубинных процессов. Тепловое поле кори и литосферы окраинных морей, его эволюция, оказывают существенное влияние на характер и интенсивность этих процессов. Изучение тег левого реяима является необходимым условием для понимания природы п^бинных процессов, приводящих, в частности, к образованию и эволюции окраинных морей.

Целью работы являлось изучение термической и механической эволюции корн и литосферы Земли методами математического моделирования, которое включало:

- целенаправленный поиск эволюционных физико-математических моделей, удовлетворяющих комплексу геолого-геофизических данных;

- получение соответствующих систем уравнений,осуществление программной реализации алгоритмов их численных решений, получение решений;

- определение областей возможных значений физических параметров, обеспечивающих совгадение результатов моделирования с геолого-геофизическими данными.

Для достияения поставленной цели необходимо было решить следующие-задачи;

1. Методами математического моделирования восстановить последовательно стационарные и нестационарные тепловые поля коры и литосферы окраинных морей для исиска температурных корреляций существующих геофизических наблюдений,

2. Изучить физические механизмы, способные объяснить зависимость полошения сейсмических границ в коре и формы дна моря от характера эволюции температурного поля,

3. Построить модели термической и механической эволюции среды г; фронтами реакций дегазации на корових сейсмических границах.

Научная новизна, В ре боте впервые выполнено моделирование тепловой эволюции кори и литосферы Охотского, Японского и локэньно Берингова морей, позролмЕиее обнаружить зависимость' иозности "г-ч-

нито-вцлканогенного" слоя от времени существования зоны частичного плавления пород под ним.

Впервые высказана гипотеза об отделении флюидов при тепловой миграции сейсмических границ Конрада и Нохоровичича, Разработанная в рамках этой гипотезы методика моделирования тепловой и механической эволюции кори и литосферы окраинных морей основана на решении системы уравнений теплопроводности в стефановской постановке, уравнений фильтрации флюидов, уравнений баланса массы и количества движения среды и опирается на данные о современном тепловом потоке на поверхности, современное полевение коровых сейсмических границ, современнув батиметрию и данные о динамике осад-конакопления.

Впервые проведено моделирование тепловой миграции коровых сейсмических границ и сопрововдащего зти процессы прогибания дна Охотского и Японского морей.

Практическая значимость работы. Полученные результаты моделирования эволюции температурного поля с учетом двинения флюидов могут найти применение для изучения механизмов образования и прогнозной локализации месторождений полезных ископаемых в шельфе окраинных морей, а также могут быть полезны при разработке модели зарождения и эволюции окраинных морей;

Апробация работы. Основные положения и результаты работы докладывались на научных семинарах отдела физики недр и планет ИФЗ РАН, ИТиГ ДВВ РАН, на семинарах других организаций, на первой Тихоокеанской школе по морской геологии и геофизике (Владивосток, 1983), международных симпозиумах "Структура и динамика зон перехода" (Сочи, 1983), "Земной тепловой поток и стуктура литосферы" (Прага, 198?). "Глубинное строение Тихого океана и его континентального обрамления" (Благовещенск, 1988), "Тепловая эволюция литосферы и ее связь с глубинными процессами" (Москва, 1989), "Структура и геодинамика земной коры и верхней мантии" (Москва, 1991), "Строение литосферы и астеносферы Азиатско-Тихоокеанского региона" (Хабаровск, 1991),

По теме диссертации лично и в соавторстве опубликовано 24 работы.,

Структура дисг.ертлции. Работа состоит из Введения, семи глав, основных выводов, заключения и библиографии из 150 названий. Объем диссертации 187 стр., таблиц 1. рисунков 54.

СТЕРШИЕ ДИССЕРТАЦИИ

ч

Введение. Здесь кра"но оснещается цель исследования и структура диссертации.

Глава 1. Краткая геолого-геофизическая характеристика окраинных мореЛ Дальнего Востока.

Обзор имеет целью отобрать из большой совокупности наблюденных данных те из них, которые наиболее отчетливо характеризуют особенности строения окраинных морей и могут быть полезны при построении эволюционных моделей их развития. Так как представляемая в данной работе методика моделирования опирается, в основном, на данные о поверхности к тепловом потоке и строение коры по сейсмическим данным, то в бзоре больше внимания уделено именно этим характеристикам.

В первом, втором и третьем разделах главы сделан обзор гео-лого-геофиэических исследований Берингова, Охотского и Японского морей, который базируется на монографиях: Б.Х.Егиазаров, 0.П.Дун-до, ред., 1985; В.В.Белоусов. Г.В.Удинцев, 1981; И.К.Туезов,1975; И.К.Туезов, ред., 1978; В.М.Ковылин, 1979. Во всех трех морях выделяются четыре типа земной коры: континентальный тип коры, суб-континентальннй, субокеанический и океанический. К первому типу коры относится шельф, островные склоны, о-строва, ко второму -мелководные части морей, к третьему - глубоководные-котловины, к четвертому - лове океана. Континентальная кора включает "гранито-нетаморфический" слой мсщностыо порядка 16 км, "базальтовый" слой мощностью до 20-24 км. Субконтинентальннй тип коры характеризуется уменьшением мощности 'гранито-метаморфического" слоя до, 8-»12 км и "базальтового' до 8-12 км. Субокеаническая кора характеризуется больней мощностью осадочного слоя (до 5-6 км), отсутствием "гранито-метамороического" слоя и уменьшением мощности "базальтового" слоя до «1—8 км.

Среди особенностей (¡гринговоморского региона отмочено проявление в грандиозных маситабах гранитоидного магматизма с ранней юры до раннего палеогена включительно с максимумом на границе раннего мела. По данным существующих сейсмических исследований строения земной кср:;, грг!ница Мохоровичича выделяется не повсе-mcciho, а ее структура весьма разнообразна. В пределах беринго-воморских глубоководных котловин граница Мохоровичича речка и яыррт мощность'около 1 ки,

Скорости сейсмических волн континентального типа земной кори окраинных морей характеризуются следующими значениями, "Гранито-метаморфический" слой имеет скорости 5,5-6,3 км/с, "базальтовый" - 6,2-7,0 км/с, кровля верхней мантии - 8,0-8,8 км/с.

Субконтинентальный тип коры отличается от континентального несколько повышенными скоростями сейсмических волн в "гранито-метаморфическом" слое - до 6,4 км/с в Охотском море. В "базальтовом слое скорости порядка 6,3-6,6 км/с.

Субокеанический тип коры установлен для глубоководных котловин. В разрезе коры этого типа был отмечен мощный осадочный слой, подстилаемый "базальтовым" слоем со скоростями сейсмических волн 6,7-6,8 км/с.

Сейсмические границы и, в частности, граница Мохоровичича, высоко подняты под глубоководными котловинами.

йномальное магнитное поле для всех трех морей характеризуется наличием полосовых и дуговых аномалий, обрамляющих глубоководные котловины, которые, в свои очередь, отличаются более спокойным магнитным полем. Анализ характера распределения магнито-воз-мущающих объектов указывает на широкий спектр их распространения по глубине от уровня моря до 30-40 км, причем наблюдается их наличие во всех слоях корн. Местами они встречаются в верхах мантии. В Японском море отмечается связь аномальных зон с сетью разломов, а снимение намагниченности пород объясняется воздействием на них гидротермальных процессов и метаморфизма.

