авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 10 |

«Сибирское отделение Российской академии наук Институт земной коры Иркутский государственный университет Siberian Branch of the Russian Academy of ...»

-- [ Страница 3 ] --

Судя по наклонам в нижних частях смещаемых блоков, на глубине проявляется морфология листрических составляющих с выполаживанием залегания смещающей поверхности. Образование пологих корневых зон дислокации сопутствует появлению проницаемых зон водных коллекторов, участвующих в формировании приразломных геотермальных полей (ГП). Крупными сейсмоактивными разломами с высоким тепловым потоком контролируется распределение большинства известных термальных источников БРЗ.

Местное понятие «термальный или минеральный источник» включает, как правило, наличие нескольких локальных термальных входов, распределенных по площади. Их количество достигает десятка и более (Уш-Белдир, Тарысские, Шумакские источники). Они объединяются в группы, соответствующие поверхностным проекциям геотермальных полей. Последние распределяются вдоль контролирующих разломов дискретно с некоторым регулярным «шагом» 15–30 км, например на северо-западном борту Баргузинской впадины. Приразломные геотермальные поля приурочены к пересечениям основного вмещающего разлома с поперечными разломами, чаще всего сбросами. Большинство ГП связано с трассами главных сместителей и разделяется по параметру удаления от них на три статистические группы: не далее 0.2–0.5 (для большинства) и 0.6–1.5 км. Реже они располагаются на расстоянии до 6 км. Пространственная связь геотермальных проявлений со структурными пересечениями отражает локализацию горячих подземных вод в объемных коллекторах, создающих приразломные геотермальные резервуары, как предполагают П.С. Бадминов и А.И. Оргильянов. Располагаясь по глубине в зависимости от водопроницаемости вмещающих пород, они имеют поверхностные проекции в виде ГП на пересечениях основных и второстепенных разломов.

Приразломные геотермальные поля, находясь в контурах региональных аномалий уходящего ИК излучения сейсмоактивных разломов, участвуют в формировании поверхностного теплового потока ПТП разломов. Параметры и свойства геотермального потока, локализованного на площадях и достигающего, например, Вт/м2 при средневзвешенном значении поверхностной температуры воды 20–23 оС в геотермальном поле Кучегер, могут исследоваться по имеющейся геологической и геохимической информации. Цель данной работы – рассчитать тепловое состояние приразломной геотермальной системы, определяющей геотермальное состояние вмещающего горного объема путем оценки теплового баланса термальной воды, поднимающейся по разлому, и окружающих пород с выделением доли конвективного теплопереноса в интенсивности наблюдаемых приразломных ИК аномалий. Для проведения энтальпийных и минеральнофазовых расчетов привлекается способ термодинамического моделирования с использованием ПК СЕЛЕКТОР. Подвижность рудных элементов в приразломном тепломассообмене исследована геохимическими методами.

Методика. В расчеты включены геотермобарические параметры, принимаемые на основе исследований С.В. Лысак (1988) и В.А. Голубева (2007). При термодинамическом моделировании в ПК СЕЛЕКТОР используется методический подход проточных систем с перемещением гидротермального раствора от глубины 4 км к поверхности через резервуары, последовательно расположенные по вертикали. Объем раствора в резервуарах соответствует их трещинной пустотности (Голубев, 2007;

Лунина и др., 2009). Рассматривается приразломная геотермальная система, аналогом Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ которой является предполагаемый разрез Аллинского геотермального поля.

Физические условия геотермальной модели, составы фильтрующегося раствора и вмещающих аллохтонных гранитов Ангаро-Витимского батолита представлены в таблицах 2, 3.

Таблица 2. Стартовый состав минерализованного раствора SiO2 HCO3- Cl- SO42- F- K+ Na+ Ca 2+ Mg 2+ Общ. мин 80.26 90.02 11.26 123.1 9.72 2.6 92.19 8.6 2.04 419. Примечание: среднее содержание мышьяка 0.0293 мкг / л ± 0.0181, ртути 0.00063 ± 0.00023 мкг / л.

_ Таблица 3. Средний состав аллохтонных гранитов Ангаро-Витимского батолита по данным Д.А. Носкова (2011), вес. % (n – количество учтенных образцов) SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 nnn n 72 0.22 14.8 1.91 0.04 0.31 1.45 3.89 4.56 0.06 0.48 99.72 Примечание: среднее содержание в породах для мышьяка соответствует 2.45 ± 0.56 мкг/г, для ртути 0.003 ± 0.0015 мкг/г.

_ Исходная матрица рассчитываемой геотермальной системы содержит независимых компонентов, 129 частиц в растворе и 46 минеральных фаз. В тепловых расчетах используется подход оценки теплового баланса и конвективного теплообмена породы с геотермальным раствором.

Для изучения геохимической активности разломов проведено геохимическое опробование с традиционной методикой по системе поперечных профилей, в том числе вдоль глубоковрезанных ущелий и долин с отбором стандартных образцов.

Проанализированы сорбционно активные тонкие фракции – 0.1 мм, поверхностные, грунтовые и минеральные воды. Химический состав геологических образцов и проб воды определялся методами: атомно-абсорбционным, спектральным эмиссионным, ICP-MS и РФА по аттестованным методикам в лабораториях Института геохимии СО РАН.

Результаты. При анализе ситуации теплового равновесия – баланса системы – количество тепла, привнесенное гидротермальным раствором QW, расходуется на прогрев окружающей породы QR.

QR = QW, (1) что соответствует mR · CpR · (ТGS – ТR) = mW · CpW · (ТW –ТGS), (2) где ТGS – температура геотермальной системы, ТR – температура окружающей породы, ТW – температура раствора, оС. Для каждого резервуара рассчитывается температура геотермальной системы: раствор + порода в соотношении, соответствующем ее трещинной пустотности:

ТGS = (mR · CpR · ТR + mW · CpW · ТW) / (mR · CpR + mW · CpW). (3) При тепловом равновесии ТGS в последнем поверхностном резервуаре равна 9.43 оС.

Однако для установления теплового баланса необходимо чтобы через каждый нижний резервуар проходила масса раствора, соответствующая всему выше расположенному объему заполняемой трещинной пустотности. В таком варианте рассчитанная TGS достигает 11.28 оС.

При самоизливе на восходящем приразломном термальном потоке в растворе происходит частичный теплообмен с температурой раствора около 40–50 оС на выходе.

Решение обратной задачи определения теплообменивающейся доли раствора возможно 60 Иркутск, 20–23 августа _ путем расчета доли его энтальпийного расхода. Алгоритм расчета состоит в определении энтальпии раствора в соседних резервуарах по ПК СЕЛЕКТОР с вычислением разности энтальпий H и условного коэффициента теплообмена H.

Определяется доля тепла, расходуемая на теплообмен с окружающей породой, равная количеству тепла, израсходованному раствором для прогрева окружающей породы:

H = (Hn – Hn+1) · mR, (4) H · H = Qn. Далее рассчитывается температура породы в резервуаре, равная:

ТR = ТR,0 + Qn / mR / CpR, (5) и температура воды (раствора) Т W =ТW, 0 – Qn / mW / CpW, (6) где ТR,0 и ТW0 – начальные температуры породы и раствора. Рассчитанные ТW при H, равной 0.1 и 0.25, в последнем поверхностном резервуаре достигают 70.18 и 37.63 оС соответственно. Для наблюдаемой температуры Аллинских термальных источников, равной 48 оС, по интерполяции устанавливается H = 0.18.

Геохимические потоки. На большинстве опробованных профилей концентрации Hg, As, Ag, Cd, реже Mo и Cu в поверхностных отложениях на разломах вблизи сместителей выше, чем на периферии в почвенных горизонтах А 1, А2 и торфяных слоях термального поля. Увеличение содержаний Tl и As в покровном комплексе также фиксируется в слое ожелезнения горизонта В почвенного профиля. Кроме того, спорадические, «точечные» увеличения содержания Tl до 1.1–2.2 мкг/г обнаруживаются в почвах на Тункинском разломе. Почвы (гор. А), слой ожелезнения (гор. В), гидрогенные железомарганцевые окисные корки на карбонатных обломках в верхней части слоя С, концентрирующие группу элементов-токсикантов, характеризуются прямыми корреляционными связями с осадителями-сорбентами: Сорг, суммой оксидов железа и марганца. Установленные корреляции с составами грунтов и почв отражают ту особенность, что в горизонтах поверхностных образований концентрации рудных элементов локально повышаются, накапливаются на двух видах комбинированных геохимических барьеров: 1 – верхнем испарительно-сорбционном гумусо-почвенном;

2 – нижнем сорбционном, окислительно-восстановительном в слоях ожелезнения (накопление на тонкодисперсном гидроксиде железа и Mn, на Fe глинисто-органическом комплексе). Особое значение геохимического барьера имеют горячие торфяные залежи на приразломных термальных полях.

Статистически выделены собственные геохимические ассоциации по выборкам проб, характеризующим разломы, с применением факторного анализа. Геохимические ассоциации являются основным показателем и критерием геохимической специализации разломов. Разделение совокупности данных по уровню дисперсии дает на каждом объекте две независимые группы элементов, среди которых первая, наиболее значимая, включаемая в фактор F1, интерпретируется как ассоциация рудных элементов субстрата, автохтонов, а вторая, выраженная фактором F2, связывается с ассоциацией привнесенных элементов – аллохтонов. Выделенные характеристические геохимические ассоциации наиболее подвижных рудных элементов соответствуют элементным корреляциям с главными факторами F1 и F2. Очевидно, что в геохимических ассоциациях главное значение, вне зависимости от величины выборки, имеют на Тункинском разломе и краевом шве платформы Ag и Mo как индикаторы их геохимической специализации, для Баргузинского – специализация на Tl, в термальном поле Кучегер специализация или особая геохимическая черта – это концентрационные потоки Hg, Ag и Ge. Таким образом, индикацией по подвижным рудным элементам – аллохтонам выявляется следующая геохимическая специализация трех важнейших сейсмоактивных разломов срединной части БРЗ:

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Разлом Геохимическая специализация Тункинский Ag и Mo Баргузинский и термальное поле Кучегер Tl, Hg, Ag и Ge Краевой шов Сибирской платформы Ag и Mo, а также As и Hg Приразломные геохимические потоки рудных элементов сопутствуют конвективной части ПТП, находясь в едином процессе тепломассопереноса в приразломном пространстве. Поток П равен:

П = М / (S · t), (7) где М – масса, кг, S – площадь, км2, t – время формирования геохимического барьера, лет. В разрезе поверхностных отложений бореально-гумидной климатической зоны БРЗ присутствуют в основном два вида рассмотренных геохимических барьеров: верхний и нижний. Время накопления концентрации компонента в верхнем с участием перегнойно-аккумулятивного горизонта почвы А – t не превышает длительности периода регенерации гумуса в нем, составляющего в среднем 400 лет. Содержание компонента на нижнем барьере, в том числе в подгоризонте ожелезнения, создается за период образования полного почвенного профиля выше границы материнской породы С или радиологически датированного палеопочвенного маркера. Рассчитанные потоки рудных элементов в последовательности величин кларковых концентраций ряда:

мышьяк таллий ртуть уменьшаются примерно на порядок (табл. 4).

