Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Закономерности распределения теплового потока в Центрально-Азиатском складчатом поясе

ВАК РФ 04.00.12, Геофизические методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Закономерности распределения теплового потока в Центрально-Азиатском складчатом поясе"

Московский геологоразведочный институт им.С.Ордаоникидзе

На правах рукописи

Хиторской Михаил Давидович

ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ТЕПЛОВОГО ПОТОКА В ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОМ СКЛАДЧАТОМ ПОЯСЕ

Специальность 04.00.12 - геофизические методы поисков и разведки иестпромеиий полезных ископаемых

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-иинералогическнх наук

Цпгииа - 1НН2

Работа выполнена в Геологическом институте Российской Академии наук

Официальные оппонент«:

доктор геол.-мин. наук С.В.Дисак (Институт земной коря СО РАН)

доктор техн. наук В.М.Бондаренко (Московский геолого-разведсч-ный институт ии. С.Орджоникидзе)

доктор геол.-мин. наук И.М.Сборщиков (Институт океанологии РАН)

Ведущая организация: Институт Физики Земли ии. 0.1.1иидта РАН

• /

Защита состоится 12 ноября 1992 г. в 15 часов на заседании Специализированного совета Д.063.50.03 при Московском геоло-го-разведочнон институте им. С.Ордаоникидзе по адресу: 117405, Москва, ул.Миклухо-Маклая, д.23.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке МГРИ

Автореферат разослан "__*______________ 1992 г.

Ученый секретарь Специализированного совета

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность. Тепловой поток из недр Земли, измеряемый 1ряиыии методами или оцениваемый косвенно, дает важную информацию о глубинных температурах, планетарном энергетическом ба-■ансе и энергетике геологических процессов, термодинамических /словиях в литосфере, фазовой состоянии, термических неодно-родностях в недрах, а значит, в конечном итоге, о природе дви-|ушнх сил тектогенеза. Не менее важны и прикладные аспекты исследования геотермического поля. Они связана, с одной сторо-ш, с оценкой геотермальных ресурсов для их использования в жергетике, теплоснабжении, коммунальном и сельском хозяйстве, I с другой - с применением геотермического метода поисков и Разведки рудных и нефтегазовых месторождений на континентах и 1а акваториях в,.комплексе с другими геолого-геохимико-геофизи-1ескими методами. Исследование геотермического поля складчатых юясов позволяет понять особенности их эволюции в процессе !реобразования земной коры, т.к. тепловой поток, в отличие от фугих геофизических полей. Фиксирующих современное состояние •дубинных и поверхностных неоднородностей, отражает эволюцию >азвития тепловых источников, существование которых неразрывно вязано с эволюцией всей тектоносферы. Предлагаемая работа полется первым обобщением по геотермии Центрально-Азиатского кладчатого пояса - тектонотипа палеозойских складчатых по-1сов. В работе даотся количественная оценка термичесхих анома-ий, возникающих на рудных месторождениях различного типа, что юэволяет рекомендовать различные модификации геотермораэвед--и. Методы математического и Физического моделирования позво-нли провести ретроспективный анализ эволюции складчатых зон н бгяснить природу наблюдаемых региональных аномалий теплового отока.

кважинах на рудных месторождениях, в термоминераяьннх источ-иках и в донных осадках озер на территории пояса, измерения и бработка данных по теплопроводности горных пород, учет Факто-ов, искажающих наблюдаемый тепловой поток с цель» его кор-ектного и высокоточного анализа. Построение термических н ге-динамических моделей лигос^еры для объяснения особенностей определении геотермического поля на оспопе всестороннего чета всей имеющейся геолого-геофизической информации по регину с применением методов аналитического, численного и лнало-иного моделирования.

иснивные.задачи, нссдидизаинй> сопдвнис м^бильнш-о алпяря

1|н'ч<> КО|1МЛ"КГЯ дли ИЫСОКОТОЧНМХ ИЧМ^РРНИЙ 1 мчп«рчтурм в

Получение данных о температурах в

скважинах на рудных месторождениях и в донных осадках на акс ториях, а также теплопроводности твердых и нлоподобных поре Разработка и применение методов аналогового и численного мод лирования геотермического поля для введения поправок в набл денные значения теплового потока, расчета его фоновых и ан мальных значений и термического моделирования геодинамичеся процессов, происходивших в течение геологической истор складчатых зон Центрально-Азиатского пояса.

Фактический материал и научная новизна. Получено: а) о* ло 150 новых измерений теплового потока в складчатых поясе

б) более тысячи измерений коэффициентов теплопроводности рв личных типов магматических, метаморфических и осадочных поре

в) более 100 определений радиогенной компоненты теплового г тока на основании анализа концентрации долгоживущих радио: тивных изотопов. Проанализирован весь имеющийся материал, н копленный в результате геотермических исследований Центра; но-Аэиатского и других палеозойских складчатых поясов. Кол чественно оценены величины аномалий теплового потока, возни» ющих над рудными телами различных типов в связи с перерасти делением глубинного тепла в контрастных по теплопроводное« структурно-неоднородных средах. Использованы методы косвень оценки теплового потока по гидрохимическим индихаторам и корреляционной зависимости между изотопным отношением гелия тепловым потоком. Установлены различные типы регионалык распределения теплового потока в линейных . и мозаичных эo^ палеозоид Центрально-Азиатского пояса. Предложена нодель эк| нирования глубинного теплового потока аллохтонными литопласт нами большой мощности в линейных складчатых зонах, объяснят качественно и количественно наблюдаемые аномально низкие т« ловые потоки. Установлена корреляция глубинного теплового I тока и возраста континентальной коры в мозаичных складча: зонах, которая подтверждается подолью внедрения фракцно! расплавленного астенолита в литосферу и постепенного его ос: вания. Рассчитаны скорости эрозии в Северном и Южном иегаб. ках Монголии. Весь оригинальный фактический материал соб] при непосредственном участии автора во время экспедициош работ в период с 1975 по 1990 гг.

Практичегкяп значимость. ■ Полученный автором фактичеа материал по результатам измереьий геотермических параметров буровых скважинах был переден в геолого-разведочныо органи ции: в ПГО "Уралгеология", "Оренбурггеология","Севказгео. гия","Центркаэгеология", в Советскую и Международную экспе, ции в МНР, которые помещали его в производственные отчеты. ' кии образом осуществлялось внедрение научных результатов в

олого-геофизическув практику и пропаганда геотермии как одного из методов геофизических исследований скважин. Измерения температур, геотернических градиентов, а такхе теплопроводности пород могут быть использованы для литологического расчленения разреза, определения зон притока подземных вод и интенсивных окислительно-восстановительных процессов. Как показали теоретические и экспериментальные исследования, тепловой поток, заметно реагирующий на структурно-геологические неоднородности, может Сыть использован для проведения терморазведки на рудных месторождениях, характеризующихся заметным контрастом теплопроводности между рудными телами и вмещающими породами, а также на проявлениях термальных вод. Фактический материал, полученный при участии автора, был включен в обобщающие работы: карты теплового потока СССР н Северной Евразии, л такхе банки геотермических данных. Во всех этих работах автор являлся участником .'горского коллектива или членом редколлегий. Результаты измерений теплового потока были переданы в Институт сейсмологии АН Кыргызстана и использованы при составлении карты сейсмического районирования Южного Казахстана и Кыргызстана.

1. Тепловой, поток складчатых зон палеозойского Централь-но-йэиатского пояса крайне неоднороден. Его значения изменяются от 20 до 120 мВт/»* . Существует три типа регионального распределения теплового потока: распределение линейных эсн, распределение мозаичных зон и распределение зон деструкции и континентальных рифтов.

2. Тепловой поток линейных складчатых зон палеозойского возраста характеризуется аномально низкими величинами (20-35 мВт/1*), что в два раза ниже среднепланетаркых значений для структур того же возраста. Эти аномалии генетически связаны с процессами структурной перестройки литосферы линейных зон, вы-раэиввнмися в образовании мощных иарьяжно-надпиговых структур, экранирующих глубинный тепловой поток. Низкая темперэтуро- и теплопроводность литосферы обусловили состояние нестчциомар-ности кондуктивного теплового потока, продолжающееся с позднего палеозоя до настоящего времени.

3. Тепловой поток мозаичных складчатых зон закономерно изменяется в зависимости от тектонического возраста (времени последней стадии тектоно-магматической активизации или времени формирования континентальной земной коры). ?та корреляция объясняется существованием процессе внедрения разогретых астено-лиюв во рремя струк 1урн0-в*-щ>»ств11М110Й трансформации коры мозаичных з.'Н и их остыванием я темени'«! длительного времени. Та же модчяь о«гнсняет аномпяии теплового потока в дсструктнгных

зонах и современных континентальных рифтах.

4. доля радиогенного тепла в общем тепловом потоке скл чатых зон изученного региона составляет 45-50Х и не зависит возраста коры, "мантийная компонента" теплового потока в мо ичных зонах уменьшается от более молодых к более древ структурам, что обусловливает зависимость теплового потока тектонического во:1: гта.

5. Локальные аномалии теплового потока на рудных мес рождениях связаны с пертурбацией теплового потока в контра них теплофизических толщах. При двухкратном контрасте тепл роводностк и субверти.сальном расположении рудного тела ано лии могут составлять 60-801 от величины Фонового теплового тока, что теоретически обосновывает применение терморазве "слепых" рудных тел.

Апробация работы и публикации. Основные полояегия дисс тации докладывались на Всесоюзном совещании "Геотермичес исследования в Средней Азии и Казахстане"(г.Апхабад,1983 I на Международном совещании "Геотермические исследования использование глубинного тепла в народном хозяйстве" (г.С) ми.1985 г.), на Международной конференции "Глубинный тепле поток и структура литосферы"(г.Бечин, ЧСФР, 1896 г.), на ► дународном совещании "Внутриконтинентальные горные пояса: I логические и геофизические аспекты"(г.Иркутск,1987 г.), на ездной сессии Научного совета АН СССР по проблемам геоте! (г.Алма-Ата,1987 г.), на 1-м и 2-м Всесоюзных совещания] тектонике литосферных плит (г.Звенигород, 1907 и 1989 г 1 на Всесоюзном совещании "Теоретические и экспериментальные следования геотермического режима акваторий"(г.Москва,1808 на Всесоюзном совещании "Геотермия и ее применение в ре! нальных и поисково-разведочных исследованиях" ( г. Св( ловск,1989 г.), на Всесоюзном совещании "Геотермия сейсми' и асейсмичных зон"(г.Бишкек,1991 г.), а также на семинара: Институтах сейсмологии АН Туркменистана (1983 г.) и Кыргыэ на (1985 г.) и на конкурсных сессиях Геологического инсти' АН СССР (1980-1990 гг.). По теме диссертации опубликован* статьи и три монографии (две из них в соавторстве).

Объем работы. Диссертация состоит из введения, трех делов, делящихся на 1В глав-и заключения. Она содержит страницы машинописного текста, 90 рисунков, 20 таблиц, сп литературы из 339 наименований.

Работа была запланирована и выполнялась в лаборатории оэнергетики и гидрогеохимии (до 1888 г. она называлась лаб торией геотермии) Геологического института АН СССР в ра общеинститутской темы Н 18, а также заданий НИ и Н12

0.50.01 ГКНТ СССР. На протяхенин всех лет работы автор ощущал постоянное внимание и поддержку заведующего лабораторией доктора г.-и.наук В.Н.Кононова, а также ведущих сотрудников лаборатории докторов г.-м.наук Б.Г.Поляка и Я.Б.Смирнова, которые на разных этапах подготовки работы давали ценные советы и указывали на недостатки и упущения. Неоценимую помощь автору оказали сотрудники лаборатории, с которыми совместно проводились полевые работы и обработка результатов: В.И.Падучих, А.В.Муравьев, С.В.Тммарева, С.В.Козловцева, В.П.Туркоа и И.Х.Лбиэ-гильдин. Автор тесно сотрудничал на разных стадиях с учеными из других организаций. Это безвременно ушедший от нас В.Е.Сальников (Институт геологии БНЦ АН РАН), В.А.Голубев (Институт земной коры СО АН РАН), Ю.А.Попов и В.М.Коростелев (МГРИ), Ю.Г.Шварцман (Институт сейсмологии АН Кыргызстана), В.А.Калги-ников и В.Н.Данилкин (КаэННС), В.Г.Матвеев, А.А.Рот, О.В.Ав-густыняк, Н.Д.Калинин и В.Д.Смирнов (НПЦ "Технология"), В.С.Кудрявцев и С.А.Перфильев (МГТУ им. Н.Раумана). Еольиую помощь при оформлении работы оказали В.О.Точнцкий, К.Л.Ошмаро-ва и Е.Н.Александрова. Автор крайне признателен всем, с кем посчастливилось работать.

Измерения температур в буровых скважинах на континентах ведутся уже около века, но расчеты плотности теплового потока, стали выполняться только 50 лет тому назад, что было связано с несовершенством методов измерения температуры и теплопроводности. Однако, за последние 20-25 лет количество измерений теплового потока на континентах росло ежегодно в арифметической прогрессии, и сейчас измерениями охвачены практически все типы тектонических структур, хотя и не все географические регионы. Наибольший объем измерений проведен в осадочных бассейнах, где п связи с нефтегазоразведкой имелось много глубоких буровых скважин, причем термометрия в них выполнялась в комплексе производственного каротажа. В последнее время, в связи с задачами геотермического картирования, теоретическими проблемами тектонофизики и потребностями геологической практики все больнее внимание уделяется изучению теплового потока в складчатых зонах, к которым приурочено большинство рудных месторождений. Скважины в них стали объектами интенсивных геотермических исследований во многих странах. Как правило, на рудных месторождениях бурятся необсаженные скважины: кроме того, в силу производственной необходимости, сохраняется керн, что дает возможность довольно детально измерять топлопроиод-носгь и определять тепловой поток. Однако на рудных месторождениях пермд исследователями встают проблемы, которых не вило

в осадочных бассейнах. Они связаны с тем, что сквааины, ка правило, относительно мелкие, поэтому естественные температур в них подвержены влиянию поверхностных искажающих Факторо (рельефа, движения подземных вод, климатических колебаний структурно-геологических неоднородностей, характерных дл складчатых зон). Все это обусловило необходимость развития ап паратурно-методических приемов работы в складчатых областях, также специального математического обеспечения для введени поправок в измеряемые геотермические параметры.