Котловинам Командорской и Бауэрса соответствуют положительные аномалии силы тяяести до 30 мГл, что отвечает подъему более плотного глубинного вещества. Гравитационные аномалии в свободном воздухе положительны в пределах почти всего Охотского моря, их значения составляют от +20 до +50 мГл. Глубоководные котловины Японского моря отличаются спокойным гравитационным полем со сравнительно небольшими полокительиыми и отрицательными аномалиями.

Большинство аномалий теплового потока (ТП) Берингова моря располокены кдоль Командоро-йлеутской островной дуги, несколько севернее ее, причем максимумы и минимумы ТП чередуются. Наиболее высокие значения ТП в котловинах Командорская и Бауэре составляют 80-!40 мВт/и2, причем контуры максимумов П'.'Чти повторяют кон-турч самих котловин. В Плеутгкой котловине значения ТП близки к t реднеяенинм ÍÍ5-60 мВт/к2 с небольшим увеличением до 70-60 кВт/м1 с "е южной части.

8 Охотском море маг^мумы ТП с величинами 100-125 мВт/мг прослекенн к востоку or (ахал1на, в Курильской глубоководной котловине, в центральной част.ч моря. В северо-западном углу Охотского моря и прилегающей части Сихотэ-Алиня, а также вдоль Курило-Камчатской дуги протягивается минимум ТП 30-50 мВт/мг. Минимум ТП выделяется в гайоне воэвыаенносги Академии наук СССР,

На фоне повышенных значений теплового потока Японского моря выделяется ряд максимумов, во многих из них значения ТП превышают 125 мВт/м2". Форма максимумов, как правило, вытянутая вдоль простирания Японского моря.

В четвертом параграф!! дается краткое описание системы глубоководных желобов по периферии окраинных морей - Алеутского, Курило-Камчатского и Японского (Родников А.Г., ред., 1983).

В пятом параграфе даптся краткий обзор современных гипотез о механизмах образования и эволюции окраинных морей. В настоящее время их несколько, Часть исследователей (Васильковский, 1962) высказывает мнение, что на месте окраинных морей находился океан и образование морей происходило при отделении их от океана островными дугами. По мнению других (белоусов, Рудич, 1960; Петрувевский, 1964) окраинные моря являются результатом опускания континентальной земной коры, Некоторые исследователи разделяют мнение (Кропоткин, i960) о возникновении впадин окраинных морей в результате горизонтальных перемещений, глыб земной кори. В работе (Трубицт В.П., Белавина Ю.В., 1992) дан обзор механизмов образования окраинных морей с позиций глобальной динамики.

Прове'рка возмоншых л лей эволюции коры и литосферы окраин-них морей требует провецения математического моделирования эволюции геофизических ползЯ и комплексной геолаго-геофизической интерпретации результат моделирования. Настоящая работа посвящена построению возможных моделей тепловых полей окраинных морей Дальнего Востока.

Глава 2. Краткий обзор термических моделей коры и литосферы

Земли.

Основная цель обзора - проследить тенденции развития методов моделирования тепловых полей и, в частности, численных методов, а такяе просуммировать основные результаты. Полученные при моделировании 'теплипых полей коры и литосферы окраинных морей Дальнего Востока.

В первом параграфе рассмотрены модели стационарных тепловых полей. Они дают достаточно реальные оценки температур в условиях отсутствия аномалий теплового потока. При наличии аномалий ТП оценки стационарных тепловых полей могут служить первым при-бливением к реальности,

В настоящее время наиболее употребительны двумерные расчеты, которые позволяют привлекать следующие геофизические модели для объяснения аномалий ТП (Любимова E.fi. и др., 1976):

- модель рефракции - влияние области с коэффициентом теплопроводности, отличащимся от окрумакщей среды, на распределение тепловых потоков;

модель интрузии - внедрение в рассматриваемое пространетво вещества с повышенной температурой:

- модель субдукции - наклонное движение пород вглубь Земли.

В настоящее время выполнено несколько работ (Любимова E.fl. и др., 1976, 1983; Лпбовиц В.Н., 1976; Horai К., 1976; Парфенюк О.И.. 1979). в которых перечисленные выше модели использованы в условиях упрощенной геометрии, Было показано, что протяяенные максимумы ТП могут быть объяснены интрузиями, минимумы - субдукцией, мелкомасштабные неоднородности ТП - рефракцией ТП породами вблизи поверхности Земли.

В работах (Hurtig В. et al.. 1977; Хачай В.В., Дружинин B.C., 1994) часть из этих моделей привлекалась с учетом реального строения коры конкретных регионов. Подобные модели применимы и'в нестационарных расчетах.

Во втором параграфе рассмотрены модели нестационарных тепловых полей коры и литосферы Земли. Так в работе (Toksoz M.N., Bird P., 1977) численно моделировалась субдукция океанической плиты под континентальную. Получено распределение температур и ТП на различных этапах этого процесса. В работе (Зорин Ю.Й., Пепина С.В., 1935) сделана попытка объяснить тепловые аномалии Байкальской рифтовой гоны механическим внедрением в кору интрузии из астеносферы, В последние годы для различных геофизических приложений решалась задача стефановского .типа. Так в раоотах (Глико Й.О. и др., 1979, 1986) моделировался процесс конвективного утонения литосферы, в работах (Дударев й.Н. и др., r.l/d; Не-ламед В.Г., 1900) моделировались процессы развития магматических очагов и процессы регионального метаморфизма. Влияние видных флиидш» на формирование тейпового поля коры и литосферы рпссмпт-

э

ривалось в работе (Лялько В.И., 1985),

В третьем параграфе сделан краткий обзор работ, посвященных построению геотермических моделей коры и литосферы окраинных морей Дальнего Востока.

Зле первые расчеты (Смирнов Я.Б, и др., 1980; Чермак В.( 1982), осуществленные решением одномерного стационарного уравнения теплопроводности по набору профилей ГСЗ через Охотское море показали, что под максимумами ТП на глубинах в первые десятки километров достигаются термобарические условия частичного плавления пород. Аналогичные результаты были получены и при реиении двумерного стационарного уравнения теплопроводности для случая однородной среды (Соинов В.В. и др., 1978; Sychev P.M., Sharas-kin fl.Y., 1984). В работе С Кутас Р.И. и др., 1984) реиением двумерного нестационарного уравнения теплопроводности проведена интерпретация аномалий ТП по трем профилям ГСЗ через Охотской море.

Найдено, что глубину до верхней кромки внедрившихся тел моя-но оценить в 8-15 км, время внедрения разогретого мантийного вещества - 7-12 млн лет назад, хотя кается и более древние внедрения - свыше 20 млн лет назад .с глубинами до верхней кромки возмущающего объекта около 20 км.

Несмотря на достаточно хорошую изученность теплового потока акватории Японского моря, более детальное моделирование геотермического реяима проведено для соседствующей с ним зоны субдук-ции (Hasebe К. et al,, 1970; Honda S., 1985). В последней работе для объяснения теплового потока в. задуговой области было потребовано существование высоких температур ~ 1400 "С на глубине около 100 км под Японским морем.