Таблица 4. Рассчитанные потоки рудных элементов – главных токсикантов – в геохимических ассоциациях поверхностных отложений (почвы, грунты) региональных сейсмоактивных разломов БРЗ Разлом Потоки, кг / км2 год ПТП, F гл, мВт мВт As Tl Hg Ag Mo Ge Тункинский 3.252 0.226 0.020* 0.089 0.189 не опр. 707.84 323. Баргузинский 0.879 0.139 0.013* не опр. не опр. не опр. 587.19 362. Краевой шов 1.671 0.229 0.037* 0.018 0.139 не опр. 708.09 289. Сибирской 0.055** платформы Термальное 21.44* 0.413* 0.021* 0.479* не опр. 7.267* 74 9. поле Кучегер Вт/м МВт Примечание: * – на почве и верхнем торфе, ** – на Fe – части основания слоя В.

_ Вычисленный поток ртути по разломам соответствует интервалу, который приближенно оценен для БРЗ на уровне 0.0056–1.2 кг/км2 год (Коваль и др., 2006).

Геохимические потоки мышьяка, таллия и ртути в поверхностных отложениях изученных крупных сейсмоактивных разломов прямо пропорциональны их эффективному поверхностному излучению, их ПТП. Такая отчетливая тенденция связи потоков концентрирования с интенсивностью уходящего поверхностного ИК излучения современных разломов и сопутствующих термальных полей отражает реальность привноса подвижных рудных элементов, в том числе природных токсикантов – мышьяка, таллия, ртути вдоль крупных сейсмоактивных тектонических структур. Величины рассчитанных геохимических потоков П и соответствующие им значения эффективного излучения поверхности на рассмотренных крупных разломах, их ПТП в отношении наиболее контрастных по подвижности рудных элементов, являющихся еще и природными токсикантами, представленные в таблице 4, взаимно обусловлены. Их значимая прямая линейная статистическая связь описывается корреляционными уравнениями:

62 Иркутск, 20–23 августа _ мышьяк, As У, ПAs = 0.0131 Х – 6.8003 (8), ртуть, Hg У, ПHg = 0.0002 Х – 0.0845 (9), таллий, Tl У, ПTl = 0.0107 Х – 0.2792 (10), где У – значения геохимических потоков ПAs, ПHg, ПTl (кг/км2. год)соответственно, Х – значения ПТП (мВт) на тех же разломах. Коэффициенты корреляции, равные 0.755, отражают отчетливую тенденцию не только пространственной, но и генетической связи геохимических и поверхностных тепловых потоков в едином процессе приразломного тепломассопереноса.

Список литературы Голубев В.А. Кондуктивный и конвективный вынос тепла в Байкальской рифтовой зоне. Новосибирск: Акад. изд-во «Гео», 2007. 224 с.

Коваль П.В., Удодов Ю.Н., Саньков А.В., Ясеновский А.А., Андрулайтис Л.Д.

Геохимическая активность разломов Байкальской рифтовой зоны // Доклады Академии наук.

2006. Т. 409, № 3. С. 389–393.

Лунина О.В., Гладков А.С., Неведрова Н.И. Рифтовые впадины Прибайкалья:

Тектоническое строение и история развития. Новосибирск. Академич. изд-во «Гео», 2009.

316 с.

Лысак С.В. Тепловой поток континентальных рифтовых зон. Новосибирск: Наука,1988.

199 с.

Лысак С.В. Тепловой поток в зонах активных разломов на юге Восточной Сибири // Геология и геофизика. 2000. Т. 43, № 8. С. 791–803.

GEOCHEMICAL FLOWS OF SEISMOACTIVE REGIONAL FAULTS OF THE BAIKAL RIFT ZONE IN THE ASPECT OF THERMODYNAMIC MODELING OF NEAR-FAULT HEAT AND MASS TRANSFER N.V. Vilor 1, B.S. Danilov 2, O.V. Ryazantseva Vinogradov Institute of Geochemistry, SB RAS, Irkutsk, Russia, vilor@igc.irk.ru Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia, boris@crust.irk.ru ГЕОТЕРМАЛЬНЫЕ РЕСУРСЫ БРЗ КАК ВОЗОБНОВЛЯЕМЫЕ, НЕИСЧЕРПАЕМЫЕ ИСТОЧНИКИ ПЕРВИЧНОЙ ТЕПЛОВОЙ ЭНЕРГИИ ДЛЯ ТЕПЛОСНАБЖЕНИЯ НАСЕЛЕННЫХ ПУНКТОВ ПРИБАЙКАЛЬЯ Н.В. Вилор 1, М.Ю. Толстой 2, Н.А. Ярина Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, Россия, vilor@igc.irk.ru Национальный исследовательский Иркутский государственный технический университет, Иркутск, Россия Современная геодинамика Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) проявляется наряду с такими важнейшими геофизическими характеристиками как гравитационные, геоэлектрические и сейсмологические параметры, аномальными геотермическими свойствами. Выдающийся вклад в их изучение создан фундаментальными работами С.В. Лысак (1968, 1988) и В.А. Голубева (2007) с соавторами. БРЗ представлена региональной коровой термоаномалией, энергетически обеспечивающей как поверхностные, так и верхнекоровые эндогенные процессы, с различными проявлениями геотермальной энергии в виде высокого теплового потока, геотермальной и гидротермальной деятельности.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Поскольку в южной части Восточной Сибири быстро развивается техносфера, взаимодействущая с поверхностью коры БРЗ и использующая ее ресурсы, активно, расширенно эксплуатируются запасы твердых горючих энергетических полезных ископаемых, пресных и минеральных подземных вод. Но в связи с поисками альтернативных источников энергии необходимо рассматривать также и геотермальную энергию (ГЭ) – термальную энергию верхней коры в технически доступной части и ее геотермальные ресурсы (ГР) как важнейшее полезное ископаемое, имея в виду, что их рассчитываемые и прогнозируемые запасы выявляются и станут доступными для рентабельного использования в ближайшем будущем.

Геотермальные ресурсы соответствуют количеству тепла, содержащемуся на определенном интервале глубины в верхней части земной коры с внешним температурным пределом, определяемым среднегодовой температурой поверхности данной территории. Глубина нижнего предела, ограниченная технологическими возможностями, не превосходит 3–5 км.

В региональном плане распределения глубинных температур на юге Восточной Сибири БРЗ выделяется в виде резкой термальной аномалии между массивами Сибирской и Амурской платформ (рис. 1) (Дучков и др. 2000).

Рис. 1. Температурные разрезы БРЗ.

_ Аномальные глубинные температуры на площади БРЗ обусловлены повышенным тепловым потоком, который вблизи поверхности трансформируется в формы, доступные для оценки и для использования в жизнеобеспечении техносферы и влияющие на качество актуального полезного ископаемого – первичной тепловой энергии. Поверхностные проявления термальной активности БРЗ, рассматриваемые как источники первичной тепловой энергии, геотермальной энергии, альтернативной в сравнении с традиционными способами энергообеспечения, экономически доступны для техносферного использования в обозримом будущем. Они представлены следующими видами геотермальных тепловых ресурсов:

тепловыми запасами грунтов, 64 Иркутск, 20–23 августа _ термальными водами: термальными источниками и пластовыми водами, тепловыми запасами прогретых и горячих сухих пород, ГСП, тепловой эмиссией на площадных аномалиях уходящего инфракрасного (ИК) излучения поверхности региональных сейсмоактивных разломов.

Среди альтернативных источников проявления ГЭ выделяются высокопотенциальные источники, потенциал которых выше потенциала потребителей в составе социума и его частей. Им соответствуют высокотемпературные геотермы, парогидротермы. Группу низкопотенциальных источников с потенциалом ниже, чем необходимый потенциал потребления, составляют водные и грунто-породные геотермальные энергоресурсы и вторичные энергетические ресурсы. На территории БРЗ повышенный геотермальный поток формирует доступные запасы ГР преимущественно в виде низкопотенциальных источников первичной тепловой энергии, главным употреблением которых в ближайшей и не столь отдаленной перспективе является теплоснабжение населенных пунктов и промышленных предприятий. При подготовке к техносферному использованию такого вида полезного ископаемого как ГЭ, ГР необходима оценка геотермального потенциала видов ГР с учетом доступности по условиям глубины, температуры, технологии освоения и экономической ситуации. Рассматриваемые природные запасы ГР относятся к категории предполагаемых и к категории гипотетических, рассчитанных.

Методика. Рассчитанные запасы геотермальных ресурсов БРЗ, рассматриваемые как теплосодержание перечисленных видов ГР, и их технический потенциал, представляемые в единицах ГДж, МДж, Вт и кВт·ч, вычислены с привлечением глубинных температур, приведенных в работах Лысак (1968, 1988), Голубева (2007), обобщенных по корреляционному уравнению:

t глуб = 0.015 · h + 4.7595, (1) о где t глуб – глубинная температура, С, h – расчетная глубина, м. Теплосодержание грунтов и горячих сухих пород, ГСП определено в соответствии с уравнением:

Q грунт, ГСП = V· · Cp · t, (2) где Q грунт, ГСП – теплосодержание грунтов и горячих сухих пород, кДж, V – объем блока грунтов или ГСП, м3, – их плотность, кг / м3, Cp – их теплоемкость, кДж / кг · град, t – расчетная температура, оС.

N = Q / 3600, (3) где N – тепловая мощность, выработка, Вт, кВт·ч соответственно.

F = ·, (4) где F – глубинный тепловой поток, мВт / м, – теплопроводность пород, Вт / м · К, мк кал / см· с · оС, – геотермический градиент, оС / км. Расчет теплосодержания термальных вод в минеральных источниках и в пластовых термальных водах производился по схеме:

Q терм. вод = S · h · a · · Cp· t, (5) где S и h – площадь и глубинный интервал в объеме, используемом при извлечении тепла, соответственно м2 и м, а – эффективная пористость, %. Тепловая мощность вычислена как N терм. вод = Ср · D · t, (6) где D – дебит источника, скважины, кг / с.

