Рассматриваемый район на востоке примыкает к тектонически сложному Уральскому орогену. Этот ороген формировался с девона по триас и представляет собой покровно-складчатое сооружение, образовавшееся на месте системы палеоокеанических бассейнов в результате столкновения Восточно-Европейской платформы, восточно-уральских микроконтинентов и Сибирско-Казахстанского каледонского континента (Руженцев, 1976). В изучаемом районе с запада на восток выделяются следующие тектонические структуры (см. рис.1-14): Восточно-Европейский кратон, Предуральский прогиб, Западно-Уральская складчатая зона, Центрально-Уральское поднятие, Тагило-Магнитогорская зона, Восточно-Уральские поднятие и депрессия, Транс-Уральское поднятие и Казахская плита.
Рис. 1-14. Основные тек-тонические структуры, поло-жение скважин и профилей в изучаемом районе (Алиев и др., 1977; Белоконь и др., 1996; Kukkonen et al., 1997).
1 – контуры основных тек-тонических структур Запад-ного Башкортостана, 2 – границы Уральского склад-чатого пояса и Восточного Урала, 3 и 4 – восточная (3) и западная (4) границы Предуральского прогиба, 5 – основной разлом Урала, 6 – положение профилей с но-мерами скважин. Затемнён-ная область –район с низ-ким тепловым потоком (Смирнов, 1980, Сальников, 1984). Номера соответству-ют следующим скважинам: 1- Арланская, 2- Колтасин-ская, 3- Югомашская, 4- Северо-Кушкульская, 5- Кушкульская, 6- Южно-Тафтимановская-1, 7- Южно-Тафтимановская-2, 8- Кабаковская, 9- Ахмерова, 10- Кипчакская, 11- Аслыкульская, 12- Морозовская, 13- Леузская. Профили 1 со скважинами 1-8 и 2 со скважинами 9-12 обсуждаются в главе.
Из перечисленных структур в изучаемый район входят лишь первые две и Тагило-Магнитогорская зона. Последняя включает в себя океанические и островодужные комплексы палеозойского возраста и с запада ограничена Главным Уральским разломом. Этот разлом отделяет Тагило-Магнитогорскую зону от Западно-Уральской складчатой структуры и выходов рифейского и вендского метаморфизированного фундамента Восточно-Европейской платформы в Центрально-Уральском поднятии. Восточное падение Главного Уральского разлома подтверждено глубинным сейсмическим зондированием на Центральном (Zonenshien et al., 1990; Juchlin et al., 1995) и Южном (Echler et al., 1997) Урале. С конца перми тектоническая активность на Среднем и Южном Урале затухает (Руженцев, 1976; Zonenshien et al., 1990; Doring et al., 1997).
|
|
Рассматриваемый район Башкортостана представлен рифейскими осадочными бассейнами и ограничен с запада Татарским сводом, с востока - Уральским складчатым поясом (рис.1-14). Бассейны формировались вначале как авлакогены и только после раскрытия Уральского палеоокеана в раннем ордовике развивались уже как внутрикратонные структуры (Maslov et al., 1997). При этом положение осей системы раннерифейских рифтов должно соответствовать площадям максимальной мощности рифейско-вендского комплекса в разрезе современного передового прогиба Урала (рис.1-14; Белоконь и др., 1996; Масагутов и др., 1997; Maslov et al., 1997). Таким образом, осадочный комплекс в начале рифея формировался в обстановке континентального рифтогенеза с прогреванием и растяжением литосферы. В разрезах нижнего и среднего рифея встречаются габбро-диабазы с возрастом от 1030 до 1450 млн. лет (Белоконь и др., 1996), что говорит о тепловой активизации литосферы бассейнов в этот период. В целом, рифейско-вендский осадочный комплекс отражает спектр условий осадконакопления: от мелководных или умеренно-глубинных морских (карбонаты) до континентальных (Алиев и др., 1977; Белоконь и др., 1996; Maslov et al., 1997).
|
|
Кембрийские осадки на Урале и прилегающей области практически отсутствуют, и все это время, включая ордовик и силур, территория Башкортостана характеризовалась эрозией или перерывом в осадконакоплении (рис.2-14б, е). Это было вызвано общей приподнятостью области как в период, предшествовавший раскрытию Уральского палеоокеана (в ордовике), так и во время формирования последнего (в ордовике-раннем девоне) (Maslov et al., 1997). Незначительная амплитуда эрозии, оцениваемая для этого этапа развития бассейнов (менее 300 м), говорит об ограниченности термического влияния процесса раскрытия Уральского палеоокеана на литосферу бассейнов Западного Башкортостана, возможно, из-за их удаленности от центра спрединга (Kazantseva and Kamaletdinov, 1986; Doring et al., 1997; Kukkonen et al., 1997).
