Heat Flow of Continental Rift Zones: A New Approach to Data Evaluation

Толық мәтін

ВВЕДЕНИЕ

“Рифтовые зоны (и рифтовые пояса, в которые они объединяются) представляют собой обширные … полосовидные области повышенного, нередко и очень высокого термического режима, в которых происходит подъем нагретого мантийного материала…”. Такое определение рифтовым зонам дал Е.Е. Милановский [1985, с. 6], подчеркивая одни из основных признаков таких структур: высокий тепловой поток и активный тепломассоперенос.

Зоны современных континентальных и океанических рифтов характеризуются высокими значениями градиента вертикальных и горизонтальных движений и наличием проницаемых разломов, ограничивающих рифтовые зоны.

Продолжая развитие идеи о геотермической асимметрии в дивергентных зонах Мирового океана [Хуторской, Тевелева, 2020], был проведен статистический анализ распределения теплового потока Байкальской рифтовой зоны в России, рифта Шаньси–Ляохэ в Китае, Иорданского рифта в Израиле и Иордании, а также трога Орла на севере Свальбардской плиты. Это наиболее изученные в геотермическом отношении рифтовые зоны на континентах, в которых количество измерений составляет десятки и первые сотни оценок теплового потока.

Изучение рифтовых зон позволяет ретроспективно представить себе начальные фазы формирования современных океанов, осадочных бассейнов, складчатых поясов, трансформных разломов. Рифтовые зоны, как правило, характеризуются контрастными и аномальными геофизическими полями, формируемыми структурными неоднородностями коры и литосферы в целом. Эти неоднородности обусловливают дифференцированные перемещения мантийных масс, декомпрессионное плавление на их фронтах, интрузивный магматизм. Но в отличие от океанских рифтов в условиях дивергенции коры вдоль всей рифтовой зоны, на континентах глубокие рифтовые депрессии возникают при суперпозиции сжатия, растяжения и сдвиговых проявлений [Милановский, 1985].

Целью работы является рассмотрение характера распределения теплового потока в континентальных рифтовых зонах, проверка статистически значимой геотермической асимметрии и обсуждение причин этого феномена.

ТЕПЛОВОЙ ПОТОК В РИФТОВЫХ ЗОНАХ

Байкальская рифтовая зона

К Байкальской рифтовой зоне, кроме акваториальной части озера, относятся крупные впадины: Хубсугульская, Тункинская, Верхнеангарская, Муйская и Чарская, а также целый ряд более мелких впадин.

Байкальская рифтовая зона (БРЗ) является наиболее хорошо геотермически изученной областью Центрально-Азиатского складчатого пояса. Однако, в наземной ее части имеется лишь около 70 определений теплового потока. Они выполнены в глубоких скважинах (до 2000 м), пробуренных в Баргузинской, Усть-Селенгинской, Тункинской впадинах, а также в относительно мелких (~400 м) скважинах в Хубсугульской впадине и на отдельных хребтах. Основная информация о тепловом потоке зоны получена на оз. Байкал (более 350 измерений) [Голубев, 1982] и оз. Хубсугул (около 20 измерений) [Хуторской и др., 1990] (рис. 1).

Рис. 1. Расположение станций измерений теплового потока в Байкальской рифтовой зоне, смежных регионах и зонах профилирования. 1 – пункты измерения теплового потока; 2 – направления профилирования; 3 – границы интервалов профилирования.

В Южной и Средней впадинах Байкала наблюдается закономерное асимметричное распределение теплового потока вкрест озера: в полосе, примыкающей к западному берегу, тепловой поток не превышает 60 мВт/м². Такие же значения зафиксированы и по скважинам, примыкающим к западному берегу. Ширина полосы относительно пониженного теплового потока в южной части озера составляет 5–7 км, в средней – она расширяется до 15–20 км. К юго-восточному берегу тепловой поток возрастает до 80–100 мВт/м². В этом же направлении возрастают и амплитуды аномалий. Так, наряду с высокими значениями теплового потока у восточного берега встречаются и аномально низкие (15 мВт/м²) (рис. 2). Это объясняется экранированием глубинного теплового потока оползневыми массами, турбидными потоками, а также гидротермальной циркуляцией, при которой геотермический градиент кондуктивного теплового потока может снижаться до нулевых значений.