Поскольку термальные условия приповерхностной части верхней коры на пространстве БРЗ существенно различаются как по криологическим, так и по структурным условиям, тепловой потенциал грунтов рассчитан для прилегающей области Южного Приангарья вне пределов ареала многолетней мерзлоты. В соответствии с распределением величин геотермических градиентов (Лысак, 1968, 1988) тепловой потенциал ГСП и пластовых термальных вод определялся для трех Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ географо-экологических зон: 1) индустриальной области – зоны Южного Приангарья, 2) центральной экологической зоны Байкальской природной территории ЦЗ БПТ и 3) рифтовых впадин БРЗ. При оценке тепловой активности термальных вод рассчитана тепловая производительность современных термальных источников на территории ЦЗ БПТ и рифтовых впадин. Они разделены на группы в зависимости от глубины расположения водоносного интервала: I – 500–600 м, II – 1200–1500 м и III – 2000– 2500 м.

Инструментальной основой изучения уходящего поверхностного ИК излучения разломов являются изображения поверхности, полученные от искусственных спутников Земли серий NOAA и EOS по тепловым каналам 8 и 10–11 мкм от радиометров AVHRR и MODIS. Рассчитанный поверхностный тепловой поток F с размерностью [мВт] соответствует эффективному излучению поверхности разломов, в котором методом баланса выделены компоненты, соответствующие тепловым потокам:

почв и грунтов – Fгр, конденсации водяного пара – Fкон, окисления почвенно-грунтовых газов – Fфх, доли тепла из верхней коры – Fгл и вклада лесных экосистем в гумидных областях – Fэс. Доля глубинной компоненты Fгл определена как разность: Fгл = F – (Fгр + Fк + Fфх + Fэс.). На разломах рассчитаны доли кондуктивной Fконд и конвективной Fконв составляющих потока (Вилор и др., 2012). Конвективный теплоперенос преобладает в поверхностной части разломов на восходящей ветви конвективного цикла. Рассчитанный тепловой потенциал перечисленных источников ГР на территории БРЗ представлен в таблицах 1–4.

Таблица 1. Теплосодержание и тепловая мощность в природных грунтах на территории БРЗ и ее платформенной периферии Глубина, м Температура, оС Теплосодержание, кДж/м3 Мощность, кВтч 50 5.51 22392 6. 100 6.26 25440 7. 150 7.01 28487 7. 200 7.76 31535 8. Таблица 2. Тепловой потенциал горячих сухих пород БРЗ и на ее периферии Глубина, Географо-экономическая область БРЗ м Побережье оз. Байкал Рифтовые впадины Индустриальная зона Теплосо- Тепловой Теплосо- Тепловой Теплосо- Тепловой держание, поток, держание, поток, держание, поток, МДж/м3 мВт / м2 МДж/м3 мВт / м2 МДж/м3 мВт / м 1000 106.62 81.6 119.8 91.8 77.26 63. 1500 166.6 127.5 126.62 96.9 102.31 83. 2000 216.58 165.8 183.26 145.4 133.63 1-9. 2500 266.56 204 193.26 148.0 181.66 148. Таблица 3. Тепловой потенциал пластовых термальных подземных вод рифтовых долин БРЗ Группа Глубина, Мощ- Дебит, Темпера- Минера- Тепловые свойства м ность л/с тура, оС лизация, Теплоем- Теплосо- Мощ пласта, г/л кость, держа- ность, м кДж/ ние, кВт /кгград МДж/м I 500 10 1 30 0.5 4.1794 6.275 125. II 1500 20 3 50 1.0 4.1815 10.475 376. 66 Иркутск, 20–23 августа _ Таблица 4. Тепловой потенциал пластовых термальных подземных вод платформенной периферии БРЗ Группа Глубин- Мощ- Дебит, Темпе- Минера- Тепловые свойства ный ин- ность л/с ратура, лизация, Теплоем Теплосо- Мощ тервал, водо- оС г/л -кость, держа- ность, м носного кДж/ ние, кВт пласта, м /кгград МДж/м I 500–600 40 0.25 26 43 3.870 2.568 26. II 1200– 50 2.78 30 397 3.792 3.234 359. III 2000– 30 0.23 40 264 3.799 4.209 38. Рассчитанная тепловая мощность поверхностных термальных источников, учтенных в пределах ЦЗ БПТ и прилегающей территории БРЗ по сводке (Кустов, Лысак, 2000), составляет 2.8 МВт. В соотношении суммарного теплосодержания рассмотренных видов ГР БРЗ (рис. 2) очевидно несомненное преобладание теплового потенциала ГСП.

Гипотетические рассчитанные запасы ГЭ, содержащейся в приповерхностных частях Рис. 2. Соотношение суммарного верхней коры БРЗ, количественно значительно теплосодержания рассмотренных уступают тепловой эмиссии сейсмоактивных видов ГР, = 2008.775 МДж / м3. региональных разломов (табл. 5), ее _ предполагаемым запасам.

Таблица 5. Тепловой потенциал приразломных аномалий ИК излучения на крупных региональных сейсмоактивных разломах БРЗ Разлом Размеры аномалий ИК излуче- Глубинный Мощность Интегральное те ния поток, мВт/ поверхност- плосодержание /м2, по Лы- ного потока, по площади ИК длина, ширина, площадь, сак, 2002* Вт аномалий, км км км ГДж Тункинский 130 5–7 780 60 / 146 0.8 19.678 / Баргузинский 200 4 800 80 / 120 0.6 15.137 / Приморский 200 2–5 700 50 / 60 0.8 17.66 / Краевой шов 400 5–15 4000 40 /55 0.7 88.3 / Южно- 170 3–5 595 70 0.4 7.505 / Байкальский Примечание: * кондуктивный поток, в знаменателе – аномальные значения, в столбце «интегральное теплосодержание» знаменатель соответствует тепловой мощности ИК излучения по общей поверхности разлома, МВт.

_ Предполагаемые тепловые ресурсы и запасы, экспонируемые уходящим поверхностным ИК излучением разломов, на шесть порядков превосходят по теплосодержанию рассчитанный потенциал прочих рассмотренных видов ГР. Их Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ величина характеризует, хотя и приближенно, уровень радиационного теплообмена верхней коры БРЗ с атмосферой. Эколого-экономическое значение использования рассчитанных запасов ГР находит эквивалент в соответствии теплосъема с 1 м 3 грунта, ГСП или пластовой воды сжиганию 70 кг условного топлива.

Список литературы Вилор Н.В., Андрулайтис Л.Д., Зарубина О.В., Данилов Б.С. Геохимия и тепломассобмен в зонах крупных региональных сейсмоактивных разломов // Современные проблемы геохимии. Иркутск: ИГХ СО РАН, 2012. Т. 1. С. 138–141.

Голубев В.А. Кондуктивный и конвективный вынос тепла в Байкальской рифтовой зоне. Новосибирск: Акад. изд-во «Гео», 2007. 224 с.

Дучков А.Д., Соколова Л.С. Атлас геотермических карт Сибири. Новосибирск: ИГ СО РАН, 2000.

Кустов Ю.И., Лысак С.В. Термальные воды юга Восточной Сибири // Геология и геофизика. 2000. Т. 41, № 6. С. 880–895.

Лысак С.В. Геотермические условия и термальные воды южной части Восточной Сибири. М.: Наука, 1968. 120 с.

Лысак С.В. Тепловой поток континентальных рифтовых зон. Новосибирск: Наука, 1988.

199 с.

GEOTHERMAL RESOURCES OF THE BAIKAL RIFT ZONE AS RENEWABLE INEXHAUSTIBLE SOURCES OF PRIMARY HEAT ENERGY FOR HEAT SUPPLY OF THE BAIKAL REGION POPULATION CENTRES N.V. Vilor 1, M.Yu. Tolstoy 2, N.A. Yarina Vinogradov Institute of Geochemistry, SB RAS, Irkutsk, Russia, vilor@igc.irk.ru National Research Irkutsk State Technical University, Irkutsk, Russia ИСП–МС U-Th-ДАТИРОВАНИЕ СРЕДНЕ-ПОЗДНЕПЛЕЙСТОЦЕНОВОГО ВУЛКАНИЗМА ВНУТРЕННЕЙ АЗИИ: МЕТОДИКА И РЕЗУЛЬТАТЫ Е.Н. Воднева 1,2,3, Е.П. Чебыкин 1,2,3, С.В. Рассказов 2,3, И.С. Чувашова 2, Лимнологический институт СО РАН, Иркутск, Россия Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия Иркутский государственный университет, Иркутск, Россия Вулканические породы среднего-позднего плейстоцена Внутренней Азии датировались прежде термолюминесцентным (TL) и K–Ar (40Ar/39Ar) методами. В геохронометрической практике последних лет применялось несколько модификаций TL-метода. Выявлены существенные расхождения датировок разных лабораторий, иногда отличающихся на порядок, в зависимости от методики отбора проб и их аналитического обеспечения, поэтому TL-даты нуждаются в контроле датировками другими геохронометрическими методами. Надежность применения K–Ar-изотопной системы для определений возраста молодых лав по их основной массе также проблематична в связи с низкими концентрациями радиогенного аргона. Имеется вероятность искажения датировок на десятки и сотни тысяч лет из-за присутствия избыточного аргона и фракционирования масс. Уверенность в правильности радиоизотопных определений времени молодых вулканических событий может достигаться при согласовании результатов, полученных разными геохронометрическими методами. В настоящей работе мы приводим U–Th-датировки 68 Иркутск, 20–23 августа _ молодых вулканических пород, полученные методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ИСП–МС).

Датирование проводилось по радионуклидам неравновесной серии 238U.

Предполагается, что неравновесность 238U и 230Th контролируется в основном распределением U и Th между гранатом и образующейся выплавкой и может иметь место в источниках, претерпевших мантийный метасоматоз. Датировки вулканических пород получаются по минеральным и валовым изохронам. Построение валовых изохрон становится возможным, если датируются образцы вулканических пород короткого эпизода извержений из источника, в котором обеспечивалась неравновесность 238U и 230Th с варьирующимися значениями (238U/ 232Th) (отношений нуклидов с большими периодами полураспада, в скобках приводятся единицы активности) при одинаковых значениях начального отношения изотопов тория (230Th0/232Th). Последнее отношение быстро снижается из-за короткого периода полураспада 230Th.