Настоящая работа является дальнейшим развитием методики моделирования тепловых полей в направлении возможно более иирокого учета особенностей строения окраинных морей и, одновременно, привлечения современного математического аппарата и методов. Движение в этом направлении мояет позволить перейти к построению эволюционных моделей развития окраинных морей и осуществить,.по крайней мере, качественную оценку допустимости существующих гипотез о механизмах их образования.

Глава 3. Модели стационарного теплового поля коры и литосферы окраинных мпре£,

В качестве перього этапа исследований тепловых полей были

построены модели стационарного теплового пола Берингова. Охотского и Японского морей.

В первом параграфе описана математическая модель. Через В*3 £>}* Б® * обозначена внешняя (близкая к прямо-

угольной) граница, состоящая из четырех частей: - верхняя часть границы, повторяющая профиль суши и дна моря; В< , В? - боковые части границы (прямые линии); В>/ - нижняя часть границы на глубине 400 км (прямая линия).

Через обозначена внутренняя граница, охватывающая замкнутую область внутри Вч , Эта заикнутая область ассоциировалась в расчетах с зоной частичного плавления пород (ЗЧП). Положение и форма Б* могли варьироваться в процессе расчетов. На границе 64 и внутри ее автоматически устанавливалась температура частичного плавления пород на соответствующей глубине. Внутри этих границ ( В^ - неизменной, Е>г ■■ варьируемой), очерчивающих область , решалось двумерное стационарное уравнение теплопроводности с переменными коэффициентами и конвективным членом:

+ НС«,в) -

•Эзс Ъх ' Э ь

Здесь X, 2 - координаты вдоль поверхности и вглубь земли соответственно,' К - коэффициент теплопроводности; £ - плотность; С - теплоемкость;-V* и V* - составляющие скорости вдоль X и г соответственно; Н - тепловыделение; Т - температура.

Граничные условия записывались в виде

ИМ-0, (*,*>€ (6?, <г>

ъх '

Т(х,г)=1(,50° С,

• '

На внутренней границе Ве принималось

Г (яг. 2 ) --вех,г ), (3)

где & (гс.н) - неизвестная функция. Если обозначить решение задачи (1-3) для некоторых & (гх, ) и Н (сс,г) через Т а наблюденный тепловой поток на верхней части

границы как О, (а:, 2 ), тогда задача поиска формы зоны частичного плавления сводилась к отысканию такой функции & (х , 2-'! и такого тепловыделения в мантии Н которые минимизи-

ровали бы функционал:

-г . 1<в1)

где л Св.Н ) есть криволинейный интеграл по верхней части границы , подинтегральная функция есть квадрат разницы расчетного и наблюденного теплового потока, а с(Б есть дифференциал кривой интегрирования 3* .

Задача (1-4) решалась численно. Уравнение (1) и граничные условия (2) были аппроксимированы на неравномерной сетке (40x40 узлов) разностными схемами (Самарский Й.Й., 1971, 1977). Для того, чтобы использовать метод прогонки при реиении сеточного аналога уравнения (1), необходимо свести решение двумерного уравнения к последовательному ревенип одномерных уравнений в разных направлениях. Была использована продольно-поперечная разностная схема (Самарский Й.Й., Николаев Е.С.. 1976).

Решение задачи (1-3), найденное для произвольных начальных (3- (а:, г ) и Н < ^г. 3? > дает расчетный тепловой поток, который, как правило, не совпадает с наблюденными значениями теплового потока на поверхности Земли. Следовательно, необходимо целенаправленным варьированием б (эг, г ) и /-/(*, г ) найти такое тепловыделение в мантии, а такяе глубину залегания и форму зоны частичного плавления пород, которые бы обеспечили наилучшее согласие расчетного и наблюденного ТП на поверхности. Математически зто сводится к минимизации функционала (4). Мерой отклонения расчетного и,наблюденного тепловых потоков в конечно-разностной форме был выбран функционал:

(5)

где N - число узлов сетки вдоль поверхности: , ф,-

д ' - значения наблюденного, расчетного тепловых потоков и ошибки р измерении наблвденногО ТП.

Минимизация функционала (S) осуществлялась с помощью подпрограммы, реализующей один из методов градиентного спуска. В качестве варьируемых параметров принимались тепловыделение в мантии и вертикальные координаты точек перегиба кусочно-линейной границы зоны частичного плавления пород.

Во втором параграфе представлены исходные данные для расчетов. Расчеты проводились вдоль профилей глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ), Выделялись границы осадочного, "диоритового", "гранитного", "базальтового" слоев (Гайнанов А.Г. и др., 1968; Cooper et al., 1979; Ludwig K.J. et al., 1971; Туезов И.К., 1975; Васильев Б.И. и др.. 1973; Тараканов Р.З. и др., 1979; Родников ft.Г., 1979; Гнибиденко Г,С., 1988; Туезов И.К., ред., 1978; Карп Б,Я. ,и др.. 1974; Кулинич Р.Г. и др., 1974). Нантия по теллофиэическим характеристикам принималась двухслойной (до 70 км и ниие). Расчет проводились до глубины 400 км, на которой поддеркивалась температура фазового перехода оливин-ипинель

л. 1630 °С (йарков В.Н., 1983), На основании обзора теплофизи-ческих свойств земных пород (Смирнов Я.Б. и др., 1980; Чермак В,, 1982; Волкова Н.Й., 1982) с учетом средних температур, под действием которых находятся основные породы в земле, были выбраны следующие значения коэффициентов теплопроводности (Вт/м-град-осадочный слой - 1,6; диоритовый - 1.6; гранитный - 1.5; базаль-, товый - 1,4; верхняя мантия до 70 км - 3.0; мантия or 70 до 400 кы - 5,0, На основании литературных данных были использованы следующие значения тепловыделения (мкВт/м*): осадки -• 1.2; диориты 1.0; граниты - 0.9; базальты - 0,4; мантия до 70 км -0.05;. мантия ниме 70 км - 0.005. Указанные значения ••епловыделе-ния в мантии являлись начальными и уточнялись в процессе моделирования стационарных тепловых полей,

Для локализации зон частичного плавления в явном виде была выбрана зависимость температуры плавления от глубины для сухого базальта (йодер Г.С,, Тилли Н.Э., 1965): 0 км - 1100 °С, 50 км -1200 °С, 100 км - 1360 °С. Ниже 100 км вероятность плавления в явном виде не учитывалась.

В третьем параграфе представлены результаты моделирования. Расгчитаж! температурные поля для трех профилей,ГСЗ Берингова моря, одиннадцати профилей ГСЗ Охотского и четырех профилей ГСЗ Японского морей. На всех профилях наибольшие вариации глубин испытывают геотермы 1200 0С и 1400 °С. Например, глубина изотермы

1200 °С от 150 им за пределами Охотского моря поднимается до ' 50 км в его пределах, В то ее время глубина изотермы 200 вС в этом же регионе изменяется всего от В до 2 км. Такое поведение изотерм обуславливает, во-первых, высокий геотермический градиент в коре окраинных морей и относительно небольшой за их пределами, и, во-вторых, неглубокое залегание кровли ЗЧП в пределах морей, которая поднимается в отдельных участках до 10 км. Картировано положение кровли ЗЧП Берингова, Охотского и Японского морей.