Следующий период развития района совпадает по времени с закрытием Уральского палеоокеана в среднем и позднем девоне и карбоне. Оно сопровождалось
Рис. 2-14. Термическая эволюция литосферы Западного Башкортостана в районе Югомашской (а-д) и Ахмеровой (е-и) площадей – результаты численного моделирования (Галушкин, Яковлев, 2003; Galushkin and Yakovlev, 2004).
а – палеоклиматическая история района по (Frakes, 1979; Величко, 1987);
б и е история погружения и термическая эволюция осадочной толщи бассейна: сплошные линии – основания осадочных слоев, пунктир – изотермы;
|
|
в и ж - изменение теплового потока через поверхность осадков (сплошная линия) и фундамента (пунктир) в истории бассейна.;
г и з – тектоническое погружение поверхности фундамента, вычисленное в модели локальной изостазии при удалении нагрузки осадков и воды (сплошная линия) и при анализе вариаций плотностей пород фундамента (пунктир). ТАС-1-3 – периоды тепловой активизации литосферы бассейна (см. текст), EXT – периоды растяжения литосферы бассейна (см. текст);
д и и – эволюция термического режима литосферы бассейна. Пунктирные линии – изотермы, линия “МОХО” – основание коры, линия “фазовый переход” - глубина фазового перехода пироксенового перидотита в гранатовый в модели перидотитовой литосферы (глава 6), “основание литосферы” – глубина основания литосферы, определённая по пересечению текущей геотермы.литосферы с кривой солидуса перидотита с менее чем 0.2% H2O (глава 5, Wyllie, 1979).
субдукцией океанической коры к востоку вдоль Магнитогорской вулканической дуги (Zonnenshein et al., 1990; Doring et al., 1997). Как показывает анализ осадочных разрезов большинства изучаемых площадей Башкортостана, в течение всего этого периода в бассейнах Западного Башкортостана отлагались мелководные известняки и заметная примесь терригенных пород в них появляется лишь в верхней перми. Столкновение Восточно-Европейской платформы, восточно-уральских микроконтинентов и Сибирско-Казахстанского каледонского континента привело к возникновению орогена Уралид протяженностью 3000 км. Как отмечалось выше, блоки коры, составленные породами офиолитового и островодужного комплексов, располагаются в настоящее время сразу же к востоку от Главного Уральского разлома (рис.1-14; Zonnenshein et al., 1990; Уральская, 1992; Булашевич и др., 1992; Doring et al., 1007). Весь интервал времени, следующий за столкновением, характеризовался в бассейнах Западного Башкортостана перерывом в осадконакоплении или эрозией, амплитуда которой оценивается в 100-300м (табл. 1-14; рис.2-14б, е).
14.2 Состояние изученности теплового поля района
Основной целью данной главы является анализ эволюции термического режима и современного теплового состояния литосферы Западного Башкортостана и южной части Тагило-Магнитогорской зоны. Эти районы входят в состав широкой овальной области низкого теплового потока, охватывающей рифейские бассейны Башкортостана, пересекающей Тагило-Магнитогорскую зону и Восточно-Уральское поднятие и продолжающейся на юго-восток до верховьев р. Тобол (рис.1-14; Сальников, 1977; Смирнов, 1980; Сальников, Попов, 1982; Сальников, 1984; Сальников, Голованова, 1990; Хуторской и др., 1993; Хуторской, 1996). Тагило-Магнитогорская зона Урала является объектом многих геологических, геохимических и геофизических исследований как уникальный район, сформировавшийся на границе плит после закрытия Уральского палеоокеана (Руженцев, 1976; Сальников, Попов, 1982; Сальников, 1984; Уральская, 1992; Булашевич и др., 1992; 1997; Голованова. 1993; Хуторской и др., 1993; Doring et al, 1997; Kukkonen et al., 1997; Дружинин и др., 2002). Его характерная черта - аномально низкий тепловой поток. Модели, объясняющие его природу, как правило, предполагают значительный объем основных и ультраосновных пород в изучаемых районах. Например, в работах М.Д. Хуторского для анализа особенностей теплового поля в ультраосновных массивах Южного Урала и их обрамлении привлекается модель с внедрением и последующем остыванием мощного ультрабазитового тела прямоугольной формы шириной около 30 км, с глубинами кровли и основания тела 5 и 45 км и с продольными размерами, значительно превышающими его поперечные размеры (Хуторской и др., 1993; Хуторской, 1996). В модели (Kukkonen et al., 1997) предполагается, что при столкновении плит часть литосферы задугового моря оказалась вмещенной между Главным Уральским разломом и блоками Восточно-Уральского поднятия, сформировав Тагило-Магнитогорскую зону, и что слой основных и ультраосновных пород коры с низкой теплогенерацией распространяется здесь до глубин 45-55 км, объясняя пониженные значения теплового потока. Предположение о существенной роли низкой теплогенерации основных и ультраосновных пород коры Тагило-Магнитогорской зоны в формировании пониженных значений теплового потока высказывается и в работах Сальников, Попов, 1982; Сальников, 1984; Сальников, Голованова,, 1990; Голованова. 1993; Khachay et al., 1997).