Измерение 232Th и изотопов 238U-серии (238U, 234U, 230Th) в вулканических породах выполнено методом ИСП–МС, на основе подходов, разработанных для экспрессного анализа позднеплейстоцен-голоценовых осадков оз. Байкал, их датирования и расшифровки параметров палеоклимата (Гольдберг и др., 2001;

Чебыкин и др., 2004).

Для определения нуклидов урана и тория в вулканических породах методика (Чебыкин и др., 2004) была модифицирована. Образцы (80 мг) помещали в полипропиленовые пробирки с закручивающейся крышкой (15 мл, Axygen, США), добавляли аттестованную смесь нуклидов 229Th и 236U (1:3) в таком количестве, чтобы содержание (по массе) 236U было примерно в два раза больше ориентировочного содержания 234U в образце. В пробирки вносили 1.5 мл 50%-ной HF, обрабатывали ультразвуком, затем добавляли 1 мл 70%-ной HNO3, снова обрабатывали ультразвуком.

Смесь оставляли на ночь и на следующий день пробирки (по 38 штук в штативе) нагревали в бытовой микроволновой печи (DAEWOO КОС–1В4КА, выходная мощность 700 Вт) на 30%-ной мощности по 10 секунд 20-кратно (следили, чтобы пробирки сильно не нагревались). Затем пробирки помещали в сушильный шкаф и выдерживали 1 час при температуре 80 оС. Далее содержимое пробирок переносили в стеклоуглеродные стаканы (40 мл, СУ-2000 № 5, ОАО «Новочеркасский электродный завод») и выпаривали досуха при температуре 70 оС. Выпаривание повторяли трижды с добавлением 2 мл 70%-ной HNO3. Содержимое растворяли в 14 мл 9%-ной HNO3.

Пробы визуально растворялись полностью (осадка не наблюдалось).

Полученные растворы обогащали на ионообменной смоле TRU spec (0.5 мл, 500–100 мкм, Eichrom, Франция), которую загружали в полипропиленовые ионообменные колонки с рабочим объемом 2 мл (BioRAD, США) и предварительно уравновешивали 10 мл 9%-ной HNO3. После нанесения растворов образцов колонки промывали 10 мл 9%-ной HNO3 (U, Th оставались на смоле, большинство других элементов элюировалось) и элюировали уран и торий 2 мл 0.7%-ного (NH4)2C2O (оксалат аммония).

Полученные концентраты анализировали методом ИСП–МС на квадрупольном масс-спектрометре Agilent 7500ce в режиме измерения изотопных отношений ( проходов масс-спектра). На первом этапе анализировали разбавленные (в 15 раз) растворы концентратов, в которых определяли изотопные отношения 232 распространенных нуклидов Th/ U и их концентрации. Стандартные растворы сравнения (3 нг/г) готовили из головных растворов природного урана (P/N TJA– 136638–00U, 1000 мкг/г, 2 % HNO3) и тория (P/N TJA–136633–00Th, 1000 мкг/г, 5 % HNO3) компании Thermo Jarrell Ash Corporation (США). Аналитические сигналы Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ измеряли на массах 232, 238 и 240 (фоновая масса), частота оцифровки – 20 каналов на массу, время измерения 0.1 с/канал. Измерения проводили сериями: холостая– стандарт–холостая – 10 проб – холостая–стандарт–холостая и т.д. Интегрирование сигналов аналитов выполнялось «движущимся окном» с фиксированной шириной по 6, 7, 8 и 9 каналов, в каждом случае выбирался максимальный интеграл.

На втором этапе, по результатам анализа разбавленных растворов, концентраты приводили к одинаковой по 238U концентрации (10 или 20 нг/г). В качестве внешнего стандарта сравнения (для отслеживания дрейфа прибора и корректировки на систематические погрешности) использовался раствор, содержащий природный торий (Thermo Jarrell Ash Corporation) и уран с природным соотношением изотопов (ГСО 7521-99, ОАО «Уральский электрохимический комбинат», г. Новоуральск, Россия) в тех же концентрациях, что и анализируемые пробы (10 или 20 нг/г), а также аттестованную смесь нуклидов 229Th и 236U (1:3) в количестве, необходимом для реализации условия 236U/234U = 2 (близкое к анализируемым пробам). Аналитические сигналы (с частотой оцифровки 20 каналов на массу) измеряли на массах 229 ( с/канал), 230 (3 с/канал), 234 (3 с/канал), 235 (0.15 с/канал), 236 (2 с/канал), 240-фон ( с/канал) сериями: холостая–стандарт–холостая – 10 проб – холостая–стандарт–холостая и т.д. Интегрирование сигналов аналитов выполнялось «движущимся окном» с фиксированной шириной по 6, 7, 8 и 9 каналов, в каждом случае выбирался максимальный интеграл.

Объединяя результаты измерений проб на первом и втором этапах, рассчитывали содержание природных нуклидов 230Th, 232Th, 234U и 238U в исследуемых образцах вулканических пород.

Полученные U–Th-датировки вулканических пород Саян и Хангая частично согласуются с K–Ar-датировками. Но имеются и расхождения в датах, требующие дополнительной аргументации возрастных интерпретаций.

В ретроспективе рассмотрена систематика пород, U–Th-изотопная кристаллизовавшихся: 1) в последние 50 тыс. лет, когда на обеих территориях имела место параллельная вулканическая деятельность, 2) в интервале 230–60 тыс. лет назад, когда вулканическая деятельность проявилась в Саянах, и 3) около 400–350 тыс. лет назад, когда вулканическая деятельность на обеих территориях была близкой по времени. Установлено, что для магматических расплавов временного диапазона 400– 350 тыс. лет назад Саян и Хангая были характерны высокие значения начальных изотопных ториевых отношений (до 6.0), а в лавах более поздних извержений обеих территорий значения этого параметра последовательно снижались. Исключение составил только вулканический эпизод 120–112 тыс. лет назад, во время которого лавы Восточно-Тувинского поля дали широкий интервал (230Th0/232Th).

Изучение U–Th-систематики вулканических пород последних 50 тыс. лет выявило разделение хангайских лав на группы с контрастными значениями (230Th0/232Th). Установленные расхождения начальных ториевых отношений групп не превышали 0.06. Для лав вулканов Верхне-Орхонской впадины получены две субпараллельные изохроны с возрастом около 38–35 тыс. лет. Исследование U–Th изотопной системы пород более древних вулканов показало распределение фигуративных точек части образцов вдоль изохронных линий с наклонами, соответствующими K–Ar-датировкам. Вариации (230Th0/232Th) со смещением фигуративных точек пород от изохронных линий могут свидетельствовать об изотопной гетерогенности магматических источников и/или полихронности вулканических построек.

Выявлены близкие по времени извержения порядка 120–112 тыс. лет назад на вулканических постройках Восточно-Тувинского поля: Кок-Хемской, Шивит-Тайга и 70 Иркутск, 20–23 августа _ Соруг-Чушку-Узю. На Кок-Хемском вулкане определена более ранняя фаза извержений – около 170–150 тыс. лет назад. Извержения на вулканах Восточно Тувинского поля начались до 500 тыс. лет назад, что нашло отражение в изотопном составе U и Th, близком к циклическому равновесию. Между точками изученных образцов пород вулканов Плоский и Приозёрный изохронных соотношений в U–Th изотопной системе не установлено.

Работа выполнена по проекту ФЦП «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России на 2009–2013 годы», соглашение № 14.B37.21.0583.

Список литературы Гольдберг Е.Л., Грачев М.А., Эджингтон Д.Н., Навье Ж., Андре Л., Чебыкин Е.П., Шульпяков И.О. Прямая U–Th датировка двух последних межледниковий в осадках озера Байкал // Доклады Академии наук. 2001. Т. 380, № 6. С. 805–808.

Чебыкин Е.П., Эджингтон Д.Н., Гольдберг Е.Л., Федорин М.А., Куликова Н.С., Железнякова Т.О., Воробьева С.С., Хлыстов О.М., Левина О.В., Зиборова Г.А., Грачев М.А.

Изотопы ряда радиоактивного распада урана 238 – сигналы палеоклиматов верхнего плейстоцена и геохронометры в осадках озера Байкал // Геология и геофизика. 2004. Т. 45, № 5.

С. 539–556.

ISP-MS U-TH-DATING OF THE MIDDLE-LATE PLEISTOCENE VOLCANISM IN THE INNER ASIA: METHODS AND RESULTS E.N. Vodneva 1,2,3, E.P. Chebykin 1,2,3, S.V. Rasskazov 2,3, I.S. Chuvashova 2, Limnological Institute, SB RAS, Irkutsk, Russia Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia Irkutsk State University, Irkutsk, Russia ФОРМИРУЮЩАЯСЯ НОВЕЙШАЯ ВОСТОЧНО-БАЛТИЙСКАЯ РИФТОВАЯ СИСТЕМА Р.Г. Гарецкий, Р.Е. Айзберг, А.К. Карабанов Институт природопользования НАН Беларуси, Минск, Беларусь, natali@nature.basnet.by Комплекс геологических данных свидетельствует о том, что в среднем плейстоцене началось заложение котловины Балтийского моря. Наиболее погруженные участки приурочены к восточной части Балтики – Ботническому и Финскому заливам.

Они образуют два пояса грабенов: субмеридиональный Готландско-Ботнический и субширотный – Финский (Гарецкий и др., 1999). Первый состоит из Ботнического, Восточно-Готландского, Западно-Готландского и Гданьского грабенов, которые далее к югу переходят в Мазовецкую депрессию, скорее всего также ограниченную с запада новейшим разломом или флексурой. Второй включает Финский грабен, а далее продолжается на восток и северо-восток в Ладожскую, Онежскую и Беломорскую депрессии. Нужно напомнить, что еще А.П. Карпинский (1939) предполагал грабеновую природу Финского залива, Белого моря и, вероятно, Ладожского и Онежского озёр, а остров Готланд выделял как горст.

Генезис котловины Балтийского моря в основном имеет тектоническую природу, так как с ледниковой экзарацией связано не более 40–50 % общего объема котловины (Левков, Карабанов, 1994).

Палеогеографические реконструкции показывают, что бассейн Восточной Балтики в основном сформировался в течение последних 0.4 млн лет. До середины Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ плейстоцена нет свидетельств существования Балтийского моря. В то время речной сток осуществлялся со стороны Фенноскандии через территорию будущей котловины в сторону крупных пресноводных водоемов Центральной Европы. Изменения связаны с началом гольштейна. Трансгрессия гольштейнского моря происходила со стороны Северного моря, захватывала только южную часть современного моря и достигала его восточных берегов на территории Литвы и Латвии. Ботнический и Финский заливы образовывались уже после гольштейна (рис. 1).