Рис. 2. Изменчивость величины теплового потока вдоль геотермических профилей. а – профиль А1–B1; б – профиль A2–B2; в – профиль A–B–С–D–F (см. рис. 1). Вертикальные линии на профилях (а) и (б) – положение оси Байкальской рифтовой зоны. На профиле (в) пунктирной линией показан результат оцифровки карты теплового потока в изолиниях [Голубев и др., 1987]; черные точки – индивидуальные значения теплового потока; серые кружки – значения величины кондуктивного теплового потока, полученные осреднением исходных значений в интервале 20 км.

Максимальный тепловой поток по линии вдоль простирания БРЗ относится к Тункинской впадине (рис. 3), а если говорить об акваториальной части БРЗ, то в пределах южной и средней впадин Байкала. Измерения в районе Посольской банки дали значения 165 мВт/м², что в 2–3 раза выше, чем в других частях озера. На Посольской банке почти полностью отсутствуют рыхлые осадки, а по трещинам в отложениях песков и глин эоцена–олигоцена разгружаются горячие подземные воды. В сторону Академического хребта тепловой поток несколько снижается (до 70–90 мВт/м²), но он все же выше, чем в западной части озера (в среднем, 55 мВт/м²). Тункинская впадина характеризуется также максимальными значениями изотопного отношения гелия, достигающего в пробах источников Аршан и Жемчуг значений ³Не/⁴Не ~10⁻⁵, т. е. на три порядка выше, чем в смежных районах юга Сибирской платформы [Поляк, 1988] (см. рис. 3).

Рис. 3. Распределение величин отношения 3Не/4Не (вверху) и плотности теплового потока (внизу) вдоль простирания Байкальской рифтовой зоны [Поляк, 1988]. Черными ромбами показаны значения изотопно-гелиевого отношения в газах гидротерм, лежащих вблизи оси рифтовой зоны, открытыми – на прилегающих участках (например, в Баргузинской и Баунтовской впадинах). Данные по породам показаны заштрихованными столбиками соответственно диапазонам значений изотопно-гелиевого отношения, указанным в работе [Поляк, 1988]. Волнистыми линиями показаны уровни значений отношения 3Не/4Не в газах, растворенных в воде оз. Байкал.

В северной части озера отмечаются узкие положительные аномалии теплового потока у западного и восточного берегов и относительно низкие и устойчивые значения в центре акватории (см. рис. 2, профиль А₂‒В₂). Вблизи западного берега зафиксирована рекордная для всего Байкала аномалия – 474 мВт/м². Ее форма, амплитуда, повышение придонных температур и термограмма в осадочных породах позволяют однозначно заключить, что аномалия обусловлена разгрузкой гидротерм на дно озера [Голубев и др., 1987].

В осевой части Байкальской континентальной рифтовой зоны фиксируется повышенный тепловой поток (100‒120 мВт/м²) и наблюдаются асимметричные латеральные его вариации как вкрест, так и по простиранию рифта. Эти вариации коррелируются с изменением изотопного отношения гелия, что должно свидетельствовать либо о разной степени деструкции континентальной плиты, либо о разновозрастности процессов ее раскрытия [Поляк, 1988]. Проникновение разогретого глубинного материала в верхние горизонты коры происходит вследствие разрыва ее сплошности. Такую модель рифтогенеза принято называть пассивной [Милановский, 1985]; при этом обстановка растяжения формируется за счет процесса pull-apart.

Возникновение в кайнозое рифтовых структур на древней континентальной коре объясняется с позиции тектоники плит коллизией Индостанской и Евразийской плит. Основные формы рельефа Центральной Азии: протяженные субширотные хребты Тянь-Шань, Нань-Шань и Лунг-Меншань образовались в зонах мощных сдвиговых и надвиговых деформаций, сокращения площади и утолщения коры. Одновременно происходило образование нормальных сбросов с расширением коры, таких как система рифтовых впадин Байкальской зоны или грабены Шаньси–Ляохэ [Зоненшайн и др., 1990]. Образование ортогональных узких поясов расширения, как правило, сопровождает коллизию плит. Это можно проследить на примере Рейнского грабена относительно Альп или грабенов Раф–Крик–Кентукки относительно Южных Аппалач.

Рифты Шаньси и Ляохэ (Северо-Восточный Китай)

Значительную часть территории континентального Китая занимает древняя Северо-Китайская платформа, становление консолидированного фундамента которой закончилось в архее-нижнем протерозое [Huang Chi-cheng, 1978; Ma, 1987]. Но в фанерозое и верхний ярус платформы, и фундамент испытывали многократную тектономагматическую активизацию, особенно интенсивную в позднем мезозое и кайнозое, когда на стабильных блоках появились активные разломы, образовались наложенные впадины и рифтовые зоны, заполненные терригенными осадками, флишевыми толщами, иногда продуктами щелочного вулканизма [Hu et al., 2000].