Для объяснения минимума ТП в области глубоководного желоба проведено моделирование стационарной субдукции. Основные выводы из результатов стационарных расчетов сводятся к следующему:

- можно предположить, что локализованная в результате моделирования зона частичного плавления представляет собой высоко поднимающийся выступ астеносферного слоя;

- форма кровли ЗЧП плохо коррелируется с положением границы Мохоровичича;

- "гранито-вулканогенный" слой на большинстве профилей ГСЗ значительно утоняется над областью частичного плавления и характер воздействия области частичного плавления на этот слой требует дополнительного исследования;

- минимум ТП над глубоководным желобом трудно объяснить без привлечения модели конвективного движения пород внутрь Земли;

- кровля ЗЧП. в целом, повторяет характер теплового потока на поверхности, однако более дифференцирована.

Если предположить, что источником тепловых аномалий являются тектонические процессы на глубинах, больших 100-200 км, то область частичного плавления является своего рода передаточным звеном между ними и тепловым потоком на поверхности. Дальнейшие исследования динамики развития ЗЧП в пространстве и во времени могут помочь в понимании характера этих тектонических процессов.

Глава 4. Модели нестационарных тепловых полей коры

и литосферы окраинных морей Дальнего Востока

Стационарные расчеты, особенно в такой тектонически активной! области, как окраинные моря, являются ливь первым приближением в оценке теплового режима недр. Аномалии современного теплового- потока на поверхности Земли являются интегральной совокупностью разновременных тепловых воздействий от процессов, про-

исходивших в коре и литосфере в течение длительного промежутка времени. Результаты работ (Кутас Р.И. и др., 1904: Голубев В.П. р др., 1980), в которых по форме аномалии поверхностного тепл' • вого потока восстановлена форма, глубина залегания и время существования интрузивного тела под ней, делают обоснованной попытку использовать современный тепловой поток для подбора наиболее вероятной модели эволюции теплового поля коры и литосферы. В настоящей работе развита методика и проведено численное моделирование эволюции теплового поля по набору профилей ГСЗ Охотского и Японского морей.

В первом параграфе представлена математическая модель. Расчеты проводились в той же геометрии, что и для стационарного случая. Внутри границ б* и £5Ь решалось двумерное нестационарное уравнение теплопроводности:

Эх ' э* э®

п. т '

Здесь обозначения *,г-,К,Н,§ . С.Т.Ух.У^ аналогичны уравнению (1); у', С' - плотность и теплоемкость движущихся веществ; t - время; Ьн - величина промежутка времени, на котором решалось уравнение (В). Граничные условия на Ьс совпадали с (2) и были неизменны на всем промежутке времени 0■rtц . На внутренней границе принималось:

<*.*>€6М ¿«О-^и, (7)

где (г(х,г,1 ) есть неизвестная функция. Начальные условия задавались в виде:

ТСх,ь,о;= ГсСх,г^О,Н), у (8)

где 7с ( х ; Ф, Н > есть решение двумерного стационарного уравнения теплопроводности (1) для внешних граничных условий (2) и внутренних граничных условий О ее ,г ), ( зг. г ) 6 5г ,

соответствующих ЗЧП в ((:-рме гластины на глубине от 90 до 100 км. Если обозначить решенсг задач! (6,2,7,8) для некоторой Сг( -х, в ) через Т • ?', 2 , £ ; Э), тогда подобно (4) задача восстановления эволюции ЗЧП сводится к отысканию такой функции О (-х ,г . i ), которая минимизировала бы функционал:

V» с' Ь

Св,)

где подинтегральная функция есть квадрат разницы расчетного и наблюденного ТП в момент времени . Остальные условные обозначения соответствуют (1). Задача в такой постановке относится к числу так называемы) некорректно поставленных задач (Тихонов Й.Н.. Арсенин В.Я.. 1974; Латтерс Р., Лионе 8.Л.. 1970), которые допускают только приближенные и, как правило, неоднозначные реиения. Лля того, чтобы сузить класс возмояных решений, необходимо привлекать априорную информацию о характере искомого реиения. В настоящей работе ограничения на класс возможных решений формулировались следующим образом, Первое ограничение состояло в том, что кровля ЗЧП в момент времени 1=0 доляна была располагаться на глубине 100 км, а общая длительность процесса эволюции ЗЧП была близка ко времени установления стационарного потока. Второе ограничение состояло в том. что по техническим причинам ремение искалось в классе кусочно-линейных Функций, Третье ограничение задавало допустимую область подъема кровли ЗЧП - от 90 до 1) км от поверхности.

Задача решалась числ;нно. Уравнение (б) было аппроксимировано на неравномерной счке (40x40 узлов) локально-одномерной схемой (Самарский fl.fi,, 1971, 1977) и решалось методом прогонки на каядом шаге по времеш. При решении методом подбора обратной задачи минимизируемый функционал (9) заменялся конечной суммой (5), в которой знчислялось у»е на основании температур-

.ного поля в момент ¿н , полученного при-решении нестационарной задачи теплопроводности.

Некоторый пгюмеяуго« времени О-гЬн разбивался на три временных интереала (как пзмвило, сравнимых по величине). В конце каядого интервала чгтананливалась реперная- точка по времени, в-коттсн мпгла еарьнроеат1,ся форма ЗЧП. Форма ЗЧП в промежуточных рр"менннх точках определилась линейной интерполяцией. С помощью подпрограммы гради^итм»?! >> спуска мининиэировалгя фунгш' ""Я « ^ \

В ходе решения форма ЗЧП в релерных точках по времени целенаправленно варьировалась таким образом, чтобы обеспечить наилучшее согласие расчетного и наблюденного ТП в момент времени . Затем задача последовательно решалась для цругих промежутков времени О + Тот променуток времени, е котором удавалось достичь наилучнего согласия расчетного и наблюденного ТП по сравнению с другими, считался наиболее вероятным временем развития ЗЧП, а эволюция формы ЗЧП в нем принималась за искомое решение, В качестве исходного приблияения к форме ЗЧП в трех ре-перних точках по времени (исключая момент Ь - 0, где ЗЧП имела форму пластины) принималась'форма ЗЧП, найденная в стационарных расчетах,

Работоспособность методики моделирования тепловой эволюции была проверена в тестовых расчетах. Для этого была выбрана произвольная модель эволюции ЗЧП от пластины на глубине 90-100 км в'течение промеяутка време'ни 0-45 млн лет и решена прямая задача (6,2,7,8). Расчетный ТП в момент = 45 млн лет далее задавался в качестве наблюденного,

В соответствии с выбранной методикой первоначально была ремена обратная стационарная задача и найденная Форма ЗЧП принималась в нестационарных расчетах в качестве исходного при-бливения при поиске модели эволюции ЗЧП,

Обратная нестационарная задача ревалась многократно для различных , Оказалось, что при ¿н = 45 млн лет функционал (5) имел минимальное значение, что совпало с заданным полным временем эволюции. Модель эволюции формы ЗЧП на интервале 0-45 млн лет хорошо совпала с заданной при решении прямой задачи, Таким образом тестовые расчеты показали, что принятая методика позволяет восстанавливать эволюцию ЗЧП по известному современному ТП на поверхности Земли. Насколько близко зто ре-вение к реальной эволюции теплового поля кори и литосферы, не-во?мо«но сказать без привлечения дополнительной геофизической информации. Это монет быть, например, форма коровых технических границ, поверхности Земли, характер аномалий других геофизических полей.