Рис. 1. Распространение основных морских бассейнов Балтийского региона в олигоцен-четвертичное время (Гарецкий и др., 1999).

1 – ранний олигоцен (35–37 млн лет);

2,3 – четвертичный период: 2 – гольштейн (0.4 млн лет), 3 – эем (0.13 млн лет);

4 – современная береговая линия.

_ В позднем плейстоцене во время земского межледниковья (около 0.13 млн лет назад) котловина Балтики в основном уже приобрела близкие к современным очертания, причем площадь эемского морского водоема была даже большей, чем современная акватория. Между Онежским озером и Белым морем существовал пролив шириной до 200 км. На Онежско-Беломорском водоразделе на отметках до 120–140 м выше современного уровня Балтики еще в конце 30-х гг. были установлены морские отложения эемского возраста (Горецкий, 1949). Морской пролив, получивший название Карельского межледникового моря, имел значительные размеры при нормальной солености вод и небольшой (10–20 м) глубине.

Во время деградации последнего (поозерского, валдайского, вайхзельского) ледникового покрова (около 10–12 тыс. лет назад) в котловине Балтийского моря располагалась серия быстро менявших свои очертания приледниковых озер. Около 11– 12 тыс. лет назад образовалось Балтийское ледниковое озеро, оставившее следы трех 72 Иркутск, 20–23 августа _ основных связанных с остановками ледника на рубеже гряд Сальпаусселька-1, -2 и - фаз своего развития в виде береговых линий на разной высоте (Геология …, 1992). В результате отступления ледникового края около 10.3–10.7 тыс. лет назад произошел спуск Балтийского ледникового озера. На относительно короткое время в Восточной Балтике образовалось Иольдиевое море, которое через пролив в Центральной Швеции имело соединение с Атлантическим океаном. Позднее из-за быстрого изостатического поднятия пролив закрылся и образовалось Анциловое озеро, которое существовало в интервале геологического времени с 9.5 до 7–8 тыс. лет назад.

После нового соединения Балтийского моря с океаном через Датские проливы началась солоноватоводная литориновая стадия. Береговые линии названных водоемов поздне- и послеледниковых этапов развития Балтийского бассейна вследствие изостатического воздымания испытали значительную деформацию. Наиболее значительное поднятие (до 180–200 м) установлено на своде Балтийского щита с максимумом вблизи северного окончания Ботнического залива, при этом изолинии изостатических движений ориентированы почти перпендикулярно к оси Ботнического залива (рис. 2).

Рис. 2. Соотношение сейсмичности (по К.Е. Заальстрёму), современных движений (по А.А. Никонову) и зон разрывных нарушений (по А.Г. Стрёмбергу) в центре позднеплейстоценового фенноскандинавского ледникового покрова (Гарецкий и др., 1996).

1–4 – количество землетрясений за время 1600–1925 гг.: 1 – менее 5, 2 – 6–11, 3 – 12–17, 4 – более 18;

5 – изобазы, мм/год;

6 – разрывные нарушения.

_ По-видимому, одновременно с поднятием бортов залива происходило относительное опускание его дна. В результате взаимодействия перечисленных факторов произошло некоторое сокращение общей площади морского водоема при возрастании его глубины и сформировались современные очертания берегов Ботнического и Финского заливов. В настоящее время продолжается изостатическое поднятие бортов Ботнического залива (со скоростью до 7–8 мм/год) и, очевидно, Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ тектоническое прогибание грабенов в его осевой части. Все это свидетельствует о молодом возрасте котловин Восточной Балтики, Финского и Ботнического заливов, которые представляют глубокие впадины в рельефе дна и с которыми связаны максимальные амплитуды неотектонических прогибаний. Они имеют форму узких линейно вытянутых структур грабенового типа.

Гольштейн-голоценовые прогибания достигают здесь наибольших величин (150–200 м). Новейшая разломная сеть ограничивает и отчетливо вырисовывает эти грабенообразные структуры. Внутри дна заливов и юга Восточной Балтики разломы намечают ряд блоковых линейных структур типа горстов (Центрально-Готландское поднятие) и грабенов (Западно- и Восточно-Готландский грабены). К краевым ограничениям грабенов приурочена повышенная сейсмичность. Эти особенности наиболее четко видны на примере Ботнического залива (рис. 2), который расположен в зоне максимальных значений послеледниковых современных вертикальных движений.

Побережья залива отличаются высокой сейсмичностью, что связано с приуроченностью эпицентров к зонам разрывных нарушений, протягивающимся вдоль залива. С активными флексурно-разломными зонами связаны Калининградские землетрясения, в том числе и последнее в сентябре 2004 г. (Аронов, Аронова, 2009;

Сейсмотектоника…, 2009). Локальные положительные аномалии теплового потока зафиксированы во внутренних частях моря (район островов Готланд, Куршский, Финский заливы и др.). В Готландско-Ботническом поясе грабенов отмечается сокращение мощности земной коры, причем разница в залегании поверхности Мохо достигает 10–15 км.

Рис. 3. Формирующаяся новейшая Восточно-Балтийская рифтовая система.

1 – активные новейшие разломы;

2 – условные границы основных неотектонических структур первого порядка. Неотектонические структуры первого порядка: I – Фенноскандинавское поднятие, II – Финско-Беломорский пояс грабенов, III – Западно-Балтийская зона поднятий, IV – Центрально-Европейская зона поднятий.

_ 74 Иркутск, 20–23 августа _ Д.И. Гарбар (1996), который выделяет структуру Финского залива под названием Таллинско-Петербургского рифта, кроме отмеченных ранее признаков, указывает, что здесь зафиксированы локальные аномалии электропроводности, серия эпицентров землетрясений с магнитудой 2–4 балла и глубинами гипоцентров в 15– км, многочисленные интенсивные аномалии радона и других газов, полоса радиоактивных аномалий. Финско-Беломорский пояс грабенов не ограничивается Финским заливом, а протягивается далее на восток-северо-восток и включает прогибы Ладожского и Онежского озер и Белого моря. В целом Готландско-Ботнический и Финско-Североморский поясы грабенов образуют формирующуюся в новейший этап развития Восточно-Балтийскую рифтовую систему, которая геометрически имеет рисунок типа «тройного сочленения» (рис. 3).

Список литературы Аронов А.Г., Аронова Т.И. Сейсмотектонические критерии долгосрочного прогноза Калининградских зеслетрясений // Калининградское землетрясение 21 сентября 2004 года.

СПБ: Изд-во ВСЕГЕИ, 2009. С. 136–150.

Гарбар Д.И. Таллинско-Петербургский (Финский) рифт – проявление новейшего рифтогенеза в пределах Евразийского суперконтитента // Тезисы докладов ХХІХ Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 1996. С. 30–31.

Гарецкий Р.Г., Айзберг Р.Е., Карабанов А.К., Палиенко В.П., Шляупа А.И. Новейшая тектоника и геодинамика Центральной Европы // Геотектоника. 1999. № 5. С. 3–14.

Гарецкий Р.Г., Левков Э.А., Шваб Г., Карабанов А.К., Айзберг Р.Е., Остафичук С., Палиенко В.П., Шляупа А.И. Неогеодинамика запада Восточно-Европейской платформы // Неотектоника и современная геодинамика континентов и океанов. М.: ГЕОС, 1996. С. 31–32.

Геология Финского залива / Под ред. А. Раукаса и Х. Тюварнинена. Таллин, 1992. 422 с.

Горецкий Г.И. Карельское межледниковое море // Вопросы географии. 1949. Сб. 12.

С. 97–132.

Карпинский А.П. Собрание сочинений. Т. II. М.–Л.: Изд-во АН СССР, 1939. 428 с.

Левков Э.А., Карабанов А.К. О величине экзарационного среза в центре Скандинавского оледенения // Доклады АН Беларуси. 1994. Т. 38, № 1. С. 95–97.

Сейсмотектоника плит древних платформ в области четвертичного оледенения / Под ред. Р.Г. Гарецкого и С.Н. Несмеянова. М.: Книга и Бизнес, 2009. 228 с.

THE FORMING RECENT EAST-BALTIC RIFT SYSTEM R.G. Garetsky, R.E. Aizberg, A.K. Karabanov Institute for Nature Management, NAS, Minsk, Belarus, natali@nature.basnet.by ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ КРУПНЫХ СЕЙСМИЧЕСКИХ АКТИВИЗАЦИЙ В СЕВЕРНОМ ПРИБАЙКАЛЬЕ В 1997–2012 ГОДАХ Н.А. Гилева 1, В.И. Мельникова Байкальский филиал геофизической службы СО РАН, Иркутск, Россия, nagileva@crust.irk.ru Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия На протяжении всего инструментального периода наблюдений на территории Северного Прибайкалья наблюдаются рассеянная и сосредоточенная (Арефьев, 2003) компоненты сейсмичности. При этом сосредоточенная составляющая, как правило, соответствует группирующимся сейсмическим событиям и представлена отдельными кластерами. Наиболее крупные из них выделены на карте плотности эпицентров землетрясений прямоугольными контурами (рис. 1).

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Рис. 1. Карта плотности эпицентров землетрясений Северного Прибайкалья за период 1997– 2012 гг.

n – число событий на единичной площадке осреднения размером =0.02 и =0.03;

прямоугольниками выделены пять основных кластеров (обозначены римскими цифрами I–V) с наибольшей плотностью эпицентров;

1 – эпицентры сильных (КР12.6, М4.8) землетрясений;

2 – механизмы очагов землетрясений с датами (число, месяц, год) в проекции нижней полусферы;

3 – активные кайнозойские разломы по (Лунина и др., 2010).

_ Группирующиеся землетрясения по (Bath, 1965;

Арефьев, 2003) могут быть отнесены к форшок-афтершоковым последовательностям (перед или после главного толчка происходят вторые по силе землетрясения с M=Mmax/1.2) или к роевым сейсмическим событиям, когда два, а иногда несколько наиболее сильных толчков имеют близкие магнитуды.

Наиболее ярко указанные формы сейсмической активности в Северном Прибайкалье проявляются начиная с 1999 г., когда в Кичерской впадине произошла мощная серия землетрясений (таблица). Именно с этого момента здесь резко повысилась степень кластеризации сейсмических событий (рис. 2), о чем 76 Иркутск, 20–23 августа _ свидетельствуют значения индекса Моришиты (Morishita, 1959), при этом в основные кластеры объединяются от сотен до тысяч преимущественно слабых землетрясений.