В это время на северо-востоке Китая образовалась Восточно-Китайская рифтовая зона, состоящая из многочисленных рифтовых грабенов (Шаньси, Бохай, Ляохе, Хуанхе и др.) и разделяющих их поднятий (рис. 4). В рифтовых впадинах в эоцене и в олигоцене накопились толщи континентальных отложений мощностью до 3–6.5 и даже до 10–12 км (Бохайский рифт), в которых, по данным бурения, имеются потоки и линзы толеитовых и субщелочных базальтов мощностью до 0.5–2 км, погребенные вулканические аппараты и рои даек, приуроченные к сбросам [Милановский, 1991].

Рис. 4. Современная геотермальная активность литосферы континентального Китая (по [Лысак, 2009] с изменениями). 1–5 – геотермальная активность (мВт/м2): 1 – слабая (<40); 2 – умеренная (40–60); 3 – повышенная (60–80); 4 – высокая (80–100); 5 – очень высокая (>100). В рамке показана зона континентальных рифтов Шаньси–Ляохэ.

Тепловой поток в рифтовых впадинах Шаньси и Ляохэ составляет 69–71 мВт/м² [Hu et al., 2000]. Это незначительно выше, чем среднее значение для всего Северо-Восточного блока Китайской платформы (59±3 мВт/м²). Геотермальную активность континентальных рифтов подтверждает наличие спонтанно разгружающихся термальных источников [Лысак, 2009]. Однако, их температура относительно невысока (до 60˚С). В других тектонических провинциях Китая встречены источники с температурой разгрузки 80–95˚С.

Вариации геотермальной активности на территории континентального Китая генетически обусловлены тектонической активизацией верхних горизонтов литосферы и уменьшением ее толщины в зонах подъема астеносферных диапиров, контролируемых выносом глубинного тепла по разломам [Hu et al., 2000], среди которых наиболее термически активны кайнозойские сбросы и сбросо-сдвиги, характерные для рифтовых впадин; менее активны – надвиги и сдвиги.

В районах повышенной или аномально высокой геотермальной активности земная кора утонена до 32–37 км. Слои высокой проводимости, ассоциируемые с астеносферными диапирами, обнаружены на глубинах 67–82 км, т. е. максимально приближены к подошве коры. Это позволяет полагать, что в таких районах преобладает мантийный (гравигенный) тепловой поток. По расчетам [Wang, Wang, 1988], в Восточно-Китайской рифтовой зоне, в частности, в рифте Ляохе, вклад мантийной составляющей в поверхностный тепловой поток достигал 75% в стадию активного рифтогенеза, но монотонно снижался в течение пострифтовой стадии, и сейчас, исходя из расчета вклада радиогенного тепла, оценивается как 30%.

Аномалии теплового потока, связанные с мантийными тепловыми источниками Северо-Восточного Китая, на рифтовой стадии развития были обусловлены не столько кондуктивным, сколько конвективным выносом тепла при быстром продвижении магматических расплавов в земную кору по разломам и трещинам. После внедрения интрузий в земную кору в виде небольших по размеру тел последующее распространение глубинного тепла, вероятно, происходило кондуктивно [Hu et al., 2000].

Анализ термического состояния земных недр и его сопоставление с вариациями других геодинамических параметров свидетельствует об активной роли внутриземного тепла при тектонических перестройках в литосфере Китая, так как выявленным геотермическим аномалиям соответствует повышение интенсивности современных тектонических движений, разломообразование, уменьшение толщины земной коры и литосферы.

Иорданский рифт

О тектонической активности рифта Иордана (РИ) известно из библейских книг. В них содержится информация о землетрясениях, вулканических извержениях, нарушениях гидрогеологического режима. В них можно найти описание известных библейских эпизодов: землетрясений при иссушении Иордана и разрушении стен Иерихона, камнепад у горы Вефорон, выброс сероводорода во время содомской катастрофы и извержение на горах Синай и Есевон.

В наши дни никаких активных геодинамических проявлений за исключением сейсмических событий с магнитудой не более 4.0–4.5 в этих районах не наблюдается. Значит, если верить создателям библии, РИ на территориях Израиля и Иордании прошел активную стадию своего развития 3 тыс. лет назад. Но свидетельства его геодинамических проявлений до сих пор видны в геофизических аномалиях, в том числе, в характере теплового поля.