Однако упомянутые модели находятся в противоречии с глубинным распределением плотностей пород литосферы района, следующим из анализа сейсмических данных и гравитационных аномалий вдоль профиля URSEIS-95 (Doring et al., 1997), а также с результатами сейсмических и других геолого-геофизических исследований литосферы в районе скважины СГ-4 (Уральская, 1992; Дружинин и др., 2002), которые предполагают мощность комплекса вулканитов и ультраосновных пород, ограниченную 10 км. Вывод о низкой теплогенерации пород коры как одной из основных причин пониженного теплового режима района, входит в противоречие и с тепловыми данными для бассейнов Башкортостана к западу от Уральского складчатого пояса. Согласно геофизическим данным, эти бассейны подстилаются континентальной корой Восточно-Европейской платформы (Сальников, 1984; Фролович и др., 1988; Doring et al., 1997; Kazantseva and Kamaletdinov, 1988; Kukkonen et al., 1997). Однако и они характеризуются низким тепловым потоком, который с учетом вклада радиогенного тепла осадочной толщи сопоставим с потоком Тагило-Магнитогорской зоны (Сальников, 1984; Сальников, Голованова,, 1990; Голованова. 1993).
Хорошая геологическая изученность района и опубликованные данные измерения температур в более чем тридцати скважинах в пределах моделируемых нами площадей позволили применить компьютерную систему моделирования бассейнов ГАЛО (Галушкин, Кутас, 1995; Галушкин и др., 1999; 2004; Галушкин, Яковлев, 2003) и восстановить температурную историю и современное термическое состояние литосферы Западного Башкортостана, обобщив результаты исследований вдоль одного меридионального и двух широтных профилей (рис.1-14). В свою очередь, геофизические исследования в Тагило-Магнитогорской зоне Урала и измерения температур в скв. СГ-4 и других скважинах зоны (Сальников, 1984; Сальников, Голованова,, 1990 Голованова, 1993; Булашевич, 1997) были использованы для моделирования теплового режима литосферы и этой зоны. Мы сопоставили режимы обоих районов и сделали вывод об аномальности термического состояния глубинной литосферы всего района, простирающегося от западных границ Башкортостана до Восточного Урала. Использованная нами модель литосферы района согласуется с плотностной моделью Дж. Доринга и др. (Doring et al., 1997), предполагающей ограниченную мощность комплекса вулканогенных и ультраосновных пород для литосферы Тагило-Магнитогорской зоны.
Предшествующие оценки термического состояния литосферы района основывались на данных по тепловому потоку или геотермическому градиенту, осредненному для верхних 1-2 км осадочной толщи (Сальников, 1984; Сальников, Голованова,, 1990; Голованова. 1993; Kukkonen et al., 1997). Однако как данные измерений, так и результаты моделирования показывают, что значения тепловых потоков и градиентов температуры заметно меняются с глубиной в интервале 1-3 км, что отражает современную реакцию пород на резкие вариации климата в плиоцен-голоценовое время. По этой причине наш анализ опирался на опубликованные значения температур, измеренных в более чем 30 скважинах изучаемых площадей на глубинах свыше 1 км. Сопоставление измеренных и вычисленных в модели температур требует корректного учета климатического фактора. Соответствующая модификация пакета ГАЛО (Galushkin, 1997) дает возможность учесть его в рамках общей схемы моделирования бассейнов, т.е. для конкретного литологического разреза рассматриваемых площадей и с подробной палеоклиматической кривой для последних 65 млн. лет (Величко, 1987; 1999).