Перечисленные проблемы стояли и nepe/i автором, так ка объектом детальных исследований являлись рудные иестороядени в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса. Приалос создавать мобильную аппаратуру для измерений температур скважинах и коэффициентов теплопроводности горных пород, также использовать аналитические, численные и аналоговые мето ди для анализа поверхностных и глубинных неоднородностей теп лового поля.

Работы в пределах данного региона велись автором с 197 года и охватывали районы Южного Урала, Нугоджар, Центральиог Казахстана, Северного Тянь-Шаня, Иртыш-Зайсанской зоны, Еай кальской рифтовой зоны и Монголии. В результате этих работ по лучено более ISO новых измерений теплового потока,, около тыся чи измерений теплопроводности, более ста расчетных знамени радиогенной теплогенерации на основании анализа концентраци долгохивущих радиоактивных изотопов в породах. Для многих объ ектов выполнено стационарное моделирование с целью количест венной оценки поверхностных и глубинных структурно-геологи ческих неоднородностей и определения глубинного теплового по тока. На территории Монголии значительный объем информации по лучен с помощью косвенного метода его оценки - по изотопном отношению гелия в спонтанных газах источников. Как показал сравнение с прямыми измерениями, этот метод очень перспективе и информативен, особенно в нераэбуренных районах..

Кроме собственных измерений автором учитывались имеющиес в регионе геотермические данные других исследователей, рабо тавших по той ае или сходной методихе. Больной вхлад в изуче ние геотермии рассматриваемого региона внесли Ю.И.Булаиевнч И.В.Голованова, В. А. Голубев,-- Р.П.Дорофеева, А.Д.Дучков В.С.Леваго, Ю.А.Зорин, Ю.II.Зуев, Ю. Л.Калинников, С.В.Лысак У.И.Монсеенко, В.Е. Сальников, А.А.Смыслов, Л.С.Соколова Ю.В.Хачай, Ю.Г.Шварцман, В.А.Иапов, которые получили новы данные или систематизировали имевоиеся термометрические изме рения производственного каротааа. Огромное значение имели так хе крупные обобщающие работы, включавшие полностью или частим

но регионы Центрально-Азиатского пояса. Это, в п^рьу» очередь, карта теплового потока СССР масатаба 1:Ю млн.<¿960) и карта теплового потока Северной Евразии масштаба 1:5 мл:«. (1985), составлении^ коллективом авторов под редакцией Я.Б.Снирнова, а тахке Карта теплового потока Сибири, составленная коллективом автиров под редакцией А.Д.Дучкоаа и В.Т.Балобаева и опубликованная в 1062 году.

Весь собранный материал лег в с ;нову тектонофизической интерпретации геотермических да -ных.

Главной особенностью строении пояса является наличнч складчатых, зон "линейного и мозгичного типов". Впервые указав на эту особенность, авторы (Пейва и др.,1872) отмечали не только геометрическое ра-личне этих двух типов зон, но и целый ряд характерных геолого-гег>Фиэических признаков. Например, различные типы складчатости, особенности метаь->рфизма: високо-> арическне низкотемпературные Фации в первых юнчх и писоко-температурнио - во вторых, разную ме- 1л: чггническую специфику: преобладание халько- и сидерофмльных элементов в линейных, а лито- и халокофильных - в мозаичных зонах, различие формы гравитационных аномалий, соответствуюаих геометрии кладчатых зон. Главное же отлично зон авторы видели в существо! .нии разных гаодинамнческих механизмом преобразования океанической коры в континентальную о пгоцессе тектонической эволюции складчатых зин. Преобладание аллохтон* >го механизма отмечалось в линейных зонах, а •'отохтонног^ - в мозаичных. Правда в посло-дуюцих работах (Тектоническая р_сслоенность..,1980) указывалось на участив обоих механгзиов преобразования в некоторых' регионах, относяцихся к зонам то "О н другого типа, но в первом приближении данная закономерность выполняется.

Геологии н тектонике различных регионов Центрально-Азиатского складчатого пояса посвяцены фундаментальные работы А.А.Богданова, А Б.Дергунова, к.С.Зайцева, Р.А.Зайцева. Л.П.Эоненвайнг. В.И.Коваленко, Н.Г.Нарковой А.А.Мосовковско-го, И.0.1.агибиной, А.В.Пвйве, А.С.Перфильева, О.А.Розена, С.В.Руженцева, с.в.самыгина, В.В.Ярнэлюка и многих других исследователей. На результатах их работ основывалось ла-пние граничных и начальных условий геотермического моделирования и структуры литосферы.

Необхидимын условием корректной интерпретации дани! < геотермии применительно к геодинами некому анн.п.лу является получение высокоточных данных о параметрах тепховг-о полч и всесторонний учет факторов, искажкицих глубинный тепловой поток Потгоиу особое внимание было удалено правильная мчтодикв прпнвднния таотермичпгних работ.

Ра'чел 1

МЕТОДИКА ГЕО1ЕРНИЧЕСКИХ ИЗМЕРЕНИЙ

В первой главе "Геотермические измерения в скважинах и дне озер" лается описание аппаратуры, применявшейся автор« -ля измерений температуры н буровых скважинах, геотермическо! градиента в донних осадках акваторий, а также коэффициент) теплопроводности тнэрдых и ллоподобных пород.

При изучении естественного температурного поля с цел] определения фонового теплового потока и локальных аномал» (при термической разведке месторождений) погрешность вычислс ния геотерк .ческого градиента на до-'tHa просыпать 3-5Z, ина» вариации теплового потока в зависимости от особенностей тектс нического развития, а таю > аномальные эффекты становятс соизмеримыми с оыибками измерений. Погрешность определения гс отермического градиента обратно пропорциональна интервалу bl числений (естественно, при постоянной погрешности измерен» температур«). При геотермическом градиенте 20 мК/н, для полу v-ния значения погрешности 5Х необходимо на 10~метровом ни тервале измерять температуру с точность» +-0.02*С.

Дя. скважинных иэ"ерений температуры применялись дм схе мм: а первой - аналоговой, в качество датчика испольэовалс термистор с большим номинальным сопротивлением (22 ком) и ТК (2,2 ком/К), который предварительно градуировался в ультратер мостате; во второй - цифровой, датчиком являлся медный терме метр сопротивления с >.^мин-'Лом 1 ком. В скважиннои снаряд кроне датчика рг;сп->лагался измерительный преобразователь: con ротивление-период частотного сигнала. По трохжнлыюму ко .оль-трссу сигнал передавался в АЦП, который прообразовыва период и код. Цихл состоя* из двух измерений, - длившихся 5 каждое. На перво t иаго подключался образцовый резистор, в н втором - датчик. Отноппние »:одов равно отношению со.|ротнвле ний, откуда легко перейти к значению температуры, предвари тельно определив путем тарировки коэффициенты в расчетной Фор ь/лс>. Регистрация осуществлялось с помощью компьютера тип "Laptop".

Для геотермических исследований на акватории озер (Байка Хубсугул и Иссык-Куль) мы применяли океанографический измери тельный комп. экс "ГЕОС-2", разработанный в НПЦ "Технология" jTa аппаратура подробно описана в литературе.

В измеряемые значения геотермических градиентов вводилне поправки на влияние приповерхностных искажающих факторов: про цесса бурения, вертикальной фильтрации подземных вод в ствол

кважины, рельефа, контрастной теплопроводности. периодических олебанний температуры придонного слоя оз», и др. Таким обра-ом мм получали как измеренные, так и испраолбннче ян чении еотермических градиентов. При расчете теплового потока эоэ-ожны несколько вариантов распределения Геотермических пара-етров по глуеино:

1. Геотермический грэдне»т постоянен по г-убине (в греда-ах погрешности), геологический раэре.. состоит из однородной ол^ч nopi д, для которой ко?*>Фиционт те,.лопроводности мо/вт чть рассчитан как среднее арифметическое из всмх иг ероннй rio празц.чм. Тогда топловой поток равен произведению градиента »чпегчтуры G на среднее значение теплопроводности >• q - к*О.

2. Геотермический градиент и теплопроводность изменяется j глубине скважины, чо значимого тренда не наблюдается. D гом случае тепловой ноток следует вычислять как произведение ^едневэвеыенных п • глубине значений градиента и теплопровод-

)СТИ .

3. Существует корреляция между значениями геотермического клиента h глубиной, а таксе между теплопровода.стью и глуби-

)й. При этом коэффициенты а уравнениях регрессии вэ имно об-(тны. Тогда тепловой поток бу;;от оставаться пос. jhhhum по ;убине, т.к. увеличение (уиеньаение) геотермического грэдиен-I компенсируется обратно пропорциональным унвньоением (ynjr.u-шиим) теплопроводности.

4. Геотормичсский градиент монотонно изменяете! с глубн-1Й. Статистическая проверка показывает, что этн корреляция 1ачима. Теплопроводность остается постоянной для всего иссло-1 емого разреза. В этом случае рассчитанный поинтерва"ьный иловой поток изменяется с глубиной. На первый взглчд ка-тся, что подобные эначония следует отбраковывать, г.к. они

могут ьыть использованы для картирования и для расчета глу-нных т>;мпср«гур путем экстраполяции наблюденного теплового тока. Однако, прежде всего необходимо оцинлть влияние Фактов, искаи.аюпих глубинный теплопоток. Нами показано, что пря-мяя пппврат численного или аналогового"расчет«, можно оио-ть глубинную составляющую теплового потока. Ectoi rn uno, и расчеты вносят дополнительную погрешность, но !*со яо поэ-ляют оценить тепловой но,их в малоизученных районах.

При определении теплопроводности горних порол применялись и различных метода: стационар, ый метод " ¡ч. ^«лонного сторж-", нестационарный метод "регулярного режима И р' in" и м*тод ЛДВМЖНОГО точечного МСТОЧНИКЯ" . Н Р«;ЭУЛ»ТР1ТП грвпмительмых "•■(•«Miurt коллекции ооразнив установлена удовл«ТР(Ч"итвды«чя ■ nHMix'i'b ряэуяьтлюв; пкмлмтуда р*•«•м-огп чмяч^мин для одного

.. того же образца, пол/ч иных различными методами, не прев л 8*.. Это позволило пгювести статистический анализ распре лоция теплопроводности ми . азных петрографических групп.

-брьэны отбирались ,ю всех структурно-форнационных зон где изучался .»г.ловой пот''К. Для статистической обработки лучен).«1е данные были объединены п несколько выборок, включ щих измерения по основным типам пород: магматическим (кисл средним и основным), метакорфическин осадочным. В гру магматичг-ких поре., иыделядись две более мелкие выборки - и оузивны* и эффузиьные ьородп, а в группо осадочных - три: т ригенние, ьулканпгет.о-осадочные и карбонатно-фосфатные. каждой группы пород и для выборок ' внутри групп проверял статистичес '.ая значимость различий средних значений при дан дисперсии по критерии Стьюденга. Результаты обработки сводя к след}»цену.

а). В результате исследований более 1500 ¿бразцоп гор пород Южного Урала и Кугодхар установлено, что среднеарифме' ческие значения для выборок в бо.^шинстве случаев соответст ют максиму ам гистограмм, но для отдельных выборок отмечаю' асимметричность или бимодал!ность. Так, например, в группу < гиллитил входят все ревности, независимо от состава глинист( минерал" и количества кварца и гидроокислов. При более дета: ном рчссиотрении эту группу, возмохт , следует разделить 2-3 самостоятельные выбгоки. Подобное объяснение можно при* нить для г уппы известняков, куда включены кристаллически« окремнелые разности, теплопроводность которы:; чаща всего П| еияает среднее значение. Одн'ко, статистическая обработка ( зультатов показала, что все гистограммы соответствуют норма; ному за ону распр.-деления, а наблюдаемая асимметричность и '

одальность может объясняться "случайными" причинами, к кот рым можн-. отнести наличие сульфидной вкрапленности, гематит эацию, эпид^тизаи"», окварцевание. Гематитизация кислых эФч эибов, например, приводит к росту средней теплопроь^дности 2,46 до 2,91 ВТ/м'К.

Одновременно с изучением теплопроводности были получе значения удельной теплоемкости и температуропроводности горн пород. Они меняются в значительных пределах: теплоемкость -0,63 до 1,23 кДж/кг*К, температуропроводность - от 6,6 21.4- 107 мг/с.

б). Для Центрального Казахстана получено более 1IЬО иэм рений теплопроводности пород всех типов.

Интрузивные поро*^ со средним и стандартным отклонени 3,11+-0.71 Вт/м'К статистически отличны от эффузивных пор (2.70+-0,54 Вт/м-К), поэтому расчет среднего значения тепло

роводности для всей группы магматических пород неправомерен.

Значение для углисто-кремнистых сланцев, роговиков, кварцитов и яшмо-кварцитов, включенных в группу метаморфических пород, составляет 2,76+-0,57 Вт/м-К. Они не различимы с выборкой эффузивных пород, но отличаются от интрузивных.

Терригенные осадочные породы, включающие аргиллиты, алевролиты и песчаники, имеют теплопроводность 2,63<--0,54 Вт/м-К, вулканогенно-осадочные (андеэитовые и дацитовые туфы) 2,78+-0,59 и карбонатно-фосфатные (известняки, фосфориты) -3,44+-0,34 Вт/м*К. Средние в выборках терригенных и вулкано-генно-осадочных пород статистически не различимы, а выборка карбонатно-фосфатных пород значимо различается с двумя другими выборками осадочных пород.

Низкая теплопроводность 1,97+-0,Э9 Вт/м-К была получена для серпентиниэированных перидотитов и дунитов Кимперсайского массива. Этот результат значимо отличается от любой выборки магматических пород данного региона, а также от значений, приводимых в справочниках для данного типа пород.

Аномально высокие значения теплопроводности зафиксированы для руд (магнетиты, мартиты, хромиты) от 5,03 до 7,42 Вт/м-К.

В пределах многих структур отмечается присутствие контрастных теплофиэических толщ, что позволяет рекомендовать проведение термораэведки на этих участках.

в). В Монголии измерениями охвачены четыре тектонические провинции: Прихубсугулье, Хэнтзй-Хангайская и Керуленская зоны, а также Южно-Монгольский герцннский пояс. Теплопроводность изменяется в значительных пределах даже внутри одной тектонической пропинции.

Максимальное число определений в группах магматически;; пород приходится на различные интервалы значений. Для кислых пород маиСольтее число определений лежит в пределах 2,5-3,0; для пород среднего состава - 2,2-2,6; для пород основного состава - 1,4-1,8; щелочного - 1,4-2,2 Вт/м-К.

