Коллектив авторов - Строение и история развития литосферы

В качестве краевых условий на нижней границе профилей использовались значения теплового потока, измеренного в глубоких скважинах. В Баренцевом море 67 скважин, где проводились кондиционные определения теплового потока, были расположены так, что хотя бы одна скважина находилась в полосе каждого из профилей ГСЗ (ШГСП, МОВ-ОГТ). В Карском море три скважины в южной части моря лежат в зоне самого длинного из профилей.

При расчете использовались значения теплофизических свойств слоев коры, адекватные установленным граничным скоростям (табл.1).

Таблица 1. Теплофизические параметры, принятые для моделирования геотермического поля в земной коре.

Начальные условия при расчете температур на большинстве профилей нами задавались для времени 60 млн лет назад. В это время, как показано в работах по палеотектоническим реконструкциям Баренцевоморского бассейна ( Верба, Шаров, 1988; Устрицкий, Храмов, 1984 ), уже сформировалась современная структура коры, поэтому эволюция теплового поля во времени, если она и наблюдалась, связана не с перестройкой структурно-теплофизических элементов, а с релаксацией начальных термических неоднородностей.

При такой постановке граничных условий температуры внутри области моделирования быстро приходят к стационарному состоянию, которое априорно было принято как критерий корректности расчетов. Продолжительность временных шагов составляла 10 млн лет. Таким образом, на временном интервале 60–0 млн лет нами проводились шесть контрольных этапов с целью проверки условий стационарности. Моделирование показало, что начиная с третьего шага, т. е. через 30 млн лет после начала расчета, для всех профилей наблюдалось стационарное тепловое поле.

Начальные условия моделирования принимались для возраста 300 млн лет назад (средний карбон), когда по геологическим данным ( Устрицкий, Храмов, 1984; Эринчик, Мильштейн, 1995 ), в южной части Баренцева моря сформировался Южный рифтогенный прогиб северо-западного простирания, разрушивший протерозойскую континентальную кору. Уже начиная с рифея этот прогиб заполнялся терригенными и карбонатными осадками, отлагавшимися с прогрессирующей скоростью, достигшей к середине палеозоя скорости лавинной седиментации. Этот процесс в конечном итоге привел к становлению верхнего карбонатного палеозойского комплекса, выделенного по данным МОВ-ОГТ. Комплекс характеризуется сейсмическими скоростями 5,4–5,8 км/с и имеет максимальную мощность (до 12 км) в интервале 450–600 км от начала профиля (рис. 2). Ниже этого комплекса по данным МОВ-ОГТ интерпретируются блоки «гранитно-метаморфического слоя» с пластовыми скоростями 6,0–6,5 км/с и с мощностью 22–23 км, которые отождествляются с гранитоидами и вмещающими их породами архея-нижнего протерозоя Балтийского щита. Этот слой резко уменьшается в мощности в 500–600 км от побережья Кольского полуострова. Постепенно в северо-восточном направлении, судя по сейсмическому разрезу, увеличивается доля базальтов и гипербазитов по сравнению с гранитно-метаморфическими породами, а также мощность терригенных мезозойско-кайнозойских осадков. Толщина коры уменьшается с юга на север от 40 до 35 км ( Поселов и др., 1996 ). Мощность литосферы по сейсмическим данным не определена, но из теоретических соображений и по аналогии с другими зонами перехода от континентальной к океанической коре, можно предположить, что в южной части профиля она составляла 150 км, а севернее уменьшалась до 100–120 км.

Рис. 2. Сейсмотомографический и температурный разрезы по профилям «Ковдор» и «ГСЗ-76» вверху – профиль теплового потока.

В термической модели для этого времени был принят разрез литосферы, состоящий из четырех теплофизических слоев ( Подгорных, Хуторской, 1998 ): нижний слой – «верхняя мантия» с температуропроводностью 10 -6м 2/с и теплопроводностью 3,2 Вт/(мК). Мощность этого слоя составляла 100 км. Выше залегал слой «коро-мантийной смеси», или нижней коры (?) мощностью 15 км; для него была взята температуропроводность 810 -7м 2/с и теплопроводность 2,9 Вт/(мК). Гранитно-метаморфический слой имел температуропроводность 510 -7м 2/с и теплопроводность 2,5 Вт/(м•К). Такие значения характерны для перечисленных слоев и традиционно принимаются в термических моделях. Самый верхний слой – карбонатные консолидированные осадки – характеризовался в модели температуропроводностью 4•10 -7м 2/с и теплопроводностью 2,3 Вт/(м•К). В модели задавались граничные условия первого рода: температура на поверхности принималась 1°С (температура придонной воды), а на подошве литосферы – 1250°С. Внутри гранитно-метаморфического слоя учитывалось тепловыделение радиогенной природы, а в мантии для соответствующего интервала профиля – рифтогенной природы (Fi). Интенсивность источников задавалась нормированной по величине (с) вещества, т. е. Fi=Q/(сρ), где Q – интенсивность тепловыделения в единице объема (в мкВт/м 3). Мощность радиогенного тепла была определена на основании измерений концентрации в породах Балтийского щита долгоживущих изотопов 238U,232Th и 40К ( Смыслов и др., 1978 ), и ее нормированное значение Fi составляло 3,5•10 -13К/с. Нормированная мощность источника рифтогенной природы (астеносферного выступа) рассчитывалась из предположения, что в позднем палеозое она была такой же, как в современных континентальных рифтах, например в Байкале ( Зорин, Осокина, 1981 ), в рифте Рио-Гранде ( Crough.,Thompson, 1976 ) или в Кенийской зоне Восточно-Африканского рифта ( Fairhead, 1976 ), и составляла 12•10 -13К/с. Начальные температуры в модели рассчитывались из решения одномерного стационарного уравнения Пуассона для слоистой модели с внутренними источниками только радиогенной природы и с указанными выше теплофизическими характеристиками и толщиной слоев. Термический источник рифтогенной природы «включался» на первом этапе моделирования. Шаг временной дискретизации на первом этапе моделирования составлял 50 млн лет, т. е. в результате выполнения первого шага была зафиксирована термическая структура литосферы для времени 250 млн лет тому назад. Полученные температуры в разрезе литосферы считались начальными для следующего этапа расчета нестационарного процесса, продолжительность которого была также 50 млн лет, но на этом этапе был «выключен» источник рифтогенной природы, т. к. известно, что время жизни континентальных рифтовых систем не превышает 40 млн лет ( Милановский, 1976 ), а вероятнее всего – меньше 30 млн лет. После выполнения второго шага модель отражала термический режим для 200 млн лет назад (граница среднего и позднего триаса).