14.3 Двухмерный анализ современного термического состояния района
В главе 5 отмечалось, что моделирование термической эволюции осадочной толщи и фундамента бассейнов в системе ГАЛО является одномерным, то есть оно использует приближение плоского бассейна. Такое приближение обладает тем преимуществом, что позволяет рассмотреть совместный теплоперенос в меняющейся осадочной толще и подстилающем фундаменте до глубин 200 км, применить в моделировании анализ вариаций тектонического погружения, рассмотреть температурную эволюцию системы в периоды резких колебаний климата и учесть ряд других явлений, рассмотрение которых в двумерном варианте было бы крайне затруднительно. Чтобы оценить применимость приближения «плоского бассейна» к изучению нашего района, мы провели сравнение результатов одномерных и двумерных расчетов распределения температур по глубине вдоль профиля 2 рис. 1-14, продолженного через Тагило-Магнитогорскую зону до Восточно-Уральского поднятия. Положение нашего профиля близко к профилю URSEIS–95, рассмотренного в работе (Doring et al., 1997), а также к Троицкому профилю, протягивающемуся примерно в 50 км севернее первого и рассмотренного в (Kukkonen et al., 1997). При моделировании литосфера разбивалась на блоки с различной теплопроводностью и теплогенерацией пород (рис. 3-14В). Значения термофизических параметров пород блоков показаны в подписи к рис. 3-14. Они согласуются с приведёнными в работе (Kukkonen et al., 1997), где детально рассмотрены теплопроводность и теплогенерация пород Южного Урала, но в отличии от неё, глубинные границы слоёв литосферы на рис. 3-14 согласовались с гравитационной моделью литосферы вдоль профиля URSEIS-95 (Doring et al., 1997). Глубины осадочного слоя находились также в согласии и с мощностями реальных осадочных разрезов в районе скв. Морозовская, Аслыкуль, Кипчак и Ахмерова профиля 2 на рис. 1-14. При моделировании в процессе эволюции бассейна толщины слоёв
Рис. 3-14. Сравнение распределений температур по глубине, рассчитанных в рамках стационарных одномерной и двумерной моделей вдоль профиля, протягивающегося от скв Морозовская до псевдоскв. Магнитогорская.
A – Пять глубинных распределений температур для сечений вблизи скважин, вычисленные в двухмерной (сплошные линии) и в одномерной (пунктирные) моделях. Положение скважин на профиле показано отрезками прямых линий.
Б – глубины изотерм, вычисленных в двухмерной (сплошные линии) и в одномерной (пунктирные) моделях. Буквы в верхней части рисунка соответствуют разным тектоническим единицам на профиле: a- Восточно-Европейская платформа, b- Предуральский прогиб, c- складчатый пояс Западного Урала, d- поднятие Центрального Урала, e- Тагило-Магнитогорская зона, f и g- Восточно-Уральские поднятие и депрессия и h-Транс-Уральское поднятие.
В – области с различными значениями теплопроводности и теплогенерации пород литосферы изучаемого района: осадочный слой (1-8), верхняя часть гранитного слоя коры (9), нижняя часть гранитного слоя (10), “базальтовый” слой (11) и мантия (12). Разделение литосферы на домены и значения теплопроводности и теплогенерации пород в доменах определялись согласно (Сальников, 1984; Сальников, Голованова, 1990; Голованова, 1993; Булашевич и др., 1992; 1997; Kukkonen et al., 1997): K=2.0 Вт/м°K и A=0.6мкВт/м3 в домене 1; 2.0 и 0.98 во 2-ом; 2.0 и 0.4 в 3-ем; 2.9 и 0.25 в 4-ом; 2.6 и 0.3 в 5-ом; 2.6 и 1.2 в 6-ом; 2.2 и 0.43 в 7-ом; 2.2 и 1.0 в 8-ом; 2.72 и 1.25 в 9-ом; 2.72 и 0.71 в 10-ом; 1.88 и 0.21 в 11-ом; и, наконец, K=K(T) (уравнение 5-15) and А=0.004 мкВт/м3 в домене 12.
коры в пределах фундамента сокращались по сравнению с их значениями в таб. П-4-2 (см. ниже) в соответствии с амплитудами растяжения литосферы, предполагаемыми анализом вариаций тектонического погружения фундамента (рис. 2-14г и з). Амплитуда растяжения увеличивалась от значения b = 1.05 на Морозовской площади до 1.25 – на Ахмеровой (см. ниже). Теплопроводность пород мантии менялась с температурой пород согласно (5-15), уменьшаясь от значения K=5 Вт/мoK при T=0oC до своего минимума, примерно равного 2.72 Вт/мoK при T=300-700oC, и затем возрастая с температурой почти линейно при T > 700oC за счёт вклада радиационной теплопроводности (Schatz and Simmons, 1972).