Во втором параграфе представлены результаты моделирования, проведенного для двух профилей ГС? .Рерингова, одиннадцати профилей ГСЗ Охотского и четырех профилей ГСЗ Японского морей. Картировано полояение кровли ЗЧП Охотского и Японского нерей

35, 30. 25 млн лет назад. В Охотсном море подъем кровли ЗЧП, начавшийся 40-45 млн лет назад, привел к появлению двух мощных выступов кровли ЗЧП восточнее средней части острова Сахалин и южнее Камчатки, Форма кровли в этих поднятиях и время их развития позволяют предполоиить, что основным механизмом их образования монет быть подъем расплава (или флюидов, приводящих к частичному плавлению пород) по глубинным разломам и трещинам. На этапах 30 и 25 млн лет назад происходил дальнейший подъем и расплывание отмеченных поднятий и появление новых в центральной части моря и на юге Камчатки.

В Японгком море подъем кровли ЗЧП, начавшийся ~ 40 млн лет назад привел к появлению на этапе 35 млн лет назад обширной зоны частичного плавления. Ее Кройля достигла глубины ~ 70 км. На этапах 30 и 25 млн лет назад происходил дальнейший подъем кровли до глубин ~ 20 км в северной, сеВеро-запаДной и юго-восточной частях моря.

Сравнивая положение кровли ЗЧП Охотского и Японского морей с характером сейсмических границ, можно отметить общую закономерность. Зона частичного плавления начала раньше развиваться в тех регионах Охотского и Японского морей, где сильнее деформирована граница Мохоровичича и, одновременно, меньшая мощность "граиито-вулканогенного" слоя. Зта закономерность локально прослеживается и в Беринговом море. Следует подчеркнуть, что в настоящих расчетах пока не затронуты вопросы энергетического обеспечения ЗЧП. контуры которой рассматривались как внутреннее граничное условие при решении краевой задачи.

Для объяснения минимумов ТП в области глубоководного желоба проведено моделирование опускания поверхности за конечное рррмя и моделирование проникновения воды вглубь Земли (год глубоководным «»лооом.

Основные выводы из результатов моделирования нестационарных тепловых полей суммированы в третьем параграфе;

- активизация зоны частичного плавления и подъем ее кровли с глубин» - 100 км произошли разновременно в разных частях окраинных морей:

• 1?*инение характера сейсмических границ И э»аНой развития кровли ЗЧП привели к вироду, что в Охотскрм, ¡¡понско» и Локально'Беринговом морях активизация ЗЧП Ароиэоила раНЬНё й teX регионах, где болте деформирована и йнве ИоДМйТй ГраййЦя Моле-

ровичича и. одновременно, меньше мощность (или отмечено полное отсутствие) гранито-вулканогенного'слоя;

- методика восстановления эволюции ЗЧП по аномалиям ТП на поверхности не применима для большей части Берингова моря, где высокое положение границы Мохоровичича, отсутствие гранито-вулканогенного слоя, мощный слой осадков предполагают длительную эволюцию этих регионов, однако тепловой поток понижен и не имеет аномалий;

- моделирование показало, что нельзя объяснить минимум ТП над глубоководным желобом простым прогибанием земной коры;

- модель проникновения воды с поверхности глубоководного желоба в кору позволяет обеспечить требуемый минимум ТП;

- сама методика поиска эволюции ЗЧП пи аномалиям современного ТП на поверхности Земли содержит ряд ограничений на возможные пути эволюции ЗЧП, Поэтому для проверки полученных результатов необходимо привлечение информации об аномалиях других геофизических полей.

Глава 5. Недель.тепловой эволюции коровых сейсмических границ окраинных морей Дальнего Востока

Характер сейсмических границ окраинных морей,, сильно деформированных и занимающих более высокое положение, чем- на континенте, а также существующие мощные аномалии ТП,, позволяют предположить, что эволюция теплового поля и, возможно. эволюция положения сейсмических границ сильно взаимосвязаннн-. Модернизация методики моделирования органическим включением- в нее возможности влияния на положение сейсмических границ в процессе эволюции^ теплового поля позволит опираться уже на аномалии- двух геофизических полей одновременно - теплового поля: и поля- скоростей сейсмических волн. Построение тепловой модели, учитывающей- движение сейсмических границ, заставляет остановиться'на ".какой-либо гипотезе относительно фйзической природы этих границ. Речь идет прежде всего о границах Конрада (граница между "гранитным" и "базальтовым" слоями) и Уохоровичича (нижняя граница земной коры). На этих границах происходит скачкообразное увеличение скорости сейсмических волн. В настоящее время нет единой точки зрения на физическую природу сейсмических границ в коре. Рингвуд (1981) экспериментально доказал, что граница Мохоровичича не может быть объяснена переходом гзббро-эклтит. Существует, например, предположение (Савельева Г.II. и др.. И8П). что

границу перидотит-габбро, мошно рассматривать как петрологическую границу Нохоровичича. Что касается границы Конрада, то результаты бурения Кольской сверхглубокой скваяины показали отсутствие базальтового слоя под этой границей. Наличие скачка в скорости сейсмических волн было связано с изменением напряяенного состояния пород. Кроме того, вблизи границы было обнаруяено большое количество воды (Козловский E.H., ред., 1964).

При разработке новой методики моделирования эволюции теплового поля факт наличия воды на границе "гранитного" слоя заставил внимательнее присмотреться к роли летучих в эволюции Земли и, в частности, земной коры. В работе (Кусков О,Л,, Хитарсв Н.И., 1982) отмечатся, что в процессе дегазации Земли значительная часть воды и углекислого газа накопилась в коре и на поверхности Земли. В работе (Ронов А.Б,, Ярошевский fl.fi., 1976) высказана гипотеза, что земная кора является результатом взаимодействия пород с гидро- и атмосферой Земли в процессе ее эволюции. Совокупность этой информации заставила попытаться придать идее эволюции земной корн в результате взаимодействия ее с летучими конкретную форму. При разработке модернизированной методики моделирования эволюции тепловых полей была предложена новая гипотеза о природе флюидов в области коровых сейсмических границ.

Предполояено, что граница Конрада является местом скопления воды в микротрешинах. Выше ее вода входит в состав пород и мо-яет находиться в свободном состоянии в форме летучих. Ниже границы вода преимущественно в свободном состоянии.

В своп очередь граница Нохоровичича, вероятно, является местом микроразрушения пород и накопления углекислоты. Выше ее двуокись углерода входит в состав пород и суцествует в фор-.ме летучих. Нияе границы двуокись углерода преимучественно в форме летучих. • '

Таким образом предполояено, что границы Конрада и Нохоровичича являются границами химических реакций с образованием летучих в открытой термоградиентной системе, то есь летучие могут покидать место их образования.

Б этом предполояении проведено численное моделирование тепловой миграции границ Конрада и Нохоровичича по одному профилю ГСЗ Охотского и одному профилю ГСЗ Японского морей.