Морфологической особенностью так называемого Иорданского рифта является то, что для него характерны сдвиговые дислокации. По существу – это трансформный разлом между типичным рифтом Красного моря и небольшим Пальмирским поясом сжатия на территории Сирии. Севернее этот трансформный разлом сочленяется с печально знаменитым Восточно-Анатолийским разломом [Smit et al., 2010], куда мигрировал РИ, обладая концентрацией энергии, как в моделях “propagating fissing”.

Как видно из рис. 5, к северу от Тивериадского озера постепенно увеличивается тепловой поток, что подтверждает предложенную модель “продвигающейся трещины” [Ben-Avraham et al., 1978].

Рис. 5. Региональный тепловой поток в Израиле. а – карта построена методом осреднения измерений по квадратам 0.5˚×0.5˚ [Экштейн, 1982]; б – карта теплового потока в изолиниях (мВт/м2). Кружками показана локализация пунктов измерения (диаметр кружков пропорционален значению теплового потока).

Тип раскрытия РИ, как полагают [Petrunin, Sobolev, 2008], соответствует модели pull-apart со скоростью 0.6 см/год и низком (0.1–0.2) коэффициенте трения.

Тепловой поток в РИ выше, чем фоновый вне зоны рифта. На западном берегу Иордана он составляет 60–63 мВт/м², а на восточном – 80–82 мВт/м². Заметим, что на территории Израиля, Палестины и Иордании фоновые значения оцениваются как 52±17 мВт/м² [Экштейн, 1982], но единичное измерение в районе Тель-Авива (скважина Тамар-9) составляет 463 мВт/м². В этой скважине геотермический градиент, измеренный в доломитовых известняках в интервале глубин 80–120 м, равнялся 130±30 мК/м. Можно предположить, что такая аномалия связана с гидродинамическим фактором. Это подтверждают результаты гидрогеологических исследований, установивших, что доломитовый водоносный горизонт пронизывается потоком горячих вод, поднимающихся под действием гидравлического напора [Eckstein, 1978].

Сейсмическое профилирование МОВ и КМПВ подтвердило существование структурной асимметрии РИ в верхней коре [Ginzburg, Kashai, 1981; Ginzburg et al., 1979]. Эти исследования показывают постепенное уменьшение мощности земной коры в западном направлении от 32–37 км под Мертвым морем до примерно 25 км под восточным Средиземноморьем, что связывают с активным рифтогенезом в юре [Mechie et al., 2009]. Граница Мохо под Мертвым морем прослеживается нечетко, а в литосферной мантии появляется узкая зона сейсмической анизотропии [Rümpker et al., 2003].

Реология земной коры и наличие дактильной нижней коры вдоль РИ доказывается изучением ксенолитов основного и ультраосновного состава, содержащих метасоматический флюид [Nasir, 1992]. Переход от ригидной к дактильной реологии, по мнению этого автора, осуществляется на глубине 27 км – верхней границе расположения гипоцентров землетрясений.

Такая оценка глубины реологического перехода в РИ подобна тем, которые были ранее приведены для Байкальской [Солоненко и др., 1993] и Восточно-Африканской рифтовых зон [Shudofsky et al., 1987]. Однако, другие исследователи [Andersons et al., 2003; Salamon et al., 2003], соглашаясь с оценкой глубины гипоцентров землетрясений, считают, что перехода от ригидной к дактильной литосфере на этой глубине не существует. Они мотивируют это расчетами глубинных температур под Мертвым морем. Экстраполируя температуру на глубину с учетом наблюдаемого теплового потока при средней теплопроводности литосферы 3.0 Вт/(м∙К), на уровне 27 км получена оценка температуры 400–410˚С. Авторы работы [Andersons et al., 2003] считают, что при такой температуре вязкость литосферы не уменьшается, а гипоцентры располагаются в широком диапазоне глубин – от 27 до 35–40 км. Обсуждая проблему сейсмичности РИ и “прочности литосферы” [Janssen et al., 2007], утверждается, что сейсмичность не является однозначным показателем длительной прочности. Горизонтальные флексурообразные смещения блоков коры без разрыва сплошности могут происходить и при пониженной вязкости вещества, что коррелируется с моделью низкого коэффициента трения [Petrunin, Sobolev, 2008]. При этом, однако, крайне редко происходят сейсмические события с магнитудой более 4.0 [Кочарян, 2016; Ito, 1990].

Характеризуя в целом тепловой поток в области рифта Иордана, можно сказать, что он подвержен влиянию гидродинамических процессов, обусловленных близким расположением областей питания и разгрузки, что объясняет неоднородность значений кондуктивного теплового потока (см. рис. 5). Асимметричное распределение теплового потока относительно РИ объясняется асимметричным проявлением сдвиговых деформаций. Как отмечается в работе [Smit et al., 2010] амплитуда горизонтального сдвига на правом фланге РИ больше, чем на левом. Это согласуется с характером теплового поля. Как отмечалось выше, тепловой поток восточнее оси РИ больше, чем западнее.