Распределения температуры, показанные сплошными линиями на рис. 3-14А и длинно-пунктирными линиями на рис. 3-14Б, получены решением стационарного уравнения теплопроводности
(14-1)
с граничными условиями: 
на правой (x=0) и левой (x=xm=650 km) границах области расчёта температуры, T=5oC при z=0 и T=Tm(x) на нижней границе области счёта (z=zm=200 км), где Tm(x) росла линейно от значения около 870oC на Морозовской площади до 1040oC в районе Магнитогорской псевдоскважины. Этот рост значений Tm(x) к востоку находился в согласии с результатами моделирования для соответствующих площадей, представленными в следующем разделе главы. Уравнение решалось методом итераций с использованием консервативной неявной конечно-разностной схемы альтернативных направлений, приспособленной к решению с переменными шагами Dx, Dz и с переменными коэффициентами в уравнении теплопроводности (14-1). Метод прогонки применялся при решении результирующей тридиагональной системы алгебраических уравнений. Одномерный вариант уравнения (5-20) использовался для формирования распределения температур в области счёта в начале итерационного процесса. Алгоритм решения реализован в компьютерном пакете ГАЛ-2. При решении профиль длиной 650 км разбивался на 150 шагов с постоянным размером Dx»4.5 км в горизонтальном направлении, тогда как в вертикальном направлении размер шага увеличивался по геометрической прогрессии от Dz = 10 м на поверхности до 18 км на глубине 200 км при общем числе шагов по оси z равном 100.
Сравнение результатов расчёта в одномерном варианте (мелко-пунктирные линии на рис. 3-14Б) с расчётами в двумерном варианте (длинный пунктир на рис. 3-14Б) показало, что отклонение от плоского приближения может заметно влиять на результаты моделирования только для площадей, близких к Уральскому прогибу, Западно-Уральской складчатой зоне и Центральному Уральскому поднятию. Дополнительный анализ показал, что основная часть этого отклонения обязана контрасту в значениях теплогенерации пород изучаемого разреза, который мог достигать 0.4-0.8 мкВт/м3. Рис. 3-14А,Б показывают также, что температуры, вычисленные в одномерном варианте, отличаются не более чем на 5% от значений в двумерном варианте даже для Ахмеровой площади, расположенной на западном краю Уральского передового прогиба. Для Тагило-Магнитогорской зоны незначительная роль горизонтальных градиентов температур в ее тепловом состоянии предполагается ее относительно большими поперечными размерами и также подтверждается результатами моделирования на рис.3-14А и Б.
14.4 Реконструкция термической истории Западного Башкортостана
14.4.1 Принципы моделирования бассейнов Западного Башкортостана
Реконструкция бассейна осуществлялась с помощью численного решения одномерного нестационарного уравнения теплопроводности с использованием компьютерного пакета моделирования ГАЛО. Исходные алгоритмы и принципы действия пакета описаны в главах 4-6. При восстановлении тепловой истории бассейнов учитывались отложение и уплотнение пористых осадков с переменной скоростью, эрозия и перерывы в осадконакоплении, связь теплофизических свойств с литологией, их изменение с глубиной и температурой пород, зависимость от температуры теплопроводностей воды и матрицы пород, традиционно рассматриваемые в пакетах по моделированию бассейнов. На поверхности бассейна поддерживались температуры, отвечавшие палеоклиматическим условиям района (рис. 2-14а). В основании области счёта поддерживалась постоянная температура, которая для разных разрезов, рассматриваемых в главе, менялась от 900oC до 1000oC. Принципы её определения вместе с построением разностной сетки для решения уравнения теплопроводности обсуждались в главе 5. Мы лишь отметим, что шаги Dz при отложении осадков на поверхности не превосходили 20 м и постепенно увеличивались с глубиной, достигая 1-2 km в основании области счёта (при z=200 км).
Применение системы ГАЛО позволило осуществлять совместный анализ теплопереноса в осадочной толще бассейна, подстилающей литосфере и астеносфере до глубин 200-220 км. Такой подход позволял, в свою очередь, привлекать анализ вариаций амплитуд тектонического погружения поверхности фундамента для оценки амплитуд тектонических и термических событий в истории бассейна (см. главу 6). С этой целью, как и в других вариантах моделирования, вычисленные распределения температур и давления в литосфере использовались для расчета изменения плотностей пород фундамента с глубиной на каждом временном шаге развития бассейна, включая периоды его тепловой активизации и растяжения. Затем рассчитывались вариации амплитуд тектонического погружения фундамента альтернативными методами: 1) удалением нагрузки воды и осадков (процедура “backstripping”; сплошная линия на рис. 2-14г и з, и 2) из анализа вариаций в распределении плотностей в фундаменте (пунктирная линия рис. 2-14г и з). Тогда последовательность и интенсивности тектоно-термических событий, предполагаемые моделью развития бассейна, должны были обеспечивать совпадение относительных вариаций амплитуд тектонического погружения фундамента, вычисленных двумя методами, для периодов изостатического отклика литосферы бассейна на нагрузку (глава 6).