В параграфе один приведена математическая модель. Решалась

система уравнений теплопроводности в стефановской постановке и уравнений фильтрации

+ + С^&х,*)™* (10)

+ г< Г, -

+ ¿-иг!

, ' (И)

Эс

-г** . энг . ^ э*

УДх.^)—» • <»б)

О Л

г-',^ (17)

Здесь <.' = 1 относится к границе Конрада; с - 2 - к границе Иохоровичича; ос, а - .координаты вдоль поверхности и вглубь Земли соответственно;/'- /"'(*.?,£) - координаты границы Конрада ( с = 1), Иохоровичича ((': 2);0,<' - температура гид-ратированных (карбонизированных) и дегидратированных (декарбо-низированных) пород соответственно; «{ , СI . §<• - коэффициент теплопроводности, теплоемкость, плотность для гидратированных ( £ = 1), карбонизированных ( £- 2) пород; «г . С?' . - аналогично для дегидратированных (¿=1), декарбонизиропанных (¿=2) пород; Н ( эс, н ) - тепловыделение; С,-. у.' - теплоемкость и плотность есдц ( £ = 1), углекислого газа ( £ ; 2); «V , У;* - составляющие скорости .конвективного переноса воды ( I = II. углекислого газа ( I = 2); Тм - температура химических реакций на границах Конрада ( £ = 1), Иохоровичича ( с - 2); . -плотность пород на границах и скрытая теплота переход?, при химн-

ческих реакциях на границах: 2>1 (эт.? > - источники напора води ( с = 1), углекислого газа ( ¿- 2); Af' - выход летучих при химических реакциях; - коэффициент фильтрации воды (¿~ 1), углекислого газа ( i = 2) вдоль сс ; - аналогично вдоль Z ; Pc - напор воды ( L =1), углекислого газа ( t - 2); f>£ - упру-гоемкость; t - время.

Уравнения (10,11) есть двумерные нестационарные уравнения теплопроводности с конвективными членами, учитывающими теплопе-ренос летучими.

Уравнения (12,13) есть известные условия Стефана на подвижных границах. Уравнение (14) задает мощность источников напора летучих при химических реакциях на границах. Уравнение (15) является уравнением фильтрации летучих, записанным с учетом возможной анизотропии в простейией форме. Уравнения (16,17) позволяют вычислить составляющие скорости переноса летучих по найденному из уравнения (15) напору.

Подобно предыдущим расчетам внутри границ & (неизменной) и Е>г (варьируемой) ревалась система уравнений (10-17) при следующих граничных условиях:

эс/fa,*,*)_о ^W) . 0, -0 t(0i,Bt),fн>

■ЭХ ' эх . (18)

</(x,x,i)a/éiO 'С} гг(яг,»,0» /«30 "С, (аr,z)Ç В*, i-O^U,

Эг

Здесь Б* - начальное положение границ Конрада и Мохоровичича ( прямые линии на глубине 20 и 40 км соответственно). На внутренней границе принималось:

где .G(5f,î,t ) есть варьируемая функция.

Начальные условия задавались следующим образом:-У ( яг. г . (?) = Tcf от, г ; ô) - аналогично предыдущим расчета»,

Рс(*,*,())= O, B'Vx.a,0)-0, Vffos.tO-O, x,t,0)-0,

Алгоритм численного рвивниа системы (10-20) состоял в следующем. Сначала решалось уравнение теплопроводности. Если на атом временном шаге достигались температуры 7*Д химических реакций, то появлялось j' и вычислялось 2>'(:г,г,£ Значения 2)', í ) подставлялись в уравнение (15), решение которого давало Р; к-х , 1 ,Ъ ) и далее V* , 1л* . Значения V; , V* подставлялись в уравнение теплопроводности на следующих временных вагах в промежутке 0-fín.

Аналогично предыдущим расчетамЛварьировалзсь функция G(a,H ,t )■ (форма ЗЧП) так, чтобы обеспечить наилучшее согласие расчетного и наблюденного ТП. расчетного и наблюденного половения границ Конрада и Нохоросичича в момент .

Поставленная задача решалась численно, Уравнения теплопроводности (10,11) были аппроксимированы на неравномерной сетке (40x40) узлов локально-одномерной схемой и реиались методом прогонки. Для решения уравнений (12,13) использовалась явная разностная схема,реализующая алгоритм из работы'(Калинин А,С, и др., 1971), Для уравнения фильтрации (15) 'также использовалась локально-одномерная схема. При моделировании были использованы такие «р теплофизические характеристики пород, как и в предыдущих стацио^ иарныи и нестационарных расчетах, •'

Согласно (Маракушев A,fl.,1968) было принято,что температура реакций дегидратации изменялась линейно с глубиной (?00°С на глубине 4 км и 600вС на глубине 20 км). По данным работ!' (¡¡мулович К.И.,1988) для температуры реакций декарбонизации также была принята линейная зависимость с глубиной (800°С на глубине 20 км и 1000 вС на глубине 40 км). В первом приблишеиии теплота реакции счг. талась постоянной и принималась равной 120 кДн/кг и 300 кДя/кг дл:: границ Конрада и Иохоровичича соответственно.

Значение коэффициенте? для уравнений Филь грации Сил» взяты и,з работы (Лялько В.И.:. 1985),,

В третьем параграфе приведены результаты расчетов, которые «jfHO кратко суммировать следующим образом:

-моделирование эволюции, теплового поля кори и литоеФ&рн Окоте,-

кого и Японского морей в предположении отделения летучих на границах Конрада и Мохоровичича позволяют одновременно получить наблш-денний характер теплового потока на повгфхности и полояения сейсмических границ в коре;

- значительная анизотропия в коэффициенте фильтрации летучих, полученная при моделировании, позволяет предположить, что летучие поднимаются к поверхности по трещинам;

- найдено большое влияние летучих на формирование теплового поля. Флюидный режим при тепловой деформации глубоко залегающих границ Конрада и Мохоровичича обеспечивает нарастание теплового потока на поверхности;

- зона частичного плавления расположена ниже границы Мохоровичича, что не отрицает возможности эпизодического подъема расплава к поверхости через глубинные разломы и трещины;

- можно предположить изменение объема дегидратированных (де-карбоннзированных) пород, что может привести к прогибанию поверхности и образованию моря.

Глава 6. Модель прогибания дна окраинных морей Дальнего Востока.

Гипотеза об изменении объема двкарбонизированннх, дегидратированных пород при тепловой миграции сейсмических границ позволяет проследить этапы прогибания дна окраинных морей и сравнить их с динамикой осадконакопления. Хотя эти данные зависят от постулируемой скорости осадконакопления и Не Являются абсолютными, наконец появляется возможность контроля допустимости получаемых результатов и на промежуточных этапах эволюции.

Механикой коры и литосферы занималось больное число исследователей, например (Мясников В.П,, Маркарян Е.Г., 1972; Мясников В.П., Фадеев В.Е., 1980; Фадеев Е.В., 1989; Хачай 10.В., Булаве-вич ГО.П., 1989; йртюаков Е.В., 1989; Каракин A.B., Лобковский Л,И,, 1977; Николаевский В,Н, 1984). При всем многообразии методов и подходов возможность причинной связи между изменением объема пород в коре и формой поверхности пока не рассматривалась.