Среди магматических пород любого состава различие средних значений коэффициентов теплопроводности для интрузивных и эффузивных разностей оказалось незначимым, т.е. нет оснований выделять в особые группы эти разности. Основные породы, исследованные нами, при данной дисперсии не отличимы ни от кислых, ни от средних по значениям коэффициентов теплопроводности и разделение их на отдельные выборки диктуется лишь минералогическим составом. Однако различие средних значений теплопроводности в других группа* нагиятичееких пород оказалось значимым: ки1лыс. средние и иялочныо породы выдяяиютси в три разнородные иигм-рк". причем целочммя породы отличаются относительно низким

средним значением теплопроводности по сравнению с данными др гих исследователей.

В группе осадочных отложений мы выделяеи три выборк терригенние, вулканогенно-осадочные и карбонатно-фосфатные п роды. Они характеризуются болызин различием средних значен теплопроводности. Проверка значимости различий подтверди принятую гипотезу о разнородности выборки. На гистограмме х рошо видно, что максимумы числа наблюдений значений теплопр водности смещаются от терригенных (интервал 1,4-1,6 Вт/м-К) карбонатно-фосфатным породам (2,6-3,0 Вт/м-К). В выборке ву каногенно-осадочных пород максимальное число измерений прих дится на промежуточный интервал (1,6-2,2 Вт/м-К).

Метаморфические породы, представленные глинистыми кварцслюдяными сланцами, выделены в отдельную группу. Эти г роды были отобраны на двух близкорасположенных участках в К руленском блоке, поэтому статистические параметры не мог дать объективную характеристику теплопроводности пород эч выборки, среднее значение которой составляет 2,83 Вт/м-К, ч заметно выше среднемировых данных для метаморфических поре Высокая теплопроводность верхней части земной коры вообце ) рактерна для структур Керуленского блока. В то же время ерг нительно низкие значения отмечаются в Юхно-Ионгольской эо> Эти особенности регионального распределения коэффициентов те лопроводности были учтены при построении геотермической моде литосферы Центральной Азии.

Расчет поправок на рельеф и контрастную теплопроводное как для локальных участков (рудных месторождений), так и ; региональных объектов (структурно-Формационных зон, геотрав« зов) мы проводили с помощью численного моделирования по прс рамме "вЕОТЕИН". составленной Д.А.Злочевским и И.Х.Абизгнд^ ным, а также в некоторых случаях на аналоговых моделях ЭН-15 МСН. При построении моделей учитывалась вся собранная нами I •формация об объекте: структурно-геологические условия, рель* температура нейтрального слоя, коэффициенты теплопроводно« каждого геологического комплехса, радиогенная теплогенерацш слоях, температуры на забоях сквахин. Это позволило постро! близкую к реальности геотермическую модель, правильно зад< граничные условия, и учесть все. возможные искажения. В реэу. тате моделирования рассчитывались профили температуры к теп. вого потока на глубинных срезах и путен осреднения по проф] вычислялся фоновый тепловой поток.

Суммарная погрешность результатов решения задач мето, электрических аналогий складывается из погрешностей трех : дов: а) погрешность метода, обусловленная заменой диффере»

ального уравнения в частных производных уравненном в конечныл разностях; б) погрешность аппаратуры, связанная с неточностью сопротивлений и граничных потенциалов и в) погрешность оператора. Первый вид погреаности зависит от выбора двумерных ячеек при пространственном разбиении разреза и Интервала времени. Если тело 'выходит на дневную поверхность, то достаточно разбиения его на 4-5 ячеек. При этом относительная погрешность -не превышает IX. В случае погруженного тела можно ограничиться разбиениен его на 2-3 ячейки. Даже в этом случае относительная погрешность- составляет лишь 0,5Х.

Наии расчеты проводились на электроинтеграторе ЭИ-12 и на сеточной модели МСМ, имеющих соответственно, 44В и 361 узловые точки. В Некоторых случаях, например, при решении задач контрастной теплопроводности или'учете влияния рельефа, этого количества ячеек оказывалось недостаточно для достижения необходимой точности. Поэтому приходилось разбивать исследуемые разрезы "на некоторое число массивов и моделиронать каждый из них отдельно. В результате этого на боковых границах массива возникали невязки о значениях безразмерных температур из-за утечки токов-. Для устранения этих невязок массивы рассчитывались с лерекрмтием. Опыт показал, что ЮХ-ного перекрытия соседних массивов достаточно для устранения невязки.

Погрешности второго и третьего видов, как правило, постоянны (если исключить грубые промахи операторэ) и их суммарная величина но превышает 1-2Х. Таким образом, метод аналогового моделирования позволяет решать практически все задачи кондук-тивной теплопроводности с погрешностью 2-ЗХ. Аналоговое моде лированио подкупает своей оперативностью, коммуникабельность*» и простотой, и эгим компенсирует более высокую разрешающую способность численных решений. Тем не менее, возможности численных методов намного ежре, особенно, если требуется перебор решений с различными граничными и начальными условиями н с разными теплофизическими параметрами. Программный комплекс "ТЕРМОКАР", который мы использовали для реиения чпдач нестационарной теплопроводности, позволяет в диалоговом режиме задавак или изменять при необходимости любые условия или параметры. Данный пакет программ составлен по нашему техническому заданию В.С.Кудрявцевым и С.А.Псрфильерым (МГТУ им.Н.Впумана). Для решения используется численный метод конечных эием«нтоп с квадратичной лпнроксимпципй функции температуры нежцу узлами прямоугольной сетки. Н программе предусматривается сотка 41x4 1 У"1« < г р^шл'ггся лг»ум-'(-нпя ) , лим"Лине' ри ж^ри »ото

и>< Ни ИМ X И 7. ВОЗМОЖНО изменять МО трег.онлии*» оп^рлтчрч. боионнх 'I рпницах пПЯЛГТИ М'<Д«*И(ИП.ЧЧПЯ ЗЯЦЧ'МСЙ отсутствия

латерального потока, т.е. с!Т/<1х=0. На верхней и нижней гран цах возможно задавать как температуры, так и тепловые поток Внутри области моделирования требуется задать конфигурац контрастных сред и их теплофизические свойства: температура роводность ч <м*/с), теплопроводность к (Вт/и-К) и плотное тепловых источников 9/(ср) (К/с). Весь набор исходных данны включая значение начальной температуры, от которой начинает итерационный процесс, задается в программе "ЕИТОВАР". расчетной части комплекса (программа "ТЕРМ") задаются линейк размеры области моделирования (Ьх и 1г, в км), которые опред ляют линейные размеры узла (Ьх/41 и Ьг/41), а также времени йяг (в млн лет). В результате численного решения уравнения

. # т . а» т ' п. эт

мы получаем распределение температур и тепловых потоков ч(г) ч(х) для выбранного временного шага. Результаты расчетов графическом виде можно отобразить на мониторе с помощью про раммы "ТЕЙНОНАР". Полученный файл результатов 'Чвюрег.псс" г реикеновывается в файл начальных температур '40.вес" й на сл дующем временной шаге начинается расчет с конечного номен предыдущего временного шага. Возможность дискретизации решен удобна, если есть необходимость изменить структуру геолог ческого разреза, распределение источников и стоков, а так посмотреть результаты расчета .палеотемпературного поля.

Сравнение результатов расчета температур и тепловых пот ков в стационарном и нестационарном режимах аналоговым м ч* ленным методами показало их практически полное совпадение. Т ким образом, утверждения, что нужно пользоваться только Э1 носят субъективный характер и диктуются, скорее всего, модой

Раздел ?.

Региональное геотермическое поле складчатых зон Центрально-Азиатского пояса

Описание закономерностей распределения геотермическс поля делается на основании собственных измерений автора на » ном Урале, в Мугодпарах, в Центральном и Восточном Казахстан •в Северном Тянь-Шане, на Байкале и в Монголии. Кроме toi анализировались данные, полученные другими исследователями названным районам, а также на востоке Средней Азии ив/ тае-Саянском регионе.

Начало изучения геотермического поля Южного Урала и ►

годвар относится к концу 60-х годов (Ежов,1968), но систематические измерения теплового потока начались в середине 70-х в связи с созданием комплексной модели глубинного строения региона и построением Геотермической карты СССР. К этому периоду относятся работы В.Е.Сальникова, Ю.П.Булаиевича, М.Д.Хуторского, В.А.Щапова и др. исследователей.

Описание особенностей теплового поля Уральского складчатого пояса включает детальную характеристику геотермических параметров на локальных рудных месторождениях по результатам измерений автора, а также региональный обзор, основанный на обобщении опубликованных данных.

В пределах пояса обнажаются архейские массивы, которые считаются аналогами структур фундамента Русской платформы. В геотермическом отношении хорошо изучен ТараташскиЯ массив, где детально измерены температуры в глубоких скважинах и собрана представительная выборка по теплопроводности архей-протеро-зойских пород, вскрытых скважинами. Тепловой поток на участках составляет 33-37 мВт/м*.

Среди структурно-формационных зон Уральской складчатой области Тагило-Магнитогорский синклинорий (ТМС), в силу своей наибольшей раэбуренности, оказался и наиболее полно изученным геотермически. Здесь имеется от широты Нижнего Тагила до широты Орска 17 изученных площадей (Сальников, 1984, Методические и экспериментальные.... 1983).

К западной части ТМС приурочены самые низкие на Южном Урале значения теплового потока. Они укладываются в диапазон 19-26 мВт/г^ . В восточной части ТМС тепловой поток несколько выве: 28-33 мВт/»£ , что по мнению В.Е.Сальникова (1984), объясняется увеличением объема кислых пород с повышенным содержанием калия, вследствие чего увеличивается теплогенерацип в верхней части коры. Однако, даже локальное повышение тепдоге-нерации в верхней части коры не может объяснить региональное понижение теплового потока во всей Уральской складчатой области.

Восточнее ТМС располагается Восточно-Уральский антиклмно-рий, в пределах которого тепловой поток составляет 32-37 мВт/й1 . По-видимому, вариации значений в пределах одной структурно-формациониой зоны связаны с колебаниями концентрации радиогенных элементов в слоях земной коры. На такую возможность указывается во многих аналитических работах (Салтыков,Рихтер, 1972, Васильева, 1972 и др.).

Продолжением ТНС на юге является Эападно-Мугоджпрский синклинорий ОМС), в пределах которого также имептся определении топлпнпго потока на пяти участках. Все они приурочены к

Зеленокаменной зоне Нугоджар, в которой находится большинст колчеданных месторождений и рудопроявлений.

Все изученные структуры ЗМС так же, как и ТИС характер зуются аномально низкими тепловыми потоками, менее 30 мВт/м* т.е. границы этих синклинориев могут быть оконтурены иэолини 30 мВт/И1 . Эта зона имеет меридиональное простирание и прот гивается от широты Нижнего Тагила до широты пос.Берчогур. Т кая обширная региональная аномалия связана, по-видимому, глубинными геодинамическими процессами, Происходившими в л тосфере Урала на протяжении всей ее тектонической истори Природу этих процессов мы буден обсуждать ниже.

Специфическим тепловым потоком отличаются изученные на Кимперсайский и Халиловский ультраосновные массивы. Они прот гиваются в меридиональном направлении вдоль западного бор ТМС и ЗМС. Кимперсайский офиолитовый комплекс игоает гл венствующую роль среди всех магматических образований снтикл нория и представляет собой один из крупнейших офиолнтов комплексов в Главном поясе альпинотипных габбро-гипербазитов массивов Урала (Ефимов,1884). По результатам геолого-геофиз ческих исследований установлено, что массив в южной полови имеет Форму лакколита, в центральной и северной частях - э пластовое тело трещинного типа с крутым западным падением, гравиметрическим данным, (Москалева и др.,1980), мощное массива составляет 6-8 км в западной части и до 18 км -юго-восточном блоке. Локальный гравитационный максим юго-восточного блока тяготеет к Главному Уральскому разлом Его происхождение объясняют влиянием избыточных масс "подвод цего канала", по которому, вероятно, происходило проникновен ультрабазитов в верхние слои земной коры. Глубина до цент тяжести условного объема оценивается в 23-25 км. Максимум си тяжести в северном блоке менее интенсивен, и площадь, занима мая аномалией, имеет значительно неньоув площадь. Его прирс также объясняется наличием "подводпцего канала", тяготеющего зоне регионального Хабарнинско-Велиховского разлома. Наличие Кимперсайского иассива "корней", которыми он связан с глуб* ными слоями земной коры и, по-видимому, верхней мантии, уст навливается сейсмическими (Соколов и др.,1974), а также, » будет показано, геотермическими.методами. Возраст ультраоснс ных пород по данным абсолютных датировок - нижний де! (И.И.Маслова, личное сообщение,1990). В разбуренной части у/ траосновного массива встречены серпентнниэированные перидот» и дуииты с плотностью 2,6-2,7 г/см5. Однако, учитывая налич» гравитационного максимума, предполагается, что нижняя час ультрабазитов не подвергалась серпентинизации и имеет плс

ность 3,2-3,3 r/crt5 .

Халнловский гипербазитовый нассио расположен между Главным Уральским глубинным разломом на западе и Новокиевским надвигом - на востоке. Массив представляется как Факколнтообраз-ная интрузия продольного типа, имеющая, вероятно, пита^аий канал в районе Новокиовского гравитационного максимума. Больсая часть площади массива сложена серпентинитогшми гарибургитами. Мощность гарцбургитового горизонта колеблется от 500 до 1000 м.

В гравитационном поле областям развития гарцбургитов отвечают аномалии силы тяжести от 0 до -7 мГл, которые локализованы в южной, западной м северной частях массива. В восточной и центральной частях поле монотонно и дополню быстро возрастает, достигая максимума ( приблизительно 1С0 мГл ) в 'эпицентре " вблизи пос. Новокиевка. Многие исследователи свяэисают это явленио с выводным каналом интрузии (Ефимов,1904, Москалева и др.,1990). Магнитное поле массива резко дифференцировано, представлено знакопеременными аномалиями (+- 200 нТ ) небольших размеров по латерали < i.'ü0x30Ci м ). Пестрый рисунок магнитного.поля обусловлен степенью изменений ультрабэзитов и неравномерной насыщенностью магнитными минералами.