14.4.2 Исходная база данных
Литологические разрезы бассейна строились на основе данных бурения (Алиев и др., 1977; Белоконь и др., 1996; Сальников, Голованова, 1990), а для глубин, превышавших 5 км, - по данным сейсмокорреляции (Рабочая, 1981; Фролович и др., 1988). Подавляющее большинство осадочных пород Западного Башкортостана представлено различными сочетаниями глинистых сланцев, песчаников, известняков, в редких случаях с примесью галита и ангидрита (см., например, табл. П-4-1). В наших расчетах использовались среднемировые данные по петрофизическим характеристикам (плотности, теплопроводности и теплоемкости скелета осадочных пород, их теплогенерации, поверхностной пористости и масштаба изменения пористости с глубиной) основных литологических единиц района. С помощью этих значений в согласии с алгоритмом, описанным в главе 5, рассчитывались петрофизические параметры для конкретных пород осадочных разрезов изучаемого района, которые представлялись как смеси основных литологических единиц (см., например, табл. П-4-1, П-4-3).
Теплопроводность пород изменялась в соответствии с вариациями литологии, пористости и температуры с глубиной (табл. П-4-1; П-4-3; глава 5). На рис. 2-5а показаны рассчитанные в модели изменения теплопроводности и теплогенерации пород с глубиной для разреза скв. Ахмерова. Как видно из рисунка, породы верхнего венда с максимальной долей песчаной фракции (табл. П-4-1) характеризуются максимальной теплопроводностью. Для глубин менее 6 км характерно увеличение теплопроводности с глубиной, связанное с уменьшением пористости. В то же время её уменьшение в более глубоких горизонтах обязано падению матричной теплопроводности с ростом температуры (табл. П-4-3; глава 5). Значения теплопроводностей в моделировании вычислялись с использованием среднемировых данных из табл. 1-4 с учётом литологического состава пород (см., например, табл. П-4-1) по алгоритмам, обсуждавшимся в главе 5. Использованные среднемировые значения не выходили за пределы измерений для пород изучаемой окраины Восточно-Европейской платформы и Предуральского прогиба (K=0.9 – 4.68 Вт/мoK для известняков, 1.63 – 6.81 Вт/мoK – для песчаников и 0.66 – 2.80 Вт/мoK – для аргиллитов). К сожалению, мы не смогли использовать большое число измерений теплопроводности пород, приведённых в работе (Голованова, 1993), так как отсутствовали данные по пористости анализируемых образцов пород.
Изменение теплогенерации пород с глубиной определяются в основном вариациями литологии пород. Оно иллюстрируется на рис. 2-5 на примере осадочного разреза скв. Ахмерова. Рисунок показывает, что породы среднего рифея с максимальным содержанием глинистой фракции характеризуются максимальным значением объёмной теплогенерации. Как и в случае с теплопроводностью, использованные в расчётах среднемировые значения теплогенерации основных литологических единиц не выходили за пределы измерений для пород изучаемой окраины Восточно-Европейской платформы и Предуральского прогиба (A=0.62 – 0.77 мкВт/м3 (Сальников, 1984) и 0.56 ± 0.52 мкВт/м3 (Kukkonen, 1997) – для известняков, 1.50 – 1.83 мкВт/м3 (Сальников, 1984) – для глин, 0.3 мкВт/м3 (Сальников, 1984) и 0.08±0.05 мкВт/м3 (Kukkonen, 1997) – для гипса и ангидрида, 1.00±0.34 мкВт/м3 (Kukkonen, 1997) – для песчаника). Среднее значение теплогенерации в рифейских породах в разрезе Ахмеровой площади (0.99 мкВт/м3 на рис. 2-5б) отличается от оценки В.Е. Сальникова (1984; 1.27 мкВт/м3) только на 30%. При этом среднее значение теплогенерации для всего осадочного разреза Ахмеровой площади составляет 0.95 мкВт/м3 (рис. 2-5б) и неплохо согласуется с оценками, основанными на измерениях теплогенерации пород в изучаемом районе (Kukkonen, 1997; 1.12 мкВт/м3 и 0.98 мкВт/м3, соответственно).