В первом приближении можно рассмотреть земную кору как однородную вязкую, сжимаемув жидкость в поле силы тяжести, внутри которой действуют стоки массы, связанные с перемещением границ Конрада и .Мохоровичича.

„«2с,и). (,и>„-Ц.£с.К»,

1. (огг) + и (<гг) + (е гг) в _ ЪР Э. /- (Э« ЭгГ)) + 3.(2 М Г г.Ж -

Здесь X , Ц - пространственные координаты; ± - время; U_.tr- составляющие скорости вдоль х и </ соответственно; у - плотность; - вязкость; ^ - ускорение свободного падения; у - координаты сейсмических границ; р - давление.

Первое уравнение в системе (21) представляет собой баланс масс, второе и третье - баланс количества движения. Оба записаны с учетом соотношения Стокса 0 для коэффициентов объ-'

емкой и сдвиговой вязкости. .

Зта система уравнений решалась в области, охватываемой границей 3,-В, + + б*-сВ* , где - ее верхняя часть, 5* - нижняя, , в<* - боковые части границы. .

Граничные условия задавались следующим образом.

и(х,ЧМ'О, (*.*)& £>1, О+и, аг)

о, С^УКСй,2, в/,

промежуток времени, на котором прослеживается яво-

Эггр.И.-О Л Здесь -

лнция поверхности; с«орссть вертикального двинения

пород на верхней части Т'анмцл.

В качестве начальник услозий принималось

УС*,</,(>)»(23)

Граница В^ первоначально являлась прямой линией. Положенно

в пространстве и во времени было взято из решения предыдущей задачи о тепловой миграции сейсмических границ.

Результаты численного моделирования показали, что в приближении вязкой жидкости экспоненциальная зависимость зязкости пород от температуры /> ехр (- а Т ) (/10 и а подбирались в процессе расчетов) позволь!". обеспечить хорошее согласие расчетной и наблюденной форм» поверхности.

Обнаружено, что в модели с переменной вязкостью пород граница Мохоровичича оказывает существенно большее влияние на степень прогибания поверхности, чей граница Конрада. Зто хорошо совпадает с наблюдаемой в окраинных морях корреляцией между формой дна моря и формой границы Мохоровичича,

Глава ?. Сравнение результатов моделирования с геолого1-геофизическими данными.

Опыт моделирования миграции сейсмических границ в коре Охотского и Японского морей позволяет экстраполировать некоторне результаты для качественного описания характера эволиции теплового поля коры и литосферы Берингова моря. Предполагаемая модель первоначальной активизации ЗЧП под Алеутской глубоководной котловиной, а затем под Командорской и Бауэрса качественно подтверяда-ется этапами вулканизма и'осадконакопления в акватории Берингова моря.

Для Охотского моря получено Хорошее совпадение кровли ЗЧП и кровли проводящего слоя (Туезев И.К., 1987).

Отмеченная для Японского моря хорошая корреляция меяду формой 'дна моря и формой границы Мохоровичича (Ковылин В.Н., 1973) объясняется в рамках модели с переменной вязкостью пород и хорошо укладывается з рамки модели об изменении объема дегидратированных, декарбонизированных пород. Изменение объема пород в реакциях гидратации доклз2:;о экспериментально (например., Остапенко Г.Т., 1970).

Данные работ (Ле беден Е.В., Кадик А,А,, -1930; Дяховский В,П., Мясников В.П., 1986) показывают, что фронт реакции дегидратации пород может слувить местом изменения реяича трецнновпт-ти пород.

а, следовательно, отраяаюцей границей.

ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ

1. Разработана методика моделирования стационарных тепловых полей коры и литосферы окраинных морей, опирающаяся на данные о современном тепловом потоке на поверхности, строение коры, существующие данные о теплофизических характеристиках пород. Методика позволяет локализовать области частичного плавления пород

в явном виде.

2. В результате моделирования стационарных тепловых полей по' набору профилей ГСЗ Берингова, Охотского, Японского морей локализована обширная зона частичного плавления пород (ЗЧП), кровля которой в целом повторяет характер теплового потока на поверх хности и плохо коррелирует с положением коровых сейсмических границ. Отмечены факты уменьшения мощности "гранито-вулканоген-ного" слоя над зоной частичного плавления.

3. Разработана методика моделирования эволюции кровли ЗЧП в пространстве и во времени. Методика позволяет в рамках приближения слабой нестационарности тепловых процессов подбирать наиболее вероятную модель эволюции кровли ЗЧП таким образом, чтобы обеспечить современный ТП на поверхности.

4. Проведено моделирование нестационарных тепловых полей

по набору профилей ГСЗ и картировано полошение кровли ЗЧП Охотского и Японского морей на начальных этапах ее развития.

5. Обнарушено, что в Охотском. Японском и локально в Беринговом морях активизация ЗЧП произошла раньше в тех регионах, где больше деформирована граница Мохоровичича и меньше мощность ( или отмечено полное отсутствие) "гранито-вулканогенного" слоя.

6. Показано, что нельзя объяснить наличие минимума теплового потока над глубоководным желобом простым прогибанием поверхности и необходимо предположить фильтрацию воды от поверхности.желоба вглубь Земли.

7. Выдвинута гипотеза о характере процессов дегазации на границах Конрада и Мохоровичича, которая предполагает отделение летучих при тепловой деформации сейсмических границ, вызываемой реакциями дегидратации (Конрада) и декарбонизации (Мохоровичича).

8. В рамках выдвинутой гипотезы разработана методика моделирования тепловой эволюции сейсмических границ. Методика основана на численном решении системы уравнений теплопроводности и фильтрации.

9. Проведено модел'мванке тепловой эволюции сейсмических границ для двух профиле ГСЗ Охотского и Японского морей.

10. Показано, что гиютеза отделения летучих при тепловой деформации границ Конрад.) и Мохоровичича позволяет подобрать модель эволюции теплового поля кори и литосферы, которая обеспечивает наблюденный характер теплового потока и, одновременно, требуемое положение сейсмических границ.

11. Результаты моделирования обнаружили значительную анизотропию коэффициента фильтрации летучих, которая позволяет предположить, что летучие поднимались к поверхности по трещинам.

12. Тепловая деформация сейсмических границ заставляет предположить изменение обинш дегидратированных, декарбонизированных пород. Моделирование ползало, что следствием этого является прогибание поверхности и образование моря.

13. Сравнение результатов стационарных, нестационарных расчетов, моделирования эволюции сейсмических границ показало, что последовательное улучиение методики, опирающейся на большее количество фактических данных, позволяет получать более детальную картину эволюции тепловых полей.

14. Модель механической эволюции коры и литосферы Охотского и Японского морей качественно подтверждает гипотезу образования этих морей опусканием окраины Азиатского -континента и постепенной переработки континентальной коры в субконтинентальную и субокеаническую.

Полученные результа-ы позволяют сформулировать основные защищаемые положения.

1. Показано, что в ннтонически активной области окраинных мокрей этапы эволюции температурного поля коры и литосферы Земли наили отражение в аномалиях поверхностного теплового потока, положении и форме коровнх сейсмических границ, положении и форме дна моря. Это открывает рпзможность построения ретроспективных моделей эволюции тепловсто поля, опираюшихся на комплекс геолого-геофйзических данных.