Таким образом можно видеть, что существующие геологические и геофизические данные свидетельствуют о наличии глубоких корней ультраосновных тел на Кинперсайском и Халиловском массивах. Это, по-видимому, основная причина, обусловившая различия геотермического поля собственно массивов и их обрамления, в частности, Зеленокаменного пояса, который находится в ял.чох-тоннон залегании (Перфильев,1979, Руженцев,1976, Соколов и др. , 1974) .

Тепловые потоки на Кимперсайском и Халиловском массивах заметно выше, чем в структурах, обрамляющих их - в Приорской и Домбаровской подзонах. В скважинах Кимперсайского массива он изменяется от 35-37 нВт/»^ ( участки "Алмаэ-Хемчужина" и "Пахта Центральная" ) до 42 мВт/м* ( "20 лет Каз ССР'' ). Тепловой поток на Малохалиловском участке составляет 37 мВт/м1, т.е. такой же, как на некоторых структурах Кимперсайского массива.

Рассмотрим возможную эволюционную модель геотермического поля Урала, объясняющую особенности теплового потока в ультраосновных массивах и на их обрамлении.

Линейные складчатые зоны, твктонотипом которых является Урал, характеризуются аллохтонным механизмом преобразования коры, т.е. наличием крупных структурных перестроек в переходных зонах от пллеоок^анв к пялаоконтинпнту '.*тн структурные прнобрлчон.чния выражались в формировании зон субдукции и хол-ли^ии. которые надежно реконструируются по целому комплексу

геологических данных. Численное моделирование тепловой эволюции литосферы в зонах лалеосубдукции, т.е. в современных линейных поясах, показало возможность возникновения аномальнс низкого теплового потока за счет нестационарных тепловых эффектов: образования литосферных надвигов больвой мощности » "экранирования" глубинного теплового потока. Нестационарны* эффект этих воздействий в тепловом поле длится 250-300 мл» лет, т.е. современный тепловой поток отражает геодинамическу» и структурную перестройку, происходившую в позднем палеозое. Расчеты показывают, что эффект "экранирования" снижает глубинный тепловой поток в двч раза (Хуторской,1885).Этим можно объяснить аномально низкие тепловые потоки в Зеленокаменной зон« Урала, которая, как установлено по геологическим данным (Перфильев, 1979, Руженцев,1976), надвинута на меланократовый фундамент и офиолиты Центрально-Уральского поднятия. По геофизическим данным также устанавливается зона субдукции палеозойского возраста (Соколов и др.,1974). Остается, однако, не-объясненной природа относительного повышения теплового поток) в ультрабаэитовых массивах.

Для объяснеиил этого факта было выполнено численное моделирование процесса внедрения и последующей трансформации тела ультрабазитов. Расчеты делались для двух сценариев эволюци! интрузии. В первом сценарии предполагалось внедрение в корз тела, разогретого до температуры солидуса перидотита, сохранение в течение некоторого геологического времени термическо! активности подводящего магматического канала, затем его остывание и одновременное смещение тела интрузии в горизонтально! направлении вместе с образующимся шарьяжем, но без полного отрыва верхней части интрузии от ее корней. Во втором сценари! происходит полный отрыв верхней части интрузии от ее корней I ее перемещение, т.е. "видимая" часть ультрабазитового массив; становится бескорневой. В обоих случаях на следующих шагах мо делировалось образование сводового поднятия Уралтау и еп последующая эрозия. Момент внедрения принимался за начальный относился к абсолютному времени 400 млн лет назад ( границ нижнего и среднего девона, что соответствует абсолютным дати ровкам возраста ультрабазитов). Граничные температурные уело вия принимались на основании результатов "предыдущего ( ми нус-первого )" шага моделирования для плоскопараллельной моде ли литосферы, состоящей из "гранитно-метаморфического" ело мощностью 10 км с температуропроводностью 5,15-10" м»/с и теп лопроводностью 2,5 Вт/м-К, "базальтового" слоя мощностью 35 к с теплофизическими параметрами, соответственно, 9,72-10"' и 2, верхней мантии мощностью 55 км до подошвы литосферы с теплофи

эическими парпнотрами 13,3- lü"7 I. 3,0. На подо|г>* литосферы задавалась температура 1200*С, н на поверхности нейтрального слоя" - 5*С. Палеоклинатические изменения п процессе гг логической эволюции не учитывались. Получения в результате расчета на этом временном шаге температура подопии кори задавалась на следующем временном шаге как нижнее граничное условие. Внедрившаяся интрузия ультрагозитоп имела част ¡чно распливлен-ное состояние, т.е. внутри нее устанавливался адиабатический тен орату|>ный градиент, а тепле физическим свойствам приписта лись их эффективные значения, учи ^ваювич конвекти! (К'Р теп^о-i.'ípoiioc: температуропроводность 13,3- м«/о и геплопровчд-н< -ть 10 Вт/м-К.

Для вроненного иагл 320 млн лет назад во атером сценэоии наблюдалось более р< ikoo уменьшение топлового потока на поверхности по сравнению с первым, что связано с изоляцией начи-.1аюцчй остыгать и .трузии от ее подводящего канала. расчетные значения Tf лового потока "г.д ин' >y:-;ieH с первом и ьо втором случаях составляют, соответственно, 143 и 130 иВт/г* . В это в', время началось образование сводового педньтия высотой 2 км. которое также обусловило уменьшение теплового потека.

Следующий временной ваг относился к пременн 250 мл" лот назад, т.е. через 70 млн лет после предыдущего. В это время в Мугоджпрпх и на Южном Ура е закончились активные коллизиокимп процессы и была сформирована к ш'/инентальная кора. Снижение геодинамичеекой ai. ,-ивности оь/слопило кристаллизацию и остчва-нип подводящего канала. Через 70 млн лет после "выключ'.шя" подвода тепла существование к нала выразилось п прегыпении теплового потока над фоновым уровнем для подоави коры на 0 мЬг/^ , т.е. вполне могло бы быть объяснено только струхтур-нпм эффектом.

Основным источником, формирующим нестационарное тепловое поле в верхней части коры являлись процессы горизонтальных СМХЦННИИ ПО ПЛОСКОСТИ ппрьиров? !ИЯ , 0бра301..1Ние сводовых поднятий и их последующая эрозия. D результата числе,того моде*и-ровяния покачано, что в обоих сценариях стационарной режим наступил только IrtO млн лет назад, т.е. j средней юре. Одмак.о, дяж» в условиях устлновиввнхся температур ФоновгЛ топлорпй поток оставался аномально hhjkhm ( 32-35 мВт/к* ). Над телом интрузии по«, л* пынеплеиизации сводового поднятия он составлял 4.' 44 мНт/>^ . Таким образом тепл. вой поток, рпосчитлннмй в рв-- мпдолирован' ч, практически совпадает с ei > няблтдпв-

НЫНИ ЧНЧЧхМИЙМИ.

Ичуччмив теплового погокя Уральской склпдчптой области мо«м>лявт йдчлать слвлуряие выводы:

1. Тепловой поток эг"еосинклинальной зоны Мугоджар харак тсризуетсн аномально гизкими значениями ( 26-35 мВт/м» ) присущими тйк.хе и аналог 1чн. м структурам Южного Урала. Следо вател.ло весь Ур^льскик- складчатый пояс - это зона аномальн низкого теплог. го потока, что, очевидно, свидетельствует единообразии его токтоничь~ксй истории.

Суцестьоаание п настоящий момент низких значений наб людлемого теплового потока можно объяснить варьированием мою них лито^ферных пластин и период структурной перестройк "ральско -о палооокеана .. формирования континентальной коры Э'Ргч перестройка за. .-ршилась к середине пермского периода прип'.-.а к образованию Уральского сводового поднятия. Экранирс ваиио глуби-ноге теплового потока обусловило его уменьшение и поверхности. Этот процесс нестационарный, но очень длительный что связано с низкой температуропроводностью литосферы.

3. Некоторое повышение теплового потока в районе развиты ультраосновных массивов: Кимпорсайского и Халиловского связан не с подводом глубинного тепла ю проницаемым зонам в манти ( о чем го эрит равенство топлопых потоков на последнем шаг моделирования для первого и второго сценариев ), а с двум другими факторами; с ^озией сводового поднятия над ультраос новнмми массивом*. и со структурным эффектом - перераспределе нир-.м теплового потока в контрастных по теплопроводности 1'олща

Основной этап изучения геотермического режима Центрально го Казахстана начал..я в середине 70-х годов и был связан с не обходииостыо картирования теплового потока те;ритории СССР создания геотермическое модели литосферы (Карта теплово го...,1360). На -»тем этапе целенаправлено проводились иэнере ния тс ливого по ока в выстоявшихся сквожинах, классифициро • знны геотермические аномалии на рудных месторождениях с цель разр<з£от1 I теоретических и экспериментальных основ тернораз ьс.дки, оценен вклад радиотеплогенерации в глубинный теплоьо поток на основании измерений содержания и, ТЬ и К в гриых по родах, проводилось стационарное и нестационарное геотерми ческое моделирование (Баранов и др.,1063; Калашни 1963,1986: Смыслов и др.,1970; Дучков,Соколова,1979; Ху торской,1982,1985; Хуторской др.,1982,1990; Методически ..,1963; Бекханов,Калашников,1985).

Сейчас значения теплового потока в Центрально-Ка захстанских гчлеозоидах надежно определены более, чем в ст скважинах. В больпинстве из этих скважин отобран керновый ма териал для измерений ,'плопроподности. Таким образом, тьллорл поток в них рассчитан по оптимальной методике, когда геотерми ческий градиент, вычисленный по дискретным высокоточным ичме

рениян температуры, умножался на коэффициент теплопроводности, определенный по образцам керна из тех же скважин.

Внутри палеозоид Казахстана сохранилось несколько докемб-рийских массивов, среди которых геотермические исследования проведены на Кокчетавском, Ичкеольмесском и Бурунтавском. Тепловой поток этих структур относительно низкий (32-39 мВт/м*). Вариации теплового потока можно объяснить влиянием неоднород-ностей поверхностной теплогенерации.

Резюмируя геотермические данные по каледонидам Центрального Казахстана можно заключить,•что тепловой поток изменяется в относительно узких 'пределах - от 32 до 62 мВт/н* . Среднее значение и стандартное отклонение составляют 44,4+-11,6 (п=27). Это может свидетельствовать об одновозрастности структур и о сходстве глубинных термических источников и мощности литосферы в каледонидах Центрального Казахстана.

Большое количество измерений выполнено в поэднепалео-эойских структурах-Центрального Казахстана. Они приурочены к двум складчатым системам: Джунгаро-Балхавской (ДБ) и Ир-тып-Зайсанской (ИЗ). В ДБ-системе наблюдается закономерное изменение теплового потока а зависимости от возраста континентальной коры: для среднедевонских структур он составляет 40 мВт/м*, а для позднепермских - 09-72 мВт/м". Доля радиогенного тепла в общем тепловом потоке составляет, примерно, 50*.

Резюмируя геотермические данные по региону, можно сделать следующие выводы:

1. Тепловой поток в Центрально-Казахстанской складчатой области мозаичного типа изменяется в широких пределах: от 30 до 70 мВт/»^ . Пространственно зоны относительно повышенных значений приурочены к областям более поздней консолидации континентальной коры.

2. Дисперсия значений теплового потока на отдельных участках связана с влиянием таких искажающих факторов, как рельеф, контрастная теплопроводность и Фильтрация подземных вод. Искажения, обусловленные структурно-геологическими неод-нородностями на скарново-нагнвтитовых и' грейэеновых месторождениях достигают 80* относительно глубинного теплового потока.

3. При наличии двух- и более кратного контраста теплопроводности между рудным телом и вмещающими породами существует возможность терморазведки слепых рудных тол, т.к. аномалии температуры и теплового потока над такими телами по амплитуде в 5-1(1 раз будут превиаать погревность измерений. Особенно эффективна в этом случая модификация терморазведки по тепловому потоку", т к тепловой поток более чувствителен к аномалиям.

связанный с его рефракцией, чем температура.

Обобщение геотермических данных по Тянь-Ван», выполненное Ю.Г.Шварцманом с использованием также и измерений автора показало, что максимальные значения теплового потока достигают 13' мВт/м» в Восточно-Киргизской зоне и 108 нВт/м» - в Западно-Киргизской, минимальные - 16 мВт/м4 - в Пржевальской и 2: мВт/м» - в Чуйско-Нарынской. Площади с повышенным, более 8( иВт/м* потоком занимают около 60* всей территории Киргизии, ■ пониженным, менее 40 мВт/м* - не более 20*. Аномальные зон) охватывают разнородные по геологическому строению структур! Северного, Срединного и Южного Тянь-Шаня.

В Западно-Киргизской зоне установлены две крупные аномалии повышенного теплового потока: Чаткало-Кураминская и Ферга но-Алайская северо-восточного простирания, разделенные анома лией пониженного до 32 мВт/м* потока в центральной и юго-эап. дной частях Ферганской впадины.Простирание Южно-Чуйской ано малии Чуйско-Нарынской зоны пониженного теплового потока севе ро-западное.

В пределах акватории оз.Иссык-Куль выделены небольшие п площади Западно- и Юхно-Иссык-Кульские аномалии потока, пони женного до 20-30 мВт/Я1, имеющие северо-восточное простирание

В целом, полученные данные показывают, что по северно окраине Тянь-Шаньсхого орогена на границе его с Таримской Казахстанской областями существует дугообразная, выпуклая северу зона высоких тепловых потоков. В Южном Тянь-Шане, под верженном коллизии нескольких микроплит за счет движения "Ин достанского клина" к северу <Но1паг,Тарроп1ег,1975), происхо дит образование шарьяжно-надвиговых структур, экранирующи глубинный тепловой поток. В этом, по-видимому, может быть при чина его понижения в Южном Тянь-Шане.

Материалы по тепловому потоку Алтае-Саянского складчатог пояса получены, в основном, сибирскими геотермиками (А.Д.Дуч ков, Л.С.Соколова и др.). Автором получены новые значения теп лового потока в Иртыш-Зайсанской зоне, которую мы относим данному поясу.