Характеристика группирующихся землетрясений Северного Прибайкалья № Тип последова клас- MMAX n Т, годы Район тельности тера 1 2 3 4 5 1999 г.;

Кичерская впадина и I Mw=6.0 13973 2006–2007 Рои ее горное обрамление гг.

Землетрясение Верхнеангарская II Mw=5.6 479 2003 г.

с афтершоками впадина Верховья р. Томпуды III Mw=5.3 7014 2007 г. Рой (Баргузинский хр.) Предгорья Баргузин.

IV MPSP=4.7 3787 2003 г. Рой хр. (вблизи п.

Улюнхан) 2005– V MPSP=4.7 2566 Рой Верховья р. Баргузин гг.

Примечание: столбцы: 2 – магнитуда главного толчка последовательности по (ISC), 3 – число землетрясений, 4 – период наибольшей активизации.

Рис. 2. Годовые графики индекса Моришиты (I) для территории Северного Прибайкалья за период 1997–2012 гг.

Кривые, соответствующие наибольшим значениям индекса I, обозначены соответствующими годами. S – размер стороны элементарной ячейки (км), в которой рассчитывается индекс I.

_ В целом, в рассматриваемом районе наблюдается как минимум три полосы высокой концентрации эпицентров землетрясений, большая часть которых локализована в средней части земной коры (15–20 км) (Мельникова, Гилева, 2008).


Эти полосы ориентированы в северо-восточном (рифтовом) направлении и отражают крупномасштабные структурные элементы, соответствующие деструкции земной коры Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ высокого ранга. В большинстве очагов землетрясений с известными фокальными механизмами (в том числе и сильных) данное направление тектонических нарушений отчетливо проявляется в простираниях плоскостей разрывов со сбросовыми типами смещений (см. рис. 1). Но существует и другое, северо-западное, направление деструкции земной коры, которое контролируется эпицентральными полями нескольких сейсмических активизаций. По всей вероятности, в узлах сочленения северо-восточного и северо-западного направлений разрывных нарушений концентрируются эпицентры группирующихся сейсмических событий. В пространственно-временном аспекте группы разделены, а контуры их эпицентральных полей в первом приближении могут обозначать границы мелкомасштабных сейсмоактивных блоков земной коры.

Следует отметить, что энергетический потенциал сейсмических активизаций напрямую связан с их структурной позицией и удаленностью от основных рифтовых структур. Особенно наглядно это демонстрируют мощные рои землетрясений 1999 г. и 2006–2007 гг., которые локализовались непосредственно в Кичерской впадине рифтового типа и в ее горном обрамлении, а также Куморское землетрясение 2003 г., сопровождавшееся афтершоками (кластеры I, II в таблице). Влияние рифтовых процессов на формирование указанных активизаций подтверждается активным сбросообразованием, характерным для большинства относительно сильных толчков.

По мере удаления от условной оси рифтовой зоны (в данном случае она проходит вдоль Байкала и далее через Верхнеангарскую впадину на северо-восток) в глубь Баргузинского хребта магнитуды главных событий роевых последовательностей уменьшаются, так же как и число составляющих их землетрясений (таблица).

Изменяются и фокальные механизмы основных толчков, очаги которых сформировались при доминирующем влиянии не субгоризонтального северо-западного растяжения (как в рифтовой зоне), а горизонтального субширотного сжатия (см. рис.1).

Особенно наглядно указанные тенденции проявляются при рассмотрении пространственно-временного хода сейсмического процесса в каждом из пяти основных кластеров, которые, в свою очередь, делятся на более мелкие фрагменты (рис. 3). Из карты плотности эпицентров на рис. 3 следует, что крупные последовательности землетрясений, приуроченные к оси рифтовой зоны (кластеры I, III), развиваются в северо-восточном, а более мелкие, сосредоточенные в горных отрогах Баргузинского хребта (IV, V), в северо-западном направлении.

Кластеризация землетрясений и характер высвобождения сейсмической энергии, так же как и среднестатистические значения отношений максимальных амплитуд поперечных и продольных сейсмических волн (As/Ap), которые при переходе из одного сейсмоактивного блока в другой варьируются в широких пределах (Мельникова, Гилева, 2008), свидетельствуют о повышенной структурной неоднородности земной коры в районе Северного Прибайкалья. Это утверждение не противоречит геолого геофизической информации: в рассматриваемом районе наблюдается высокая сложность тектонического устройства земной коры, что обусловлено наличием в ней многочисленных структурных неоднородностей в виде продуктов магматической деятельности в сочетании с разломными и складчатыми дислокациями субмеридионального и северо-восточного простирания. Широкое распространение здесь получила и система поперечных разломов северо-западного направления, гораздо реже фиксируются разломы субширотного простирания. Возрастной спектр заложения этих структурных и магматических комплексов весьма широк – от раннего протерозоя до кайнозоя, при этом последний включает в себя период рифтогенной тектоно магматической активизации (Замараев и др., 1979).

78 Иркутск, 20–23 августа _ Резюмируя вышесказанное, отметим, что наличие в районе Северного Прибайкалья мелкомасштабных блоков земной коры создает условия для появления Рис. 3. Схемы пространственно-временного хода сейсмического процесса, выраженного в картах плотности эпицентров, в пределах пяти (I–V) сейсмоактивных кластеров (1997–2012 гг.).

n – число событий на единичной площадке осреднения размером =0.01 и =0.02;

арабскими цифрами обозначен порядок появления кластеров меньшего масштаба;

штриховой линией подчеркнуто направление формирования основного кластера.

_ многочисленных зон концентрации напряжений и кластеризации землетрясений.

Характер и вид кластеров здесь подчиняются особенностям деструкции земной коры и степени удаленности от условной оси рифтовой зоны, секущей вдоль ряд крупных кайнозойских рифтовых впадин. Вероятно, с их разрастанием и углублением связано появление наиболее крупных сейсмических активизаций. По мере удаления от оси рифта в глубь горных сооружений Баргузинского и Икатского хребтов меняется тектоническая ситуация, геофизические условия и, соответственно, поле напряжений.

Влияние рифтовых процессов ослабевает, и возрастает роль сжимающих усилий, способствующих восходящим движениям. Мелкомасштабные сейсмоактивные блоки создают здесь препятствия для роста значительных структурных нарушений, связанных с крупными (М6.0) землетрясениями, чем и объясняется отсутствие таковых в данном районе за период инструментальных наблюдений.

Работа выполнена при поддержке междисциплинарного интеграционного проекта СО РАН № 111 и программы Президиума РАН № 4.1.

Список литературы Арефьев С.С. Эпицентральные сейсмологические исследования. М.: ИКЦ «Академкнига», 2003. 376 с.

Замараев С.М., Васильев Е.П., Мазукабзов А.М. и др. Соотношение древней и кайнозойской структур в Байкальской рифтовой зоне. Новосибирск: Наука, 1979. 125 с.

Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ Лунина О.В., Гладков А.С., Шерстянкин П.П. Новая электронная карта активных разломов юга Восточной Сибири // Доклады Академии наук. 2010. Т. 433, № 5. C. 662–667.

Мельникова В.И., Гилева Н.А. Динамические характеристики волнового поля и блоковая делимость центрального сегмента Байкальской рифтовой зоны // Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле. К 40-летию создания М.В. Гзовским лаборатории тектонофизики в ИФЗ РАН: Тезисы докладов Всероссийской конференции в 2-х томах. Т. 2.

М.: ИФЗ, 2008. С. 287–289.

Bath M. Lateral inhomogeneities of the upper mantle // Tectonophysics. 1965. V. 2 (6).

P. 483–514.

Morishita M. Measuring of the dispersion of individuals and analysis of the distribution patterns // Memoire Fac. Sci. Kyushu Univer. Ser. E. 1959. V. 2. P. 215–235.

FEATURES OF DEVELOPMENT OF LARGE SEISMIC ACTIVIZATIONS IN THE NORTHERN PRIBAIKALIE (1997–2012) N.A. Gileva 1, V.I. Melnikova Baikal Branch of Geophysics Survey, SB RAS, Irkutsk, Russia, nagileva@crust.irk.ru Institute of the Earth’s Crust, SB RAS, Irkutsk, Russia РОТАЦИОННЫЙ ФАКТОР И ТЕКТОНИКА ГЛОБАЛЬНОЙ СИСТЕМЫ ЗЕЛЕНОКАМЕННЫХ ПОЯСОВ РАННЕЙ ЗЕМЛИ М.З. Глуховский,1 М.И. Кузьмин Геологический институт РАН, Москва, Россия, marat@ilran.ru Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, Россия, mikuzmin@igc.irk.ru Энсиалические зеленокаменные пояса двух поколений архея развиты на всех без исключения древних платформах. К первому поколению возрастом 3.4–3.2 млрд лет относятся немногочисленные пояса, такие, например, как Пилбара (Pilbara) в Австралии и Барбертон (Barberton) в Южной Африке и ряд других (Конди, 1983). Пояса второго поколения возрастом 3.0–2.7 млрд лет развиты более широко. Они простираются на сотни и иногда на тысячи километров в виде субпараллельных сближенных, часто сложно переплетающихся трогов, которые, по мнению Е.Е. Мила новского, формировались в процессе «своеобразного рассеянного рифтообразования» в переменных режимах растяжения и сжатия. При этом он полагал, что «такое чередование наиболее естественно объясняется с позиций гипотезы пульсации объема Земли на фоне некоторого общего неравномерного ее расширения, происходящего на протяжении геологической истории планеты» (Милановский, 1983, с. 257). Эта гипотеза, на первый взгляд, вполне логично объясняет развитие и структурные особенности глобальной системы зеленокаменных поясов. В то же время она не увязывается с концепцией о постоянном объеме планеты и не учитывает воздействие внеземных факторов, таких как импактные события (Хаин, Короновский, 2007), а также последующие процессы тектоники плит, в результате которых зеленокаменные пояса даже в пределах одного кратона имеют разное простирание.

Цель настоящего исследования – выявление причинно-следственных связей между масштабными астероидными атаками ранней Земли и особенностями эволюции планеты в высокоскоростном ротационном режиме, включая тектонические аспекты проблемы зеленокаменных поясов.