2. Предложения? рапочая модель о процессах дегидратации и декарбонизации пород, сопровождающих тепловую миграции сейсмических границ Конрада и Мохоровичича. позволяет объяснить современный .лно«'>.л;н1 лилового потока на поверхности, современное пуложенч«

• (»]'":мн'П'Очи ! раниц п кпрв и форму дна мора одипврпмрнно.

\ Н | ■ >! с л:. процессов прлги* -ния поверхности, к» '¡мри;» < и >:?•••»• -

нием объема пород при тепловой миграции сейсмических границ, позволяет объяснить наблюдающуюся для окраинных морей корреляции формы границы Мохоровичича и дна моря. Промеяуточные этапы прогибания дна моря могут быть сравнены (и совпадают) с таковыми, предполагающимися из геологических наблюдений.

Автор выраяает глубокую признательность В.К.Булгакову за постоянное внимание к работе, А.О.Глико за эффективное содействие в выполнении исследований, сотрудникам СахКНИЙ и ИТиГ ДВО РАН за полезные консультации и обсуждения. Автор хотел бы подчеркнуть особую роль И.К.Туезова в становлении и развитии всех представляемых в диссертации исследований.

Основные результаты опубликованы в работах:

1, Туезов И.К,, Веселов О.В., Епаневников В.Д., Липина E.H. Геотермика запада Тихого океана/Лихоокеанская геология, 1982, К 3. С. 90-100,

2. Туезов И.К., Епаневников В,Д. Геотермика запада Тихого океана//Шестая Всесоюзная шкала по морской геологии. Тез. докл. «.. 1984. Т.2. С.68.

•3. Туезов И.К., Веселов О.В., Епаневников В.Д., Липина E.H. Тепловой поток западной части Тихого океана. Австралии, Восточной Азии и его геологическая интерпретация//Строение и динамика зон перехода от континента к океану. Владивосток. 1986. С.68-72.

4, Туезов И.К., Наслов /I.A., Корчагин Ф.Г.. Епаневников В.Д. Геодинамика Азиатско-Тихоокеанской активной окраины и прилегающих частей Азии и Тихого океана//Теодогия. геофизика, геохимия, металлогения зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану: Тез. докл. симпоз. Владивосток. 1987. С.65.

5, Туезов И.К., Епаневников В;Д, Геотермическая астеносфера Охотского моря и прилегающих регионов//ДЯН СССР. 1987. Т.295.

N 3. С.71-74. . -

6, Тцезов И.К,, Епаневников В.Д. Численное моделирование стационарного теплового поля литосферы Охотского моря//Изв, АН СССР. Физика Земли, 1987, N 7. С. 94-100.

7, Туезов И.К., Епаневников В,Д. Численное моделирование стационарного теплового поля литосферы Берингова моря//Геодинамичес-кие исследования, К.; 1908. Н 10, С. 41-48.

8, Туезов И.К., Епаневников В.Д. Тепловой поток Тихого океана и геотермия тектоносферн его соверо-западной чагти//Девятая Всесоюзная школа по морской геологии: Тез.,док. Н.; 1990. Т;2. С,99 100.

9. Туезов И.К., Лип'.на Е.<., Епанеиников В. Д. Тепловой поток востока Азии, Австралии. запа;а Тихого океана и его.геолого-геофизическая интерпретация/Л юл. <оск. о-ва испытателей природы. Отд. геол. 1990. Т. 65. Вып. Е. С. 35-46.

10. Туезов И.К,, Епанеиников В.Д. Численное моделирование нестационарного теплового голя литосферы Охотского моря/УТихоокеан-ская геология. 1991. N 2. С. 34-42.

Н. Туезов И.К., Епаневникэв В.Д. Миграция сейсмических границ с коре Охотского моря под воздействием теплового потока//Тихооке-анская геология. 1991. M 3. С. 45-51.

12. Туезов U.K., Епанешников В.Д. 0 тепловой эволюции сейсмических границ в коре Онтского моря//Вестник ДВО АН СССР. 1991. N 1 (40). С. 49-53.

13. Епанеиников В.Д. Модель термомеханических процессов в коре окраинных морей Дальнего Востока// Сб.научн.тр. НИК КТ, вып. 1. Хабаровск 1993, с.45-50.

14. Tuezov I.K., Kaslov L.A.. Epaneshnikov U.D. The stressed and heated state of the lithosphere of the Asia-Pacific active raargin//Geology of Japan Sea. 19R2. P. 151-158.

15. Tuezov I.K., Yepaneshnikov U.D. The heat flou of western Pacific. Australia, eastern Asia and its geological interpretation/International symposiui "Structure and dinanics

of transition zones"-, Abstr.. Sochi. USSR. 1983. P..172.

16. Tuezov I.K.. Yepaneshnikov U.D, Numerical aodel1ine of the stationary heat flou of the.Bering Sea lithosphere//Proceedings of the Fifth Зарап-USSf! Geodlnamics Siiaposlua "Geology and geophysics of east-Asian BcTgina] seas. DELP Publication, 1985. N20. Part 1. P. S73-S80.

'.17. Tuezov I.K., Epaneshnikov U.D., Gornov P.Yu, Heat flou in the Soviet Far East and in the adjacent Seas, its connection with the morphostructure, general tectonics and crustal thickness// .International Meeting "Verrestial heat flow and the lithosphere structure", Abstr., Bechine. Czechoslovakia. 1987. P. 49.

18. Tuezov I.K.. Epaneshnikov U.D., Lipina E.N. Heat flow of the Pacific ocean, geothernal aodel of the lithosphere and under-]itho-Spheric part of the norttbuestern sector of the ocean and its цео-logir-gcûphyslcal interpretation/zlnternational Meeting "Terrestial heat flow and the lithosphere structure". Abstr., Bechine, Czechoslovakia. 1987. P. 106.

19. Tuezov I.K., YepaneShnikov U.D. Nuaerlcal sode11Inc of the stationary heat flou of the Berlnc Sea-lithosphere//3. Phys. Earth. 1988. 36. P. S73-S80.

20. Tuezov I.K., Yepansshnlkov U.D. Numerical sisulation of ther-«¡al evolution of the Okhotsk-Sea Hthosphere//International Symposium "Thermal evolution of llthosphere and processes In the Earth's interior", fibstr., Moscow. USSR. 1989. P. 152.

21. .Tuezov I.K., Epaneshnikov U.D, Modelling of the eeotherœai history of the Okhotsk Sea lithosphere//Tectonophysics. 1989. 164. P.109-201,

22. Tuezov I.K., Epaneshnikov U.D. Mode 1 line of the eeotherœai history'of the Okhotsk Sea 1ithosphere/yProgress in Geophysics? 1990. U. 5. N 3. P.169-201 (in Chinese).

23. Tuezov I.K., Epaneshnikov U.D., Qornov P,Yu. Heat field of the llthosphere in northeast Asia and northuestern sector of Asia-Pacific transition zone//Torrestial Heat Flou and the Llthosphere Structure. Sprlnger-Uerlae. Gernany. 1991. P. 238-263.

24. Tuezov I.K., Yepaneshnikov U.D..Hayakawa M. Geothermy//Tokal University Press. Tokyo. 3apan, 1992. 304 p.