Анализ геотермических данных показал, что нельзя постро ить единой модели уменьшения теплового потока по мере удревне ния тектонического возраста структур Алтае-Саянского региона Мы наблюдаем повышенные (более бОмВт/м* ) и пониженные (мене 4ОмВт/М* ) значения в докембрийских, каледонских и герцински областях. Вариации теплового потока в отдельных структура (например, в Иртыш-Зайсанской зоне и др.) можно отчасти объ яснить влиянием локальных факторов, таких как неоднородное! поверхностной теплогенерации вследствие различий геологическо

го строения участков исследований, тепломассопереносом за счет движения подземных вод в зонах активного или замедленного водообмена или влиянием геоморфологических и структурно-геологических неоднородностей. Но дахе, учтя перечисленные факторы, фоновые тепловые потока на отдельных участках не укладываются в рамки монотонного тренда: тепловой поток - возраст тектонических структур.

Алтае-Саянский регион испытал многократные тектонические активизации, поэтому тепловое поле - это результат суперпозиции действия тепловых источников разной интенсивности, располагавшихся, по-видимому, на различных глубинах. Эти источники создавали нестационарные тепловЬе поля, которые существовали ограниченное время, определявшееся глубиной источника тепла. Нестационарное влияние коровых источников тепла халедонсхого и герцинского этапов тектогенеза ухе прекратилось. Однако действие тепловых процессов в верхней мантии и на подошве литосферы еще ощущается, и это мояет быть одной из причин возникновения аномалий низкого теплового потока в Салаире и Гор-ловском прогибе. Та ае причина - влияние нестационарных процессов теплопереноса за счет крупнеЧших структурных перестроек в литосфере - может обусловливать аномалии Фонового теплового потока в других палеозойских поясах. Особенно это ярко проявляется в линейных складчатых зонах.

Мы не можем исключить и другой возможной причины появления аноналий низкого теплового потока - снижение теплогенера-ции в поверхностном слое коры. На этот фактор обращают внимание некоторые исследователи (Сальников, 1984; Дучков, 1987). Однако расчеты показывают, что в линейных складчатых зонах уменьшена не только коровая, но и мантийная компонента теплового потока, что не может быть объяснено только недостаточной теплогенчрацией.

Байкальская рифтовая зона является наиболее хороао геотермически изученной областью Центрально-Азиатского складчатого пояса. Однако, в наземной ее части имеется лишь около 70 определений теплового потока. Они выполнены в глубоких скважинах <до 2000 м). пробуренных в БаргузинскоЯ, Усть-Се-ленгинской. Тункинской впадинах, а также в относительно мелких («4Ш1 м) скважинах в Хубсутульской впадине и на отдельных хребтах (Лысяк,Чорин, 1976; Лысак,198в; Голубев и др., 1РН7; хуторской. Г олу,»в. 1Я8Я ). Основная информация о тепловом поток« зоны получена на оз.Байкал (более 350 измерений) и от Хубсугул (около ?и измерений). Наиболее полная геотермическая характеристика «тих озер дана В.А.Голубевым (Голубо-. 1 41',' ; I "Т. у г ' Г- . Хуторской . 1966) .

Применение в последние годы новой аппаратуры "ГЕОС-2" о непрерывной передачей информации в бортовую ЭВМ, дает возможность анализировать тонкую структуру теплового поля в придонном слое воды и в донных осадках, и это, по-видимому, наиболее ценный результат проведенного автором исследования. Анали* придонной Флуктуации тепла имеет больвое значение для понимания природы глубинных геотермических аномалий, а также вклада кондуктивной и конвективной составляющих в общие теплопотери со дна озера. Применение многоканальной аппаратуры дает возможность количественно оценить эти две составляющие.

В результате этих измерений можно сделать следующие выводы.

1. Почти на всех станциях зафиксирована нолинейность геотермического градиента по глубине. Она объясняется влиянием конвективного теплопереноса за счет фильтрации подземных вод в верхнем слое донных осадков. Станции в приподнятых частях донного рельефа характеризуют термический режим зон питания: термограмма имеет вогнутую Форму; станции в оси и на бортах котловин характеризуют термический режим зон разгрузки: термограммы имеют выпуклую форму. Линейные термогранмы свидетельствуют об отсутствии фильтрации, т.е. о чисто кондуктивном теп-лопереносе в данном месте дна. Для принятой нами модели одномерной вертикальной Фильтрации рассчитана ее скорость: для нисходящей фильтрации она составляет 1,5-5'10*' см/с, а для восходящей -0,3-4'10"' см/с. Такие скорости искажают кондуктив-ный тепловой поток-на 30-80Х. Реальная модель гидротермальной конвекции, судя по немонотонному характеру термограмм на некоторых станциях, отличается от одномерной вертикальной, поэтому модуль результирующей скорости фильтрации должен быть выше.

2. Влияние эффекта осадкоиакопления на ТП а наибольвей степени проявляется в районе дельты р. Селенги. Там этот эффект составляет 20-25Х.

3. Теплопроводность донных осадков озера довольно стабильна,в среднем составляя 1,1 Вт/м-К. Структурно-теплофиэи-ческие неоднородности не вносят значительных искажений в глубинный тепловой поток.

4. Значение теплового потока у западного берега озера согласуется с измерениями по скважинам на берегу. К центру котловин и далее к восточному берегу тепловой поток увеличивается. Узкая полоса экстремального Т11 вдоль восточного берега связана, по-видимому, с дополнительным привносом тепла подземными водами, проникающими под дно озера по разломам в фунда менте и в нижнем, консолидированном слое осадков

Первые измерения теплового потока на территории Монголии

получены лвтором в начале 80-х годов. Сквяжинние измерения температуры оыли приурочены к восточной половине страны из-за ее раабуренности в связс с поиском и f-зведкой рудных месторождений. Для раса рения географии наших исследований была использована возможность измьрений на акватории оз.Хубсугул, л также косвенные методы оценки тепловых готоков: по гидрохимическим индикаторам и по корреляционной зависимости, связывающей тепловой поток и изотопное отноыение гелия. В наблюденные значения теплового потока вводились поправки на влияние по-веручостных искажающих факторов с помощью аналитических, численных и аналоговых мчтодов расчета.

Тепловой поток изме яется в пироких прогулах. Максимальные* значения отмечаются в глубоководной части озер? Хубсугул (более 90 мВт/м» ) и в Ононсксм грабене (100 мВт/м1 ), а минимальные - 1В-40 мВт/м® п Южно-Монгольском герцинском поясе.

в современной термической структуре Монголии можно выделить -ри типа регионального распределения фонопого теплового потока, условно названные нами Хубсугульский, Нет^ально-Мсн-гольский и Южно-Монгольский. Первый - представляет собой узкую линейную зону аномально высокого теплового потока вдоль оси оз.Хубсугул и генетически связан с внедрением "большой дайки" мантийного l аества, что подтверждается также анализами изотопии гелия. Второй - закономерное уменьшение теплового потока но море "удрепнення"" тектонических структур - генетически свя-злн с обиирним внедрением разогретого ьещества мантии в пг*>то-континентальную литосферу и постепенным ею остыг.анием от периферии зоны к ее центру. Третий тип - Аномально низкий тепло-иой поток в Южно-Монгольском линейном гаооинклинальном поиое объясняется субдукц.;ей п ередине карбона океанической коры Па.»оотетиси под континентальную Ооворо-Еврлзилскую плиту. Если суммарная толщина надвинутых пластин континентальной коры составляла 60-70 км, то возникшее из- ja нестацнонарности кон-дук.типной теплопередачи понижение значений поля будет искажать Фоном..I тепловой поток в точение 300 350 млн лет, что обеспечит наблюдаемую аномалию.

> Раздел 3

Термическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского пояса

основой для построения моделей явились геотермические данные, полученные нами в различных структурно-формационных тн пояса.

При рассмотрении региональных особенностей геотермически -го поля Центрально-Азиатского пояса ми отмечали принципиальной различие распределения теплового потока и линейных позднепале-озойских и мозаичных разновозрастных зонах пояса. Вюзроых, (.или обнаружены аномально низкие тепловые потоки ( 20-35 иИт/м*), которые существенно меныи»' среднепланетарных значений для структур с тем же тектоническим возрастом (например, для гозднепалеозойских структур 40-bi мЯт/м*). Во-вторых, отмечалось законс.-юрноо увеличение теплового потока по море омоложения возраста струиту,.

Ииделеш.ие зоны отличается механизмом lipeotраэоиании океанической коры в контннен гальнук>, в l'ioiieceo геологической эволюции. и паркой if. mix прооолиднет аллох'-ониый механизм трансформации корн, а но иторой - автохтонный. I) л он сосу • Щ'эстиошшии двух различных механизмов преобразования пори :kik лючаечхи компромисс нобилистской и Фиксистской концепций Лю выи шн.-тинопостаилония этих моделей можно исключить, проц. та-UHU тектоническую историю развития региона как сочетании И|ю-i'eci: ь аллохтонного <мо0нлнстского) н автохтонного (Фиксисты-.чго^ п>тей рашитни токтоносферы lia разных этапах ей I еологнче! кой истории .

I) Центрально-л-эиатском нонсе расположены тьктонотиии лн-iic-iiiiux и мозаичных зон. 'лч> соответственно Уральский сьлад-4(11 nil ноне (включая Myroinupu) н Ценiрилuio Казахстан! an силадчатач область.

Уральский линейный складчатый ihmic ь ранний iuhuoio« представлял собой структуру коры окиышче. i.oro типа. Образование гранитно-метаморфического слоя - индикатора становления континентальной коры - произошло а»мсь одновременно во всех зонах. Быстрый и почти одновременный процесс формирования грант но -метаморфического слом объясняется одновременным тектоническим скучиханием масс горных пород, интенсивными горизонта ышми перемещениями, вызнанными устойчивыми тангенциальными наприженмями в земной коре (Пейне и ^р.,1072; Тектоническая расслоенность, ПШ0).

Й гедсинклинальных поясах мозаичного типа процесс преобразования океанической коры в нонтинантальну» рагтигинается на длительное время и характеризуется постепенным нпращиианиен гргишгно-мйтан'ффического слол от нерифмрии к цингру пояса ( Hoi • HKoici- ий , 107Ь ) .

Нос r-ненно« и ддм I еш.нии формнро1'чни>> I I- ¡пито меижорфи 'le. и слоя « Ими гтая I ""»I Knie». mue, ni ,.п,.»»гЧ1Ш«'.мц с пизд-

Hrt I с |.н4"М| до кони* l .«UOJOH. I '|Г"ЛМ|'>"'I ■ >1 I ЦОС 1 fill 'И ним увв-iii'inii'vii I ivmumi'iI'ii i'fii ч<1|н>| t. iioit.на oi iw|h, ptiM ни inil'iiioru

пояса к его центру. В линейном Уральском складчатом поясе тепловой поток аномально низкий и не коррелируется с временем становления континентальной коры.

Любые геотермические модели требуют изучения вклада радиогенной составляющей теплового потока , т.к. в современном тепловом режиме литосферы определяющим является тепло распада долгокивущих изотопов урана, тория и калия: и, ТЬ и К. Несмотря на их низкие кларковые содержания в земной коре, они дают основной энергетический вклад в радиотеплегенерацию, т.к. их энергия спонтанного распада на три-четыре порядка превышает энергии распада других долгохивущих изотопов.

Основными компонентами измеренного теплового потока в стабильных континентальных областях являются радиотеплогенера-ция в коре и теплопоток, поступающий из мантии. Разделение этих компонентов делают на основании линейной связи между тепловым потоком и поверхностной теплогенерацией

д(пов. )гд(ред. ) * 0-А(пов.), где пов. ) и я(рвд.). соответственно, измеренный и редуцированный тепловые потоки. Под редуцированным тепловым потоком понимают тот поток, который поступает к подошве слоя активней теплогенерации. В первом приближении он может быть приравнен к "мантийному" тепловому потоку. А(пов.) - поверхностная тепло-генерация, О - коэффициент линейной регрессии, численно равный глубине слоя активной генерации тепла.

Моделям уменьшающейся с глубиной теплогенерации могут соответствовать, как минимум, три закона распределения радиогенных элементов: ступенчатый, линейный и экспоненциальный.

При анализе распределения теплогенерирующих элементов с глубиной в последние годы обращается внимание на особенности переноса II, ТЬ и К в коре. Фракционирование этих элементов контролируется разноглубинными процессами, что подтверждается различием параметра глубины 0 для этих трех элементов. Эти процессы включают первичную дифференциацию коры, глубинную циркуляцию флюидов. сопровождающую магматизм и метаморфизм, и циркуляцию метеорных вод.

Используя изложенную методику изучения структуры теплового потока. мы провели анализ геотермических данных в структурах Центрально Лаиатского пояса, применив "ступенчатую модель" для центрально-Казахстанского региона и "экспоненциальную" -для м'-мг"лии

Содержания радиогенных -элементов для различных структур-но-Формпционных мон Южного Урала и Центрального Казахстана были тяты' из опубликс.н->нных работ.

Стационаим«» моделирование геотермического поля мы прове-

ли вдоль геотраверза, включающего три профиля ТСЗ, проходящих через Южный Урал и Центральный Казахстан. Это профили: "Бад-хаш-Темиртау", "Темиртау-Петропавловск" и "Темиртау-Куйбышев". Для послойной оценки радиогенной составляющей теплового потока мы воспользовались данными, обоснованными для "ступенчатой" модели распределения радиогенных элементов (Смирнов,1980).

Основываясь на этих данных и наших измерениях, а также учитывая изменения мощности различных слоев земной кори вдоль исследуемого геотраверза, были подучены профили глубинного Ч(гл.) и редуцированного ч(ред.) тепловых потоков. Последний •>ассчитывплся как разность наблюденного глубинного и радиогенного короиого тепловых потоков: q(rл.) - чСрад )• Профили редуцированного (или мантийного) и наблюдаемоги у поверхности Земли теплового потока имеют сходную конфигурацию, '-»то связано с тем, что доля радиогенного (корового) теплового »лика в об цен тепловом балансе составляет примерно 40-!>их н не зависит от нозраста коры. Линь д*я района 'Гокрауской впадины (участок Акчатау), радиогенный тепловой поток составляет 60* ог фонового (45 мВт/м®), что объясняется большой концентрацией и гранитном плутоне Акчатау литофилышх элементов, с которыми в верхнюю часть кори выносятся радиоактивные элементы, особенно I) и ТЬ. Мантийная составляющая теплового потока в мозаичной зоне Центрального Казахстана увеличивается по мере омоложении гранитно-метаморфического слоя земной коры (от 8 мВт/м* для поэднерифейского возраста до 32 мВт/м1 - для среднекарбониво-го). В линейной зоне Южного Урала мантийная компонента теплового потока самая низкая. По нашим оценкам из "ступенчатой" модели она не превышает 5 мВт/м* . Такая же величина получена по независимой оценке (Сальников,1984).