80 Иркутск, 20–23 августа _ Помимо гипотезы о происхождении Луны, которая возникла в результате удара о затвердевшую Землю крупного астероида размером с Марс (Хаин, Короновский, 2007;

Koelberl, 2006), можно выделить, по крайней мере, еще пять фаз массированных высокоэнергетичных астероидных бомбардировок. Первые две импактных фазы – это палеоархейские хейденовская (Hadean) возрастом 4.4–4.0 млрд лет и поздняя тяжелая бомбардировка – ПТБ возрастом 3.90–3.85 млрд лет (Koelberl, 2006). В этот период на Землю упало до 40 астероидов размером 100–2000 км с образованием кратеров диаметром 1000–5000 км (Тетерев и др., 2004). На Земле прямые следы ударов этих фаз не сохранились, хотя косвенные свидетельства имеются (см. ниже). Следующая фаза – это импактные события возрастом 3.26–3.24 млрд лет. В рифтогенных структурах энсиалических зеленокаменных поясов Барбертон и Пилбара выявлены горизонты ударных брекчий (эджекитов) и сферулитов, а также иридиевые аномалии – результат гигантских астероидных атак (Glikson, 2008). Свидетельством четвертой неоархейской фазы возрастом 3.0 млрд лет является глубоко эродированный кратер Маниитсок (Maniitsoq) диаметром 150 км на юго-западе Гренландии (Garde et al., 2012). Пятая фаза – палеопротерозойская (2.40–1.63 млрд лет). Масштабные импактные события этой фазы произошли в интервале 2.0–1.85 млрд лет. Это ударный кратер Вредефорт (Vredefort) в Южной Африке диаметром 300 км, Котуйканская кольцевая структура (250 км) на севере Сибирского кратона и структура Садбери (Sudbery, 250 км) на Канадском щите (Глуховский, Кузьмин, 2013;


Катастрофические воздействия…, 2005).

Эти и другие импактные события, следы которых перекрыты фанерозойским платформенным чехлом, могли, в итоге, повлиять на процессы тектонической эволюции Земли, так как энергия одного удара о Землю астероида размером 15–20 км с диаметром кратера 110 км равна 71024 Дж (Баренбаум, 2002). Это эквивалентно взрыву нескольких сотен мегатонных водородных бомб. Деформации от подобных и более масштабных ударов достигали мантии (Глуховский, Кузьмин, 2013;

Катастрофические воздействия…, 2005) и могли не только запустить мантийные плюмы (даже вне импактных центров), но, в той или иной степени, оказывать влияние на эволюцию ротационного режима планеты. Так, теоретические исследования показали, что 4.6 млрд лет назад расстояние между Землей и Луной составляло три земных радиуса (Binder, 1982), что в 20 раз меньше современного — 60 радиусов (рисунок, а). При таком близком (3–5 радиусов) расстоянии между Землей и Луной суточный период вращения планеты составлял тогда около четырех-шести часов. Это соответствует экваториальной скорости осевого вращения Земли ~10000–6700 км/ч, при современной скорости 1674 км/ч. Дальнейшее удаление Луны от Земли происходило дискретно. Первый скачок, от 3 до 18 радиусов, совпадает с двумя первыми фазами астероидных атак. Период 3.0 ± 0.5 млрд лет тому назад во время лунно-земной дистанции, равной 20.4 ± 2.3 земного радиуса (Binder, 1982), совпадает с третьей и четвертой импактными фазами. Во время пятой фазы астероидной бомбардировки Земли расстояние между Землей и Луной резко возросло до 50 ± земного радиуса. После этого под действием солнечно-лунных приливных сил удаление Луны от Земли происходит постепенно.

Таким образом, до палеопротерозоя включительно, при относительно близком расстоянии между Землей и Луной, скорость осевого вращения планеты хотя и дискретно замедлялась, но была достаточно велика для реализации процесса сжатия полярного радиуса и увеличения экваториального радиуса, при сохранении постоянного объема планеты (Стовас, 1963). Можно думать, что высокоэнергетичные удары астероидов, которые поражали субэкваториальную зону Земли – «широтный эффект» А. Баренбаума (2002) и связанные с ними импакт-триггерные возбуждения мантии в комбинации с исключительно сильным приливным воздействием Луны, Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ оказали существенное влияние на ступенчатое замедление периода осевого вращения Земли (рисунок, а). Это легло в основу представления о ротационно-плюмовом режиме ранней Земли (Глуховский, 2009), эволюцию которого можно подразделить на три этапа. С первым этапом (4.40–3.85 млрд лет) было связано зарождение «серогнейсовой» протоконтинентальной коры, со вторым – формирование мировой системы энсиалических зеленокаменных поясов первого и второго поколений (3.4–3. и 3.0–2.7 млрд лет соответственно), с третьим (2.5–1.8 млрд лет) – катастрофические процессы палеопротерозойского термотектогенеза.

а – эволюция лунно-земной дистанции (Binder, 1982, c упрощением и дополнением).

Расстояние Земля–Луна (De) в земных радиусах (Re). Т – возраст в млрд лет;

t – время в млрд лет. Вертикальные полосы – импактные фазы (в млрд лет): I–II – (4.40– 3.85);

III – (3.26–3.24);

IV – (3.0);

V – (2.40–1.63). Пунктирная линия – раздел перехода от ротационно-плюмового режима – «А» к режиму тектоники литосферных плит – «В».

б – реконструкция эпиархейского суперконтинента с центрами архейских и палеопротерозойских импактных событий (Глуховский, Кузьмин, 2013, c дополнением).

1 – раннедокембрийская протоконтинентальная кора эпиархейской Пангеи;

2 – протоокеаническая кора Панталассы;

3 – сиалические ядра протоконтинентальной коры на месте ударов астероидов: I и II фаз (4.4–3.85 млрд лет);

4 – архейские зеленокаменные пояса;

5–7 – центры импактных событий III–V фаз: 5 – III фазы с ареалами вероятных кратерных выбросов, 6 – IV фазы, 7 – V фазы (а – крупные установленные, б – то же, предполагаемые, в – прочие);

8 – границы современных континентов.

_ В течение первого этапа эволюции в условиях быстрого осевого вращения Земли, под действием центробежных сил и энергии солнечно-лунных приливов, в пределах «критических широт» ±35 °C (Стовас, 1963) происходило зарождение первого суперконтинента (Глуховский, Кузьмин, 2013). Этому способствовало уникальное сочетание двух противоположно направленных процессов: высокотемпературного флюидного потока, вызванного центробежными силами и направленного в сторону сектора «критических широт» с одной стороны и высокоэнергетичных ударов крупных астероидов первых двух фаз, падающих в этот же сектор, — с другой. В результате импакт-триггерного процесса зарождались первые мантийные плюмы. В их «головах», в соответствующих P–T условиях, происходило рециклирование и частичное плавление базитовой протокоры с образованием гранитоидов ассоциации ТТГ или «серых гнейсов» возрастом 4.4–3.8 млрд лет (Koeberl, 2006). Так формировались крупные 82 Иркутск, 20–23 августа _ сиалические ядра (нуклеары) первой Пангеи, соизмеримые с кратерами первых двух импактных фаз (рисунок, б). В аналогичном режиме расширения экваториального радиуса в сближенных субмеридиональных зонах рифтогенеза и в субширотных сдвиго-раздвигах (по модели М.В. Стоваса, 1963) происходило образование энсиалических зеленокаменных поясов первого и второго поколений, что и отражено на схеме реконструкции эпиархейского суперконтинента (рисунок, б).

Таким образом, в качестве альтернативы гипотезе Е.Е. Милановского о раширяющейся планете выдвигается концепция о синхронном глобальном растяжении меридиональных роёв разломов протоконтинентальной коры и сопряженных широтных сдвигов в субэкваториальной зоне «критических широт». Это осуществлялось в режиме относительно быстрого осевого вращения планеты и, соответственно этому, увеличения экваториального радиуса, при постоянном объеме Земли. Эти рифтогенные структуры заполнялись продуктами высокотемпературного частичного плавления мантии: базальтами и коматиитами, а также осадочными породами, которые включают горизонты полосчатых железистых кварцитов, ассоциирующих с импактными эджекитами и сферулитами. В некоторых зеленокаменных трогах встречаются и андезиты, присутствие которых часто приводят в качестве аргумента островодужной природы зеленокаменных поясов архея. Однако эти породы могли формироваться в плюм-тектоническом режиме за счет частичного плавления базитов их корневых зон в процессах интенсивного (в сумме до 65 %) и неоднократного (до трех фаз) сжатия шовных прогибов (Конди, 1983), промежуточная консолидация которых завершилась на рубеже 2.7–2.6 млрд лет. Показателем этого режима являются К-граниты с геохимическими метками обогащенной мантии и внутрикорового растяжения (Глуховский и др., 2012). Дальнейшая деформация зеленокаменных поясов была связана с гигантской астероидной бомбардировкой Земли в палеопротерозое и с соответствующими процессами термотектогенеза (Глуховский, 2009;

Глуховский, Кузьмин, 2013), которые происходили на фоне резкого увеличения расстояния от Земли до Луны. Тогда наступил кардинальный перелом хода тектонической эволюции Земли.

Ротационно-плюмовый режим ранних этапов ее развития с концентрацией геодинамических и корообразующих процессов в субэкваториальном поясе сменился полномасштабным режимом глобальной тектоники литосферных плит (рисунок, а).

Список литературы Баренбаум А.А. Галактика, Солнечная система, Земля. Соподчиненные процессы и эволюция. М.: ГЕОС, 2002. 394 с.

Глуховский М.З. Палеопротерозойский термотектогенез – ротационно-плюмовая модель Алданского щита // Геотектоника. 2009. № 3. С. 51–78.

Глуховский М.З., Кузьмин М.И. Котуйканская кольцевая структура: возможное свидетельство масштабного импактного события на севере Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2013. Т. 54, № 1. С. 3–26.

Глуховский М.З., Кузьмин М.И., Баянова Т.Б., Серов П.А. Очково порфиробластические гранитоиды западной части Алданского щита: геохимия, возраст и механизм образования // Доклады Академии наук. 2012. Т. 443, № 4. С. 473–481.

Катастрофические воздействия космических тел. / Под ред. В.В. Адушкина, И.В.

Немчинова. М.: ИКЦ «Академкнига», 2005. 310 с.

Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. М.: Мир, 1983. 390 с.

Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли. М.: Недра, 1983. 280 с.

Стовас М.В. Некоторые вопросы тектоногенеза // Проблемы планетарной геологии.

М.: Госгеолтехиздат, 1963. С. 225–285.

Тетерев А.Л. Немчинов И.В., Рудак Л.В. Удары крупных планетезималей по ранней Земле // Астрономический вестник. 2004. Т. 38, № 1. С. 43–52.

Хаин В.Е., Короновский Н.В. Планета Земля от ядра до ионосферы. М.: Изд-во КДУ, Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ 2007. 244 с.