В соответствии с данными сейсмического профилирования района (см., например, Автонеев и др., 1988; Zonenshien et al., 1990; Juchlin et al., 1995; Doring et al., 1997; Echler et al., 1997) предполагался континентальный фундамент, близкий к стандартному (табл. П-4-2), но с изменениями, касавшимися свойств пород данного района. Так, теплопроводности и теплогенерации пород фундамента в табл. 2-5 приняты в согласии с обзором данных в (Kukkonen et al., 1997), которые предполагают значения K=2.3-3.3 Вт/мoK и A=0.4 - 1.4 мкВт/м3 в среднем для пород фундамента, K=1.53-3.80 Вт/мoK and A=1.1 – 1.5 mkW/m3 для гранитных пород и A=0.17–0.50 мкВт/м3 для теплогенерации в базальтовых породах (Сальников, Голованова, 1990). В такой модели тепловой поток, обязанный распаду радиоактивных элементов в фундаменте (до его растяжения), составлял около 24 мВт/м2, из которых 17.6 мвт/м2 обязано генерации в породах гранитного и “базальтового” слоев коры, а 6.3 мВт/м2 – породам мантии в интервале глубин от 35 до 200 км (табл. П-4-2). Эти значения согласовались как с геохимическими оценками радиогенного потока континентальной коры в (McLennan and Taylor, 1996), так и с оценками, базирующимися на измерениях теплогенерации пород фундамента Башкортостана в (Сальников, 1984; Kukkonen et al., 1997). В моделировании учитывалось, что в период рифтогенеза в раннем рифее фундамент подвергался растяжению в степени, зависевшей от положения конкретной площади относительно оси максимального прогибания в рифее.
Температуры, измеренные на глубинах более 1 км в 30 скважинах района и опубликованные в работах (Сальников, Огаринов, 1977; Сальников, Попов, 1982; Сальников, 1984; Сальников, Голованова, 1990; Голованова, 1993), служили важным контролирующим фактором при моделировании термической эволюции бассейна. Надежность измерений температур и, в частности, влияние на них гидрогеологического и временного факторов обсуждаются в (Сальников, 1984; Сальников, Голованова, 1990; Голованова, 1993). Мы не использовали для контроля модели данные по тепловому потоку или среднему градиенту температуры, как это делалось в предшествующих работах (Сальников, Попов, 1982; Сальников, 1984; Сальников, Голованова, 1990; Голованова, 1993; Kukkonen et al., 1997), так как соответствующие значения заметно меняются с глубиной вследствие резких колебаний климата в недавнее время (рис. 7-10). Учёт влияния вариаций климата на современный профиль температур оказывается важным аспектом при сравнении вычисленных и измеренных температур даже в таких сравнительно «южных» районах. Мы воспользовались работами (Величко, 1987; Frakes, 1979) для описания климата Восточной Европы на период с карбона по кайнозой и работами
Рис. 4-14. Палеоклима-тические условия (а) по (Величко, 1987; 1999) и вычисленные вариации глубинs зоны вечномерзлых пород (сплошные линии) и зоны устойчивости метановых газогидратов (пунктир) в течении последних 500 тысяч лет на примере осадочного разреза пло-щади Югомашская.
(Величко, 1987; 1999) для климата кайнозоя с особенно детальным описанием вариаций последних 5 млн. лет (рис. 4-14а). Температура на поверхности бассейна в протерозое, в отсутствие информации, принималась линейно возраставшей от 10 до 16оС (рис.2-14а).
14.4.3 Термическая история бассейнов Западного Башкортостана
Рис. 2-14а-д и 2-14е-и представляют результаты численной реконструкции истории погружения и термического режима литосферы рифейских бассейнов Западного Башкортостана на примере площадей с умеренной (рис. 2-14а-д) и значительной (рис. 2-14е-и) амплитудами рифейского прогибания. Для восточных площадей, близких к оси максимального прогибания в рифее (скв. 5-10 на рис. 1-14), вариации тектонического погружения фундамента (см. рис. 2-14з) предполагали остывание литосферы в нижнем и отчасти в среднем рифее от сравнительно высокого начального теплового потока qo=60 - 70 мВт/м2 с ее одновременным растяжением с амплитудой b=1.10-1.30. Так, относительно небольшое увеличение мощности коры и заглубление границы Мохоровичича в раннем рифее, несмотря на отложение более 10 км осадков, обязано растяжению коры с амплитудой b»1.20 в этот период времени (см. линию “МОХО” на рис.2-14и). Напротив, для осадочных разрезов западной части изучаемой области (скв. 1-3,11,12 на рис.1-14), анализ вариаций тектонического погружения фундамента предполагал условия типичные для периферийных зон континентального рифтогенеза с умеренными значениями начального теплового потока qo=40-50 мВт/м2 (рис.2-14в,г) без заметного растяжения литосферы в рифее. Для восточных площадей, близких к оси древнего рифта, термическая мощность литосферы в период рифтогенеза составляла всего лишь 30-70 км (рис 2-14д), тогда как для западных периферийных площадей она превосходила 200 км (рис.2-14и). Дальнейшие вариации тектонического погружения согласуются с тепловой реактивизацией литосферы бассейна в среднем рифее, которая вызвала эрозию нижнерифейских пород (от 400 до 1200 м), максимальную в восточных районах (рис.2-14б,е). Две последующих тепловых активизации в позднем рифее-венде и в кембрий-девоне (рис. 2-14г,д,з,и) были относительно слабыми и сопровождались местами умеренной эрозией с амплитудой 200-500 м. Этап закрытия Уральского палеоокеана со среднего девона по триас характеризовался отложением от 1500 до 2500 м мелководных известняков и песчаников (см. рис.2-14б,е; Алиев и др., 1977; Белоконь и др., 1996; Maslov et al., 1997). Последующее время, включая и настоящее, характеризовалось медленным остыванием литосферы с выходом на околостационарный режим в кайнозое (см. рис. 2-14д,е). Возможное влияние неизостатических процессов на этом отрезке времени обсуждается ниже.