Основой для изучения структуры теплового потока в Монголии явились 75 определений содержаний и, ТМ и К в пробах керна иэ исследованных скважин. Пробы анализировались на гамма-спектрометрической установке радиометрическим методом. Корреляционный анализ поверхностной теплогенерации и теплового потока проводился как для всей соьокупности данных, так и по отдельным регионам. Общая выборка включала 19 пар элементов: поверхностную тенлогинерацию и твидовой поток, определенные в одной и той же сквьжинн.

Коэффициент корреляции при линейной ригртсии и »той выборки г-0,719 при г( 0 ,05 )-1}, 5 14 . т .н корреляции значимая, что позволяет уверенно построить урпьнении регряссии

ч< нон > - » 17,7 А(мои )•

Н этом уравнении чИ'ом.) - '¿'Л.Ь мНг/м*. 17.7 ни И И*

но монгольском ион'.Я обнаружены ми'<кие ШПЧ-ИНИ 1 III 1юцчго ми

тока (16-40 мВт/М* ) и меньвая средняя величина теплогенерации по сравнению с общей выборкой, соответственно: 0,81 и 1,52 мкВт/м3. Для восьми пар элементов, участвовавних в корреляционном анализе по Южно-Монгольскому поясу герциннд, получен г=0,717 при г(0,05)=0,707, т.е. в данном случае тоже корреляция значимая. Уравнение регрессии записывается как

q(nos.) = 14,9 + 18,8* А(пов.); ч(ред.) = 14,9 мВт/к», D = 18,8 км. В Центральной Монголии, включавшей скважины Керуленской и Хангай-Хэнтэйсхой зон, установлена, незначимая корреляция между q(noe.) и А(пов.) (г=0,45 при г(0,05)=0,707). в Прихубсугулье имеется лишь две пары значений q(пов.) и А(пов.), поэтому корреляционный анализ для данного региона не проводился.

Используя значения концентраций U, Th и К в пробах, определена теплогенерация при спонтанном распаде каждого из этих эленентов в отдельности, после чего с помощью уже описанного корреляционного анализа рассчитаны величины параметра глубины D для каждого элемента: D(U)=26,4; D(Th)= =36,5; D(K)=133,2 км. Соотношение параметра D то ае, что было отмечено в (Hart et al.,1981), т.е. D(R)>D(Th)>D(U), но сами значения отличаются в три раза.

Для каждого из элементов, а также для полной теплогенерации были рассчитаны формулы зависимости A(z) от глубина z, исходя из экспоненциального закона. В каждой из нижеприведенных формул коэффициент перед экспонентой равен средней поверхностной теплогенерации: A(z)=0,73*ехр(-z/26,4) - для U; A(z) = =0,54-oxp(-z/36,5) - для Th; A(z)=0,22*exp(-z/133,2) - для К; A(z) = l,52-exp(-z/17,7) - для полной теплогенерации.- Коровый радиогенный тепловой поток в средней для всей Монголии составляет 24 мВт/м*, а для Южно-Монгольского пояса - 14 мВт/м* .

Таким образом, по нааим расчетам около 40-45* глубинного теплового потока связано с радиотеплогенерацией в земной коре. Остальная часть теплопотока поступает из мантии.

На основании условия стационарности теплового поля, которое в первом приближении можно принять для палеозоид, была рассчитана глубина поверхности^астеносферного слоя. Эта поверхность часто ассоциируется с глубиной изотермы солидуса базальта. Расчет проведен методом послойной экстраполяции температуры на подошву каждого слоя литосферы, имеющего контрастную топл'.нроводность. При этом учитывалось и изменение коэффициентов теплопроводности в зависимости от температуры. Полученная таким образом геотерма сравнивалась с термодинамической кривой солидуса базальта < Г'рин, Рингвуд, 1975). Точка пересечения этих кривых являлась искомой верхней границей области существования

расплава.

Результаты расчета температур и глубины поверхности астеносферы (погрешность этого расчета составляет 20Х> сводятся к следующему:

1) в Магнитогорском синклинории астеносфера по геотермическим данным не прослеживается; такой ке вывод сделан в работе (Сальников,Огаринов,1977) на основании общегеофизических соображений;

2) в недрах эвгеосинклинальной Денисовской зоны Южного Урала и Кокчетавского массива "термическая астеносфера" также че прослеживается; к аналогичному выводу пришли и исследователи электромагнитного поля (Краснобаева и др., 11'/5);

3) в Селетинском и Калмыккульском синклинорипх Фракционное плавление вещества верхней мантии возможно линь на глубине более 400 км при температуре 1750*С;

4) на востоке Успенской тектонической зоны верхняя граница астеносферы залегает на глубине 330 км, где температура около 1600* С;

5) в Западно-Балхашском и в Хаильминском синклиноринх поверхность астеносферы находится на глубине 200 км при температуре 1550*С;

6) в пределах Хаман-Сарысуйского антиклинория и Токра-уской впадины глубина астеносферы составляет 130-170 км, причем первая цифра относится к области развития верхнвпермских гранитоидов вкчатауского комплекса, а вторая - к области развития раннекарбоновых гранитоидов балхашского комплекса, По данным магнитотеллурического зондирования, проведенного в Северном Прибалхашье (Альмуханбетов и др.,1877), глубина залегания высокопроводящего слоя верхней мантии, ассоциируемого с кровлей астеносферы, изменяется от 90 до 180 км, что согласуется с навей оценкой. Значение региональной составляющей гравитационных аномалий в редукции Буге уменьшается от вневних частей пояса к внутренним, что можно объяснить наращиванием относительно легкого гранитно-метаморфического слоя к центру пояса, или приближением к поверхности разуплотненного вещества верхней мантии (астеносферы).

Рассмотрено соотношение теплового потока и мощности земной коры для Центрального Казахстана, определении* независимыми методами. Этот вопрос проливает свет иа проблему структуры теплового потока, т.е. соотношение его коровой и мантийной компонент. В выборку были включены 27 участков, гд*> нами измерялся тепловой поток. Данные о мощности коры были получены не основании ГСЭ и гравиметрии (Андреев и др.,1ЪН4) Кпэч>фмциент корреляции г< ч .Н )=(), 70 при г< 0,05 ) = и, Эв. Г*>грес'И"нныП анализ

позволил вывести соотношение между тепловым потоком (q, мВт/м1 ) и мощностью коры (Н, км):

q = 2,02-Н - 43,76 ИЛИ Н = 0,49-q ♦ 21.66.

Прямая пропорциональность этих двух величин похаэывает, что происхождение наблюдаемого теплового потока связано с генерацией тепла п земной коре в не меньшей степени, чем с выделением тепла из мантии.

Таким образом, мы приходим к тому же выводу, который был сделан на основании анализа структуры теплового потока Монголии - и. в качественном, и в количественном соотношении доли "короврй" и "мантийной" компонент равны, т.е. составляют, примерно, 50* от наблюдаемого теплового потока.

Природу понижения теплового потока в линейных складчатых зонах и его закономерное изменение в мозаичных - мы видим в различии геодинамичрских механизмов эволюции этих поясов. Для того, чтобы подтвердить этот вывод количественными расчетами, было проведено одномерное и двухмерное нестационарное моделирование тепловой эволюции, применительно к строению литосферы складчатых зон Центрально-Азиатского пояса.

Для линейных зон рассматривалась "тепловая модель надвига" . В теплофиэическом отношении модель представляла собой чередование слоев, в каждом из которых заданы значения коэффициентов теплопроводности и радиогенной теплогенерации. Эти параметры выбраны по среднестатистическим данным, характеризующим теплофизическнй разрез корн переходного и континентального типов (Смыслов и др.,1П7П). Начало решения (t-0) приурочено х моменту возникновения слоисто-надвиговой структуры. В процессе надвигания (пододоигяния) участвовала вся палеоокеаничесхая литосфера мощностью 70 км. IIa глубине 65-70 км в начальный момент существовал отрицательный температурный градиент, связанный с бкстрим" надвиганием литосФерной пластины с температурой 1200*С на ео подошве на другую литопластину с температурой 0*С на ее кровле. На подошве нижней пластины п первой нз рассматриваемых моделей поддерживалась постоянная температура 1220*С на глубине 130 км, соответствующая температуре солидуса высокоглиноземистого кварцевого толеита на данной глубине (Грин,Рингвуд,1975 ). с течением времени подошва верхнего блока остывала, а кровля нижнего биокл разогревалась. Через 325 млн лет после образования надхигч данной мощности наступает стационарное температурное состояние ро всей литосфере. Тепловой поток с поверхности Земли с течением времени уменьшается, примерно, в 2 раза. Минимум теплового потока приурочен к времени 225-275млн лет, а с времени 325 млн лет от начала решения для теплового потока, так же как и для температуры, наступает ста-

ционарное состояние.

В следующей модели предполагалось, что срывы и перемещения пластин происходят на различных уровнях, и образуется тектонически расслоенная литосфера. В начальный момент существуют три слоя <на глубинах 10-20, 40-50 и 90-100 км), в которых температура падает с глубиной. Причина этого аналогична описанной в предыдущей модели, tía поверхности каждого срыиа несколько повышается температура за счет выделения фрикционно го тепла. Стационарное состояние устанавливается так же, как и в модели простого надвига через 3UÜ млн лет, г.в. время выхода ií стационарный рожин зависит не от количеств расслоенных пластин, а от их суммарной мощности. Иоворхно iiiuii ic-млиьий поток для данной мощности верхней пластины < «I 1Ь к и ) !

мининум через lo-20 млн лот после образовании мьдвш а синио парный тепловой ноток с поверхности меньше первично! о, пример но, на 10Х.

Таким образом,.для моделей надвигов с граничными услоыш ми 1-го рода характерно образование минимумов теплоьою lloro ка, и затем выход на аенннюту, свидетельствующий о начале стационарного состояния. Зги дня момента являются иглнчшоль-ной особенностью шпловой мидолн надвигов. Время их намунлн-нии зависит от суммарной мощности аллохтонной lu« миш: ч»н больше мощность пластины, тем больший интервал не«лу минимумом и временем выхода на стационарный рехии. Так, если мощность надвигающейся пластины равна 1U км, то этот интервал cociabJH ет 15 млн лег, а для надвига мощностью 50 км - приблизительно, 125 млн лет.

Механическое трение пластин при их движении вызывает разогрев поверхности скольжении. Тепловая энергия, выделяющаяся при этом, зависит от мощности плиты, т.е. нормального давления на поверхности скольжения, скорости надвигания и вязкости, которая, в свою очередь, зависит от температуры. Насчет проведен для мощности пластин 15 и 70 км при соотиетствующих значениях вязкости, а значит и коэффициентов трения. Н данной модели соблюдается условно ностойнстн-« скорости движения пластины эп все расчетное время очевидно, что при импульсном характере движения мы получим иную зависимость. Дли 15-км блока даже за неправдоподобно большое время движении плавление мантийных пород за счет фрикционного твплч может нроичойтн ьчши при ско ростях свыше 4 см/год. Для VII км блока планленн» Homoiiio уже через ЬО млн лет при скорости нндниганин ií см/ion однако, по кп нет доказательств сущееiвования непрерывно!о неняения п«и| v'J» такое продолжительное и|*ня . |Ынр><| иь, исснед оннннм и о 14 f'K'iy гжубокинодного буреиин никазина»''! . что ШИН"!!!!» НОСИ1

прерывистый, импульсный характер, происходят с переменными скоростями и чередуются с состояниями.относительного покоя. В этом случае величина разогрева за счет тектонического трения Судет существенно меньше. Таким образон, разогревание за счет тектонического трения в тепловой эволюции литосферы играет подчиненную роль и не может быть причиной значительных структурных перестроек.

Следующий расчет проведен для модели, в которой на нижней границе автохтонной пластины соблюдается граничное условие 2-го рода, т.е-, постоянство теплового потока. Как и в предыдущих моделях, здесь учитывалось тепло трения на плоскости скольжения и теплота фазового перехода. Глубина, на которой возмоаен солндуг, фиксировалась графически как точка пересечения расчетной геотормы для каждого момента времени и кривой солидуса мантийного вещества. Из-за малой скорости распространения кондуктивного тепла происходит разогревание нижней границы. Однако, для первых 10 млн лет после образования надвига за счет демпфирующего эффекта теплоты Фазового перехода температура на ниянеЛ границе слабо изменяется. Но затем подъем температуры становится очень заметным. Так, через 50 млн лот температура на глубине 120 км повышается на 200*С, через 100 млн лет - на 250*С. Темп приращения температуры со временем уменьшается. Через 1000 млн лет после образования надвига наступает хзаэнстационарное состояние. Заметим, что при граничных условиях 2-го рода идеального стационарного состояния нельзя достичь даже за бесконечно большое время. При этом приращения температуры для каждого последующего шага будут бесконечно малыми. В реальных условиях сделанное замечание не имеет значения, т.к. за 1000 млн лет изменится количество выносимого мантией тепла из-за истощения радиоактивных элементов и переменной скорости других энергопреобраэуюцих процессов. Но даже, анализируя этот экстремальный вариант, можно видеть, что при инвариантном теплопртоке из мантии за 2000 млн лет ноает произойти расплавление лишь в нижних 35-40 км литосферы.

В распределении поверхностного теплового потока во времени наблюдается характерный для надвигов минимум, приуроченный к времени 200-250 млн лет после образования надвига. Выход на асимптоту имеет в этой модели свою специфику, о которой упоминалось выое. Приблизительно можно считать, что он наступает чореэ 1000 млн лет.

Таким образом, во всех рассмотренных моделях наблюдается необратимое уменьнеиие поверхностного теплового потока по сравнению с "донадви:ивой" ситуацией. При мощности надвига 65-70 км. соизмеримой с толщиной океанической литосферы, мини-

мольное значение теплового потока, отличающееся в два раза от первоначального, характерно для времени 200-300 млн лет; т.е. если надвиг произосел в позднем палеозое, то в сегодняшнем тепловом потоке мы будем видеть аномально низкие значения, которые сейчас наблюдаются на Южном Урале, в Мугоджарах, в Южно-Монгольском герцинском складчатом поясе и в других линейных зонах позднего палеозоя. Следовательно, одна из возможных причин, обусловивших аномальное понижение теплового потока в линейных позднепалеозойских зонах - это экранирование глубинного теплового потока надвинутой аллохтонной литопластиной.