Binder A.B. The moon: its figure and orbital evolution // Geophysical Research Letters. 1982.

V. 9 (1). Р. 33–36.

Garde A.A., McDonald I., Dyck B., Keulen N. Searching for giant ancient impact structure on Earth: The Mesoarchaean Maniitcoq structure, West Greenland // Earth and Planetary Science Letters.

2012. V. 337–338. P. 197–210.

Glikson A.Y. Field evidence of Eros-scale asteroids and impact-forcing of Precambrian geodynamic episodes Kaapvaal (South Africa) and Pilbara (Western Australia) Cratons // Earth and Planetary Science Letters. 2008. V. 267. P. 558–570.

Koeberl C. Impact processes on the Early Earth // Elements. 2006. V. 2 (4). Р. 211–216.

ROTATION FACTOR AND GLOBAL TECTONICS OF THE GREENSTONE BELTS SYSTEM IN THE EARLY EARTH M.Z. Glukhovsky,1 M.I. Kuzmin Geological Institute, RAS, Moscow, Russia, marat@ilran.ru Vinogradov Institute of Geochemistry, SB RAS, Irkutsk, Russia, mikuzmin@igc.irk.ru О ВКЛАДЕ ЭНЕРГИИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ В ТЕПЛОПОТЕРИ ЗЕМНОЙ КОРЫ БАЙКАЛЬСКОГО РЕГИОНА В.А. Голубев Институт земной коры СО РАН, Иркутск, Россия golubev@crust.irk.ru Теплопотери через поверхность Земли и диссипация ее упругой энергии посредством сейсмичности являются основными составляющими расходной части энергетического бюджета планеты. Сообщение посвящено обсуждению соотношений этих составляющих в Байкальском регионе.

Количество энергии, высвобождаемой при сейсмическом событии, равно разности величин энергии упругой деформации Еупр.: запасенной в горных породах в районе очага будущего землетрясения и упругой энергии, оставшейся в районе очага после реализации этого события. Эта разность энергий Еупр. расходуется на излучение энергии сейсмическими волнами (Еизл.), а другая – основная ее доля – остается в пределах самого очага (Еочаг.):

Еупр. = Еизл. + Еочаг.. (1) Величина Еочаг., в свою очередь, распределяется между ее составляющими:

Еочаг. Етепл. + Етрещ.+ Ехим. + Ефаз.. (2) Здесь Етепл. – это перешедшая в тепловую механическая энергия по преодолению трения при взаимном смещении блоков горных пород, расположенных по разные стороны от разлома, образованного или обновленного в результате землетрясения;

Етрещ. – энергия трещинообразования, затраченная на создание новых поверхностей (на разрывы межмолекулярных связей) при образовании разломов в районе землетрясения;

Ехим. и Ефаз. – энергия, ушедшая на химические превращения и фазовые переходы минералов, слагающих стенки разлома. Энергетические затраты Етрещ. в среднем составляют 1 Дж/м2. Удельная площадь новых поверхностей, возникающих при сейсмическом дроблении горных пород, меняется в пределах от 0. до 160 м2/г, а соответствующая этим значениям величина Етрещ. составляет небольшую долю от Етепл., поэтому можно считать, что энергия, остающаяся в зоне очага 84 Иркутск, 20–23 августа _ землетрясения, идет на нагревание горных пород и на их химические и фазовые превращения:

Еочаг. Етепл.+ Ехим. + Ефаз.. (3) В последние годы появилось большое число лабораторных и связанных с ними полевых исследований составляющих энергетического бюджета землетрясений.

Наиболее важные результаты получены в районе Калифорнии, где Тихоокеанская и континентальная Американская плиты в течение последних 10 млн лет смещаются по разлому Сан-Андреас со средней скоростью 3 см/год. Смещение сопровождается мелкофокусными землетрясениями. По расчетам, тепловая составляющая энергии землетрясений и механическая энергия крипа должны создавать здесь тепловую аномалию величиной не менее 15 мВт/м2 (Lachenbruch, 1980). Для ее подтверждения еще в семидесятые годы прошлого века в этом районе были пробурены десятки скважин и в них проведены температурные измерения. При этом установлено, что на протяжении всего 1000-километрового разлома Сан-Андреас нет свидетельств тому, что тепловой поток вблизи разлома выше, чем при удалении от него. Этот неожиданный факт (тепловой парадокс) послужил поводом для проведения дополнительных исследований и публикации десятков статей. Исчерпывающее объяснение получено лишь в последние годы, когда здесь была пробурена скважина глубиной более 3300 м, почти под прямым углом секущая плоскость разлома. Это позволило отобрать, а затем в лабораторных условиях исследовать образцы горных пород разлома и его стенок. При этом установлено: ширина зоны, в пределах которой осуществляется взаимное смещение океанической и континентальной литосферных плит, составляет лишь 2.6 м;

коэффициент трения скольжения между стенками разлома близок к 0.1 (ожидалось более 0.5);

напряжение сдвига составляет около 10 МПа (ожидалось на порядок больше). При этом, тоже вопреки ожиданиям, рост сдвигового напряжения с глубиной не выявлен, а его величина сохраняется почти неизменной в пределах верхних 5–8 км и, по-видимому, слабо нарастает и глубже (Shleicher et al., 2010;

Braunt et al., 2011;

Gratier et al., 2011;

Carpenter et al., 2012).

Эти результаты вполне достаточны для исчерпывающего объяснения отсутствия тепловой аномалии в районе разлома Сан-Андреас. Их следует принимать во внимание и при изучении взаимосвязей сейсмичности с тепловым потоком в Байкальском регионе. В семидесятых-восьмидесятых годах прошлого века попытки установления таких взаимосвязей здесь неоднократно предпринимались (Лысак, Зорин, 1976;

Лысак, Шерман, 1978). При этом априори предполагалось, что из-за трения стенок разломов значительная часть сейсмодеформационной энергии должна превращаться в тепло и создавать соответствующие, приуроченные к разломам, повышения наблюдаемого кондуктивного теплового потока. На первом этапе исследований такая взаимосвязь подтвердилась. Однако в дальнейшем, с накоплением данных о тепловом потоке, особенно возросшем в результате ежегодных геотермических исследований на дне озера Байкал, идея о существенном вкладе сейсмического процесса в теплопотери земной коры Байкальского региона не нашла подтверждения. Согласно последним работам по данной проблеме, коэффициент корреляции между величиной сейсмической активности А10 (число землетрясений 10-го энергетического класса в расчете на 1000 км2/год) и величиной теплового потока для Байкальской впадины составляет 0.2, что не превышает его значения (0.24) для 95 % уровня значимости этой взаимосвязи (Голенецкий, Голубев, 1985).

Прямое воздействие сейсмических явлений на теплопотери земной коры в Байкальском регионе, по-видимому, незначительно. Однако между сейсмичностью и тепловым потоком могут поддерживаться и косвенные взаимосвязи. Такие взаимосвязи должны проявиться вследствие того, что в результате сейсмического процесса Континентальный рифтогенез, сопутствующие процессы _ возникают зоны повышенной проницаемости, по которым происходит движение подземных вод и обусловленное этим перемещением перераспределение идущего из глубин Земли теплового потока. Однако не следует забывать, что эти, созданные землетрясениями, зоны высокой проницаемости используются в равной мере как восходящими теплыми и горячими подземными водами, так и нисходящими холодными. Вблизи разломов с восходящими подземными водами измеренный в скважинах кондуктивный тепловой поток должен быть увеличен, и, наоборот, в окрестностях разломов с нисходящим движением вод тепловой поток должен быть снижен, так как некоторое количество идущего из глубин тепла здесь расходуется на нагрев приносящихся сверху новых порций холодных метеогенных вод. Как видим, противоположное воздействие восходящего и нисходящего перемещения подземных вод на тепловой поток в окрестностях сейсмогенных разломов и в этом случае не вселяет надежду получить значимую взаимосвязь между обсуждаемыми параметрами (Голенецкий, Голубев, 1985;

Голубев, 2007).

Из-за неравномерности сейсмического процесса энергия, излучаемая землетрясениями (Еизл. в выражении (1)), распределена очень неравномерно и, рассчитанная для Земли в целом, составляет около 11018 Дж/год. Эта энергия, в конечном счете, тоже тратится на нагрев недр Земли и, следовательно, увеличивает тепловой поток через ее поверхность. Ее вклад в тепловой бюджет Земли составляет менее 0.1 % от 1.41021 Дж/год – потерь тепла через поверхность планеты. Тепловая энергия, генерируемая непосредственно в очагах землетрясений (Етепл.), выделяется еще более локализованно. Если принять, что Етепл. на порядок превышает Еизл., то и в этом случае суммарный вклад сейсмичности в теплопотери Земли составит менее 1 %. Такое соотношение указанных энергий, по-видимому, сохраняется и в пределах Байкальского региона.

Список литературы Голенецкий С.И., Голубев В.А. О связи сейсмичности с тепловым потоком в районе впадины озера Байкал // Геология и геофизика. 1985. № 6. С. 87–96.

Голубев В.А. Кондуктивный и конвективный вынос тепла в Байкальской рифтовой зоне. Новосибирск: Академическое изд-во “Гео”, 2007. 222 c.

Лысак С.В., Зорин Ю.А. Геотермическое поле Байкальской рифтовой зоны. М.: Наука, 1976. 90 с.

Лысак С.В., Шерман С.И. Глубинный тепловой поток и сейсмическая активность Прибайкалья // Сейсмичность и глубинное строение Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1978.

С. 56–68.

Braunt N., Han R., Shimamoto T. et al. Fast slip inhibited temperature rise due to mineral dehydration: Evidence from experiments on gipsum // Geology. 2011. V. 39 (1). P. 59–62.

Carpenter B.M., Saffer D.M., Marone C. Frictional properties and sliding stability of the San Andreas fault from deep drill core // Geology. 2012. V. 40 (8). P. 759–762.

Gratier J.-P., Richard J., Renard F. et al. Aseismic sliding of active faults by pressure solution creep: Evidence from the San Andreas fault observatory at depth // Geology. 2011. V. 39 (12).

P. 1131–1134.

Lachenbruch A.H. Frictional heating, fluid pressure and the resistance to fault motion // J. Geophys. Res. 1980. V. 76 (B11). P. 987–1003.

Shleicher A.M., van der Pluijm B.A., Warr L.N. Nanocoatings of clay and creep of the San Andreas fault at Parkfield, California // Geology. 2010. V. 38 (7). P. 667–670.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 10 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.