Таким образом, моделирование предполагает, что литосфера бассейнов Западного Башкортостана характеризовалась относительно низкотемпературным режимом большую часть времени своего развития. После остывания в раннем рифее слабые термические активизации не привели к заметному прогреву литосферы. В таких условиях вклад фазового перехода пироксенового перидотита в гранатовый (глава 6) в тектоническое погружение фундамента не превышал 300 м из-за слабых вариаций его глубины (рис.2-14д,и). Тепловой поток на поверхности бассейна уменьшался от повышенных начальных значений в нижнем рифее (60-70 мВт/м2 в восточных площадях и 40-50 мвт/м2 в западных) до современных величин 32-40 мвт/м2 (рис.2-14в,ж). Вклад радиогенного тепла осадков, составляющий 5-7 мВт/м2 в современном разрезе, являлся основной причиной различия тепловых потоков через поверхность осадков и фундамента на рис. 2-14в, ж. Небольшое повышение потока в последние 2-3 млн лет вызвано понижением среднегодовых температур (см. рис.2-14а).
Несмотря на относительно низкий термический уровень, характерный для литосферы рассматриваемых бассейнов, мощное синрифтовое погружение фундамента в раннем рифее (свыше 10 км) имело следствием высокие значения как палео-, так и современных температур в основании осадочной толщи (до 180-190оС, см. рис.2-14е; 5-14). К западу, на площадях с заметно меньшими амплитудами погружений фундамента, современные температуры в подошве осадочной толщи не превышают 120оС (рис.5-14).
Моделирование термического состояния литосферы по профилям 1 и 2 (рис. 1-14) предполагает легкое усиление современного термического режима литосферы с приближением к Уральскому складчатому поясу (рис.5-14).
14.4.4 Современный термический режим бассейна и климатический фактор
Результаты моделирования, представленные на рис. 2-14, 5-14, используют климатическую кривую, построенную по данным работ (Величко, 1987; Frakes, 1979) для климата Восточной Европы на период с карбона по кайнозой, с осредненными данными для последних 5 млн. лет (см. рис.2-14а). Однако сравнение вычисленных
Рис. 5-14. Численные реконструкции истории погружения, изменения температуры и степени зрелости ОВ пород осадочных бассейнов Западного Башкортостана вдоль профилей 1 и 2. Наверху цифрами показано положение скважин в соответствии с их расположением на рис. 1-14.
температур с измеренными в современном разрезе бассейна требует корректного учета резких вариаций климата в последние 5 млн. лет. Мы использовали работу (Величко, 1999) с детальным анализом вариаций климата Юго-Восточной Европы за последние 5 млн. лет и специальную модификацию пакета моделирования бассейнов ГАЛО, приспособленную для анализа теплового эффекта формирования и деградации вечномерзлых пород (пермафроста), чтобы рассчитать современные профили температур. Алгоритм построения и принципы работы пакета подробно рассмотрены в главе 10 и в статье (Galushkin, 1997) применительно к северным областям Западно-Сибирского бассейна. Число шагов по глубине при моделировании достигало 800, а сами шаги Dz менялись от 0.5 м поверхности до 70 m в основании осадочной толщи. При этом шаги по времени, Dt, варировали от 0.5 до 50 лет. Единственное отличие в алгоритме, используемом в данном варианте моделирования, касалось содержания незамерзшей воды в порах W(T) как функции температуры Т, которое определяет тепловой эффект замерзания воды или плавления льда в мёрзлых породах. В настоящей работе, в отличие от Западно-Сибирского варианта, форма кривой W(T) не была постоянной, а менялась с глубиной, располагаясь между кривыми, характерными для мелкозернистых и крупнозернистых фракций, в зависимости от содержания песчаных фракций в породе (см., например, табл. П-4-1). Хотя поправки к современным температурам, обусловленные изменением формы кривой W(T) с глубиной, не превосходили 1.5oC, поправка к значению максимальной глубины зоны мерзлоты в последний период оледенения достигала 80 м.