Для количественной оценки теплового состояния литосферы в процессе ее наращивания, что характерно дли механизма перестройки литосферы мозаичных поясов, в качестве начального условия принято распределение температуры, соответ•■твующее зонам деструкции - аналогам рифтогенных структур. Задача решалась с граничным условием 2-го рода на нижней границе, которой в данной модели физически более обоснованно, чем условие постоянства температуры. В расчетной модели рассматривались изменения тенпературы во времени для верхних 400 км Земли.

Моделирование показало, что происходит уменьшение геотермического градиента в верхней части литосферы и кристаллизация вещества, а также постепенное повышение температуры на глубине, 360 км (причины повышения температуры обсуждались выше). При этом на промежуточных глубинах продолжает существовать зона с адиабатическим градиентом температуры. Эти зоны адекватны, по-видимому, астенолинзам или астекопластином в терминологии А.В.Пейве (Тектоническая расслоенность..,1860), расположенным внутри более вязкой литосферы.

Через 1000 млн лет в распределении температуры наступает квазистационарное состояние, при которой глубина фракционного плавления составляет 250-260 км. Такая же глубина наблюдается для времени 1=500 млн лет.

Таким образом, модель остывания и кристаллизации астеносферы удовлетворяет наблюдаемому распределению геотермического поля в мозаичных зонах. Мы не игнорируем, конечно, и тепловое воздействие надвигов, но оно является, скорее исключением, чем правилом.

Двухмерная тепловая модель рассчитывалась с помощью численного метода по программе "ТКИНайАР". Для расчета был взят геотраверз, идущий, примерно, по меридиану ЮН* в.д. в пределах Восточной Монголии. Вдоль этого геотраверэп нами наиболее полно охарактеризован тепловой поток, что позволило сравнить модельный расчет и эмпирические данные

Проведенные в последним годи детпкмше петрологические

исследования позволили установить паяеогеодинамкческие обстановки в Монголии на протяжении 400 или лет (Кузьмин,Филиппова, 1079; Коваленко и др. 19ИЗ). Нзчальнче и гргчичные условия модели определялис! г°одинамической обстановкой, существовавшей в начало депона, т.е. 40и млн лет назад. В это время четко обособились две глобальные структуры л тосферы: Сеперо-Евразийский палеоконтинент и океан Палеотстис. Граница между ?тнми структурами идентифицировалась по краевому вулканическому поясу, выделенному А.Д.Моссаковским (1975). Подошва литосферы ограничивалась'изотермой солидуса базальта, который при данных глубинах изменяется от 1250 до 1300*С. На повархности Земли поддерживалась температ>.а 0*С. Ниже подомны титосферы задавалась конвертирующая астеносфера, в которой существует адиабатический температурный градиент 0,45 мК/м. Этот градиент сохранялся без изменений до подошвы слоя "С" на глубине 400 км, что обусловливает температуру ЮО'С на этой глубине. Эта темпера ура задавалась как нижнее граничное условие. Его можно аппроксимировать, в первом приближении, как удаление границы от области моделирования на "бесконечность", что обеспечивает корректное решение внутри литосферы. На боковых границах массива соблюдалось условия ¿Т/с1х-0, т.»!. отсутствие горизонтального о-, ока тепла. В теплофизическом отношении литосфера континента разделялась на три слоя: гранитно-метаморфический с теплопроводностью к=2,5 Пт/м'К, базальтовый (к-2.9 Вт/м-К) И верхнюю мантию (к=Я,Э Вт/м-ю, а литосфера океана н.э два слоя: базальтовый и верхнгю мантию с теми *е значениями теплопроводности. Выклинивание гранитно-метаморфического слоя наблюдалось в районе краевого вулканического пояса. Таким иб-раэом, г-| структур- данн..,г обстановка напоминала континентальную окраину типа Сихотэ-Алинь - Японское море. Внутри континентальной литосферы задавались течлопые источники интенсип-ностью 24 гПт/м*, приуроченные к Iранигно-метаморфическому слою, обладающему наибольшей концентрацией долгоживущих изотопов I., ТЬ и К. В остальны; слоях контин энта.'-.ной и океанической- литосферы н этот момент времени трплогеиерация не задавалась. Таким образом удовлетворялось эмпирически установленное примерное равенство поверхностных тепловых потоков на континентах и на океанах в кваяистяционарнои обстяновке и одновременно удовлетворялся факт больией доли мантийного теплопото-ка на океанах по сравнению с. континентами .

Закрытие Па*""гетиса, начавяееся, по-видим*...у, ни . пежв девона и карбона, осуществлялось путем пододвигани'я океанической коры по наклонным и субгориэонтэльным тектоническим по-перхностям под северо-Евразийский континент, что обусловило

формирование в ого южной части активной континентальной окраи -ни с соответствующим этой обстановке комплексом магматически« проявлений и тектонических структур. В конце перми-начале триаса произошло, по-видимому, полное закрытие Палеотетисо и режим активной континентальной окраины сменился режимом континентальной коллизии.

b результате структурных перестроек эволюция теплового поля протекала неравномерно и характеризовалась периодами относительно! j термического покоя и вспышками термической активности. Поэтому мы pai :матриваем стадийность эволюции теплового поля, контролируемую петрогонетическими репсраги.

Иачиния с конца раннего и в верхнем карби|.е южная окраина Cuiioijj-Лзиатского кон тента имела ярко выраженный активный характер и а ие проделах на территории Южной Монголии Формиро-полся краевой вулканический попе, обра_>оранний ноцними (до 4000 к) сериями покровов андезито-базальтов, андезитов, рнода-цитов н риолитов иэвесткоьо-щедочного ряда. Натрохимиччскив исследовании, выполненные и западной части Южной Монголии показа: i зякономерноо возрастание содержании калия в порода* ot (г хной к cgbodhoiI чэстнн пояса (Ярмолюк, Коваленко, 196ü ). 'ЛИ вариации сняяыьаютсн с палеозений субдукции, ногружагиейсн под активную континентальную окраину под углом о 4Ь*. Скорость ■убдукцнн оценивается в I см/iод (Коваленко и др.,1063)

И термическую модель, спотиитстнукщую этому времени, ладывплись данные о наклоне зоны субдукнни и о мицно'-тн субду-цнруомой плиты. В модели рассматривалось н. lenuiiiiue продвижение фронта плиты. Вдоль зоны Ьеньофа 'njiai.iiaet температура, нчрветающпя сверху вшп за счет фрикционного разогрева. Н теп-лоФизическом разрезе ма этом ваге бича учтено перестройка, связанней с внедрением слоя с теплопроводностью 2,0 Вт/м*К ьнутрь слоя с теплопроводностью 3,3 Вт/м'К. Уже "зачаточная субдукция" создает зону пониженного геотермического градиента и i"илового потока над фронтом опускающейся плиты. Как показывает наши расчеты, амплитуда понижения теплопотока составляет 1!) н1П/м", а температура на глубине 10-20 кн уменьшается на 1У11-Н0*С ртноситнлыю до^убдукциоиной ситуации. При "развитой суйдукции" и литосфере появляется область о*рицмтельного, т.е. нащ'анленного вниз теплового потока, который уменье*, г i «убин-tiuít i ннлопоток, идущий к поы ркности. Чтот процесс для Земли нес i пционар. ый , и reopei ическн , холодная mina принимает '«peí ощ еднленное время температуру окружающих пород, поели чего нес i унлет'кнаэи'тйционщ'нои со., юинин однако нри очень ни жой T«MH*p<, iЛ'роНроИоДНооТИ *ИЮСф»|'Ы это СОСТОЯНИИ до.цц м* П И ч>>-

р»'< !l| "Mf » VI КИ Пр»м»НИ, t'ntMHfl'HHMw ИЛИ м ИриЬОСК..^|||ЦИ«

продолжительность тектоническ"х циклов.

В геотермическом поле в ранней перми происходила релаксация отрицательного темпег ¡турного градиента, сф< рмировавиегося в конце среднего кьрбона. В зоне экстремального отрицательного геотермического градиента 31 мК/м через 50 млн лет ужа существовал положительный градиент 0,45 мК/л. Такая относительно быстрая релаксация связана с появлением дополнительного теплового источника, обусловленного пойъемом к поверхност ■ аномальной мантии, который вызвал растягивающие напряжения в коре и излияния вулканических образований бимодальной ассоциации. Тепловря мощность дополнительного источника оценивалась на примере Провинции Бассейнов и Хребтов запада ЗПА. Она адекватна величине мантийного теплового потока д(мант.), т.е. в кору в это время поступал тепловой поток, равный 2'ч(накт.). однако действие этого дополнительного источника выразилось лишь о спя', ии отрицательного геотермического градиента в центральной част., гвотраверза. Следовательно, образование глубинных надвигов является более мощным тепловым искажающим фактором, чем локальный припнос разогретого вещества.

После структурной перестройки литосферы стала заметно меняться ее мощность. Если в девоне в южной Монголии литосфера имела мощность 70-80 км, что характерно для существовавшего там океана Палеотетис, то в порми литосфера заметно "охладилась" и изотерма сояндуса база:- та опустилась на глубину 180-200 км. Такая мощность характерна для континентально . литосферы. Севернее зоны столкновения плит также отмечается некоторое охлаждение литосферы, но приращение ее мощности составляет всего 10 кн.

061 ьное выплавление кислых дифференциатов в пределах Яэ !Тэйской области вызвало подъем геонзотерм в основании этой области, обладающей, судя по геологическим данным, повышенной мощностью кгчтинентальной коры. Термодинамические условии, достаточные для выплавления гранитов существовали уяе на глубине (.0-70 км. В Юяном яегаблиле на той яе глубг ш -емчерптурн ив превыиаяи 700*С. Этин объясняется полное отсутствие магматизма н развитие низкотемпературных Фаций метаморфиэна п Южно-Монгольском поясе.

Как показало геотермическое моделирование, щелочной- вулканизм в зонах растяяения Восточно-Монгольской рнфтовой зоны не молят быть обеспечен термическим состоянием литосферы, сохранимся тепло позлненолеоэойеко-рзниемеэозойского теплового диагтира. Поэтому необходимо было включение дополнитетьного нгточника тепла, наводящегося в земной коре. Если этот источник поместить п верхней мантии, то кондуктивный импульс от не-

го не достигнет верхней части земной коры за ВСе позднемезо зойсьоо время, и, естественно, не обеспечит шплавленна магии. Единственным механизмом быстрой доставки энергии в земную кору является конвективный теплоперехос при внедрении силикатного вещества мантии и земнуь кору. Изучение изотопного отношения голия в Керуленг.кой з не показало, что осуществлялся привнос мантийного легкого гелия в земную кору. Однако, этот привнос происходит не в виде автономного потока газа, а вместе с силикатным вег.ес -пом (Поляк, 1880). Доставляемое в кору силикатное вещество обеспечивало термическую активизацию в форма "рассеянного рифтогенеза". Количественным выражением этой активизации явилось повышение теплового потока с поверхности, усиленное эрозией сво ового поднятия.

В южном иегаблоке в это время отсутствовал вулканизм,» те пловой ритм определялся продолжавшейся р лаксацией нестациона рпого температурного градиента, который не превышал 11-15 мК/м

Проявлявшаяся и Северной мегаблоке позднемезозойская риф-товая активизация обусловила тины термического релина Восточной Монголии. Литосфера Северного мегаблока продолжала разогреваться, а Южного - охлаждаться. Эта тенденция сохранилась к в кайнозое.

Нагна)ическая деятельность в кайнозое проявилась в форме 1 влияния лав основного состава вдоль меридиональной полосы от Хуосугула до Гобийского Алтая. Это простирание нарушается в районе Солнанского разлома и в Долиноозерской зоне, где ноля базальтоидов образуют широтные полосы. Их пространственное и генетическое сходство с трансформными разломами отнечалось неоднократно (Основные..,1884; Зоиеншайн и др.,1878; Хуторской и др.,1986). Эта группа вулканических проявлений связана а разбившимся в кайнозое Ьайкальско-Хубсугульским рифтом, вскрывшим мантию в пределах Монголии от Тункинской впадины до Болнайско-го разлома, что подтверждается анализом изотопии гелия. Вторая i руина вулканических проявлений кайнозоя - базальтовое, плато Дпрнгпнга - приурочено к системе рифтовых грабенов Наньсм и Ляоха, являясь ее самым северным участком.

Восточная Монголия в полосе рассматриваемого геотраверза в кайнозое на была затронута интенсивный токтоганезом, что подтверждается почти полным отсутстиием - вулканизма в этой Ч.С1Н страны. В геотермическом поле отражались остаточные термические нг'че' . ц, связанные с инерционнее! | ю кондуктнвной теплопроводности. Сравнивай термическое аячтнпш современной и ракнене^ ^ойской «итисфщы Ьосючной Понг.чщ, можно сделать впнод о . уменьшении термического hoiенци.иа но времени, п для рис(опщ'1 о помета н нросгрят м«: с инндн на носюк и с

севера на юг Монголки. X пробным выволан прноли авторы работы (Зорин и др.,1882), считающие, что в настоящее время часть Западной Монголии, лежащая на продолжении Байкальской рифтовой зоны, находится в стадии разогревания, а Восточная - в стадии охлаждения.

Сравнение модельных и эмпирических данных показывает почти полное их согласие в южном мегаблохе и занетные расхождения - в Северной. Однако отсутствие систематического разброса данных свидетельствует о принципиально верном выборе граничных и начальных условий моделирования. По-видимому, существующее расхождение объясняется неучтенной скрытой разгрузкой глубинного тепломассопотока на заключительной стадии тектонического развития, не проявивиейся в поверхностном вулканизме, а значит не заданного в геотермической модели на. последних расчетных шагах.

Выполненное нестационарное моделирование позволяет связать тепловой режим и условия образования фаций регионального метаморфизма. К сожалению, конкретных данных по Метаморфической зональности Монголии крайне мало. В Центрально-Аэи-атском поясе могут быть выделены две параллельные зон« (пояса), имеюиие субгаиротное простирание, совпадающее с простиранием тектонических структур (Метаморфические..,1877). Южный метаморфический пояс включает низкотемпературные эеленосланце-вую и глаукофан-лансонитовуо фации. Он охватывает районы южных склонов хребтов Монгольского и Гобийского Алтая и пустыню Гоби. Северный метаморфический пояс характеризуется в основном среднетемперэтурнымм ассоциациями эпндот-амфиболитовой фации, D обоих поясах могонорФиэму подвержены породы от ордовика до карбона. Глоухофлн-лавсонитовая фация формируется в условиях низких температур 000-250*С) и относительно высоких гидростатических давлений (0-12 кбар) (Turner,1968). Такие услопня создаются в областях мощного осадконахопления или при стрессовых напряжениях, выражающихся в образовании покровно-надвиго-вых структур (Добрецоп и др.,1970). Типичными районами распространения Фации глаукофановых сланцев являются зоны субдук-нии OKeat!M4ecKHX плит (Coleoan, 1971; Добрецов, 1974). Они отмечаются не только в современных (Япония, Сахалин, Камчатка, Калифорния), но и в пллеоэонах Беньофа (Неннинскиа Альпы, пояс Сянбагляа в Японии, Тянь-Еань, Урал, Восточный Казахстан и т д ). Это области, в которых низкотемпературный режим возникал из-за вовлечения относительно холодных блоков литосферы на глубину. В то де яремя этот процесс сопровождался огромными стрессовыми напряжениями, соответствующими литостатнческой нагручце 41) 4't километрового слоя литосферы.

Таким обрячом, зоны оубдукции (обдукции) по своим термо-

динамическим условиям являются концентраторами Проявлений метаморфизма глаукофан (глаукофан-лавсонитовой) фации. Южно-Монгольский пояс герцинид, в которой развита данная фация, сформирован в результате субдукции океанической ллнты. Это еще одно доказательство структурной перестройки литосферы в позднем палеозое.

Нижний температурный предел зоны образования глаукофано-вых сланцео для времени 320-270 млн лет назад в Южно-Монгольском поясе достигается на глубинах В,5-в кн. В настоящий момент эти породы обнажаются на поверхности (Метаморфи-"•эские. . , 1077) . Следовательно, молно предположить, что верхние 8 км коры были эродированы за время последующе!* геологической истории. Исходя из этого, можно рассчитать ьажн)<> для тектонических и геотермических реконструкций характеристику - око рость эрозии. В первом приближении будем считать, что эрозии происходила с постоянно*! скоростью на протяжении исеи после-пермской истории. В этом случае она составит 0,03 мн/год.

Северная метаморфическая зона Центрально-Азиатского поись в позднем палеозое характеризовалась термодинамическим режимом эпндот-амфиболитовой фации. В северной части гиотраверэа на глубинах 25-30 км существовали температуры 450-500*С. Аналогичный предыдущему ход рассуждений приводит к выводу, чго о данном случае за 200 млн лет после образования сводово)о поднятия было эродировано 25 км коры, т.е. скорость зроэии составляла 0,12 им/год.

Полученные значения скоростей эрозии как в первом. гак и во втором случаях относятся к сравнительно низким дли складчатых поясов. Так, в Альпах она составляет 1 мм/год, в Скандинавии и в Шотландии - 0,В мм/год, т.е. в 5-30 раз вцао, чем в Монголии. Отсюда вытекают два важных геотермических следствия; во-первых, искажение глубинного теплового потока процессами эрозии значительно ниже погрешности измерений, и этот фактор можно не учитывать при оценке глубинного теплопотока, во-вторых, основная часть верхнего слоя литосферы, содержащего радиоактивные элементы, остается » разрезе, что обусловливает инвариантность поверхностной тьнлогенерацни на протяжении всей нослнпалеозойской истории. С этим же, по--видимому, связана по вышеннан величина глубинного параметра 0 для Нот тин по срав нению с докембрийскими платформами: Канадской, Африканской, Австралийской, Восточно Кьронейской и фаньрозпискннм склядча Iыми поясами: Новой Англии, Великобритании, »ндннании, где си'иинь лродированност и много нише

Полученные данное Но )|<>1'И1"И||.шг срезу определяю| нижние I' практическом отношении и« | л ч/по иннческие выводы. 1«к, ло

вия для сохранения месторождений высоких уровней формирования (типа неднопорфировых, эпитермальных и др.) наиболее благоприятны в Южной Монголии и в отдаленном обрамлении Хэнтэйского сводового поднятия, затронутых незначительным эрозионным разрушением. В пределах Северной Монголии наиболее вероятно распространение месторождений больвих и умеренных глубин образования .

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате экспедиционных работ, проводившихся автором в складчатых зонах Центрально-Азиатского пояса с 1975 по 1990 гп получено около 150 новых измерений теплового потока путем измерения температуры в выстоявшихся буровых скважинах или геотермических градиентов в дне глубоких озер - Байкала и Хубсу-гула, а также теплопроводности слагающих разрез пород или донных отложений. Для расширения географии геотермических исследований применялись также методы косвенной оценки теплового потока и глубинных температур: по изотопному отношению гелия и по гидрохимическим индикаторам.

Создан мобильный аппаратурный комплекс для регистрации температур и геотермических градиентов в буровых скважинах и в дне акваторий, а также коэффициентов теплопроводности кернов из скважин и донных осадков на базе цифровой измерительной схемы. Аппаратура позволяет определять тепловые потоки с относительной погрешностью 5-10Х.

Анализ более тысячи измерений коэффициентов теплопроводности различных типов магматических, метаморфических и осадочных пород показал, что в структуре рудных месторождений су-иествует контраст теплофнзических свойств литологических комплексов, что в сочетании со структурно-геологическими неодно-родностями создает аномалии теплового потока над рудными телами. Количественные оценки этих аномалий показывают, что при современном уровне измерительной аппаратуры возможно обнаружение слепых рудных тел с помощью модификации терморазведки "по тепловому потоку".

Выполнено более 100 определений радиогенной компоненты теплового потока на основании анализа концентрации лолгоживу-щих раднолктилных изотопов. Доля радиогенного тепла в общем тепловом потоке складчатых зон изученного региона составляет 45-50% и не зависит от возраста коры. "Млнтийная компонента" теплового потока в мозаичных зонах уменьшается от более молодых к более древним структурам, что обусловливает эариснмость теплового потша от тектонического возраста.

Тепловой поток складчатых зон палеозойского Центрально-Азиатского пояса крайне неоднороден. Его значения изменяются

от 20 до 120 мВт/м*. Установлены три типа регионального распределения теплового потока: распределение линейных зон, распределение мозаичных зон и распределение зон деструкции и континентальных рифтов.

Тепловой поток линейных складчатых зон: Южного Урала, Му-годкар, Саланра, Южного Тянь-Шаня, Южно-Монгольских герцинид характеризуется аномально низкими величинами (20-3S нВт/м*), что в два раза ниже среднепланетарных значений дли структур того же возраста, эти аномалии генетически связаны с процессами структурной перестройки литосферы линейных зон, выразивши - ися в образовании мощных иарьлжно-надвшових структур, чкра пирующих глубинный тепловой поток. Низкая теиьературо - и теплопроводность литосферы обусловили сосюяини i- стационарности кондуктивного теплового потока, продолжлищеесь с позднего па -леозоя до настоящего времени.

Тепловой поток мозаичных складчатых зон: Ценiралию -Ка захстанскоп и Алтае-Саинской складчатых областей, Северо-Ион гольского мегаьлока закономерно изменяется в зависимое!!! си' тектонического возраста (времени последней стадии текюно магматической активизации илн времени формирования конгиненIальмой земной кори). t-Ua корреляции объясняется cyciet. I вонлшкн процесса внедрении разогретых астенолитоь во время i ipymyp но-вещественной трансформации кори мозаичных зон и их остыванием в течение длительного времени. Та же модель, но дли oi ноенгельно короткого временного интервала предлагав!си дли объяснения аномашй теплового потока в деструктинных зонах и современных континентальных рифтах.

Рассчитаны скорости эрозии в Северном и Южном ме!аблоках Монголии, которые оказались значительно ниже скоростей чрозии в других изученных в этом отношении складчатых поясах.

Локальные аномалии, наблюдаемые на рудных месторождениях, связаны с пертурбацией теплового потока в контрастных пчиюфи-зичмеких толщах. При двухкратном контрасте теплопроводности и субьертикалыюм расположении рудного тела аномалии могут составлять (10 Hilt от величины фонового теплового потока, что |еоретически обосиовинпеч применение терморпзведки "слепых" рудных тел. Практическое жн использование гермкразведки в комплексе о др>! ими ! еофи лическини методами гднржииаец-я отсутствием серийной аппаратуры, мш сцпческо! о рукородс ihq и сн"Ш1'»Л!110 подготовленных »«др"*

основные положении .лис- epi ищи онублиюьпни t- следуицих рабшах:

И о и о [ р а ф и и:

1. Тепловой поток в областях структурно-геологических не-однородностей. Н.: Наука, 1982. 79 с.

2. Методические и экспериментальные основы геотермии. И.: Наука, 1983. 229 с. (соавторы Я.Б.Смирнов и др.).

3. Тепловой режим недр МНР. ' М.: Наука, 1991. 126 с. (соавторы В.А.Голубев, С.В.Коэловцева, М.М.Нитннк, В.В.Ярмо-люк).

Картографи ч'е ские материалы:

4. Карта теплового потока и глубинных температур СССР и сопредельных территорий, м-6 1:10 млн. М.-Л..ГУГК, 1980 /гл. редактор Я.Б.Смирнов/.

5. Геотермическая карта Северной Евразии, м-б 1:5 млн. М.', Л.! ГУГК, 1986 /гл.редактор Я.Б.Смирнов/.

Статьи:

6. Термическая разводка месторождений в условиях структурно-геологических неоднородностей. - В кн.: Тепловое поле Земли, т.11. Методы геотермии. Махачкала, 1979. С.12-21.

7. Особенности теплового поля в восточной части Прикаспийской впадины. - Геотектоника, 1979, N 3. С.97-101.

8. Тепловое поле месторождения Купатал (Южный Урал). - В кн.: Проблемы горной теплофизики. Л.: ЛГИ, 1801. С.86-89 (соавтор С.В.Тимарева),

9. Терморазпедка по тепловому потоку при поисках слепых рудных тел. - Там же, С. 130-139 (соавтор П. Е. Сальников).

10. Норые данные о тепловом потоке в МНР. - Докл.АН СССР, Т.262, N 2, 19П2. С.434-437.

11. Тепловое поле месторождения Акчатау (Центральный Казахстан). - Изв.АН СССР, сер.геол.,Н В, 1982. С.143-149 (соавторы Е.М.Нлрголин, А.В.Муравьев, А.М.Сильнихов).

12. Использование теплового потока для поисков слепых РУДНЫХ тел. - Изв. All СССР, сер.геол.,Н 2, 1962. С. 91-07 (солп-тор В.Е.Сальников).

13. Тепловой эффект и скорость окнсления сульфидов на месторождении Катех. - Докл. ЛИ СССР, т. 285, II 4, 1002. С. 0<50-082 (соавторы В.П.Зверев, В.Л Дольников).

14. О кинетике и тепловом эффекте окисления сульфидоп. Гоохиния. N 11, 1003. С.1007-1615 (соавторы П.П.Згореп,

B.Л.Дольников, В.И .Ляль/го И ДР.).

• Г.. Теплопроводность горных пород МНР. - Докл. ЛИ СССР, т.279, N 5, 1Р04. С 1194-1 190 (соавторы Ю.А.Попов, В.М.Коростелей, В.Г.Семенов).

16. Первые оценки величины ЗНе/4Не в подземных флюидах Монголии. - Те-чюы совещания по изотопной геохимии.М.: ГЕ0ХН, 15 .

C. 31-32 (соавторы Э.М.Прасолов, Б.Г.Поляк, С.а.Козловцепя).

17. Тепловой поток, модель строения и эволюции дитосфери Южного Урала и Центрального "Казахстана. - Геотектоника, N 3, 1805. С.50-61.

16. Геотермическое поле Казахстана и некоторые вопросы тепловой эволюции литосферы геосинклинальных поясов. - В кн.: Геотермические исследования в Средней Азии и Казахстане. М.:Наука, 1985. С.221-235.

19. Гео- и гидротермические особенности озера Хубсугул (HHP). - Изв.АН СССР. сер.геол., N 10, 1986 С 122-1?9 (coaв тор В.А.Голубев). 4

20. Глубинный тепловой поп к ь ПНР - peí ио :.1льиан характеристика и эволюция, - Докл. Ali СССР, i .¿lit, Н 1ШШ С.939-944 (соавторы В .А.Г^лугзь, С . В . КоаловцеЬч , с В 1 ииарсьа i.

21. Тепловой поток, ьаэалыоьыи ьу лканизм u cipueime ин-тосферы Тирренского моря. - Геотектоника, II 5, lbt¡6. С.116 123 (соавторы А Н.Городницкий, А.Й. Голышток, b I) Слчгхмшг.ои,

A.В.Кондюрии).

22. Геотермическая niiuiiaaiiii llpiixyooyi ульи а оin. itпи Байкальской рифтивоЯ Зоны. - В кн.: Геотермические нееледоианий на дне акваторий. М :Наука, 1ÜÖH С.25-35 (еоавюр В А !олусьь)

23. Heat flow, alructure uml evolution of t lie Hlhuspliere of HoneoHa. - Tectonopliyelcs, v 1B4, 1989. P.315-322.

24. Термическая и магматическая эволюция лигисфе^ы Нищ и лии. - Изв.АН СССР, сер.геол., N 10, 198Ü. С hfi 6Н (.оашор

B.В.Ярмолюк).

25. Тепловой поток складчатых областей Казахстана пак ох ракение их тектонического разьнтия. - В кн.: 4-уидаменiúиышя и прикладная гидрогеотермия. Алма-Ата: Наука, 19011. С 7U lufl (соавторы А.В.Муравьев, С.В.Тинарева).

26. Тепловой поток, строение и эволюции лшосфирк tlomи лии. - В кн.: Эволюция геологических процессов и иеталлщения Монголии, М . : Наука, 190(1, C.222-23Ö (соавтор В И. Нркилюк i.

27. Опыт применений гидрохимических индикачорои дня иц«н ки i оо1е11Мическик условий недр Монголии, Литолошп и nojeaii ископаемые, N 4, 10911. С 110 12н (соавтор С.В Коэловцеьа)

28. Тепловой иоюк Му|од>лр продолжение Юишурал!спой reo(ернической аномалии. И кн : Геотермии сейсмичных и нсейсничных зон. М :Ндук« IHítV (и печпщ) (<->м е iи || х A»íil3

i иxi,дим, В И . Падучих)