Исландская рифтовая зона

При интерпретации геодинамики Исландского рифта роль геотермии и анализ распределения теплового потока, как ни странно, оказались второстепенными. Это можно объяснить двумя причинами. Во-первых, прогноз теплового потока сложно было составить из-за суперпозиции влияния мантийного плюма и спрединга Срединно-Атлантического хребта [Ito, van Keken, 1997]. Исландская модель представлялась сложнее, чем модель плюма в центре океанической плиты (гавайская или маскаренская). Во-вторых, измерения теплового потока на дне океана по обе стороны от срединного хребта, а также в скважинах на территории Исландии продемонстрировали низкий тепловой поток, намного ниже, чем он должен был бы быть для литосферы с возрастом 40 млн лет и моложе. Отчасти это объясняется влиянием конвективного тепломассопереноса, который снижает фоновую кондуктивную компоненту потока тепла [Stein, Stein, 1992]. Следовательно, было неясно, как охарактеризовать “нормальный” фоновый тепловой поток, который априорно для рифтовых и плюмовых моделей должен быть намного выше наблюденного из-за миграции глубинного материала. В данном случае миграция может осуществляться как вертикально из подлитосферной недеплетированной мантии, так и горизонтально, вместе с океанической плитой [White, McKenzie, 1995]. Это должно поднять температуру в литосфере и, соответственно, тепловой поток, но положение аномалии теплового потока будет определяться тем, “какая из миграций сильнее”.

На рис. 6 показана карта теплового потока этого региона. Как видно из этого рисунка, максимумы теплового потока находятся на простирании хребта Колбейнсей и северо-западнее Исландии в Датском проливе, т. е. на Северо-Американской плите.

Рис. 6. Карта теплового потока Исландии и смежных акваторий (изолинии – в мВт/м2). Треугольники – пункты измерений теплового потока. Их размер пропорционален величине теплового потока.

Если обратиться к той реконструкции движения Северо-Американской плиты над горячей точкой Исландии, которая обсуждается в работе [Janssen et al., 2007] (рис. 7), то мы видим, что максимальные значения теплового потока формируются из-за адвекции магматического материала в условиях дивергенции Срединно-Атлантического хребта и влияния мантийного плюма, максимальное воздействие которого приурочено к положению плиты для времени τ = 30 Ма.

Рис. 7. Трек Северо-Американской плиты в районе Гренландии над Исландской “горячей точкой” за время от 130 Ма до 0 Ма. Большие черные точки – палеопозиция плиты для каждых 10 млн лет; АХ – о. Аксел Хелберг; БЗ – Баффинова Земля; ДП – Дэвисов пролив; ЭЛ – о. Элсмир; ЯМ – Ян-Майен; КА – лавовое плато Кангерлюсак, Восточная Гренландия; КО – хребет Колбейнсей; ЛА – Лабрадорское море; МДП – плато Моррис-Джессоп; МЕ – хребет Менделеева; РЕ – хребет Рейкьянес; УМ – лавовое плато Уманак-фьорда, Западная Гренландия; ЕР – плато Ермак; КОГ – граница континентальной и океанической коры по данным батиметрии. Белые кружки показывают положение плюма – по [Forsyth et al., 1986].

Именно в это время нынешний район Датского пролива находился над плюмом. Причину такой локализации аномалии теплового потока мы обсуждали в статье [Хуторской, 2020].

Таким образом, тепловой источник связан с выступом астеносферы, который образовался за счет поступления тепла в астеносферный слой из нижележащей мантии. Налицо суперпозиция трех геодинамических источников, формирующих аномалии теплового потока: тепломассоперенос вещества из недеплетированной мантии, который привел к увеличению энтальпии астеносферного резервуара, кондуктивный перенос тепла из этой активизированной астеносферы и дрейф Северо-Американской плиты над исландской “горячей точкой”. Из-за одновременного воздействия этих трех геодинамических источников наблюдается асимметрия теплового потока – максимальные его значения приурочены не к оси рифта, а смещены на 200–250 км.

Трог Орла (Стурё)

На северной окраине Свальбардской плиты развита система желобов (трогов), выраженных в рельефе дна. Они ориентированы меридионально, ортогонально к краю шельфа, и “раскрываются” по направлению к континентальному склону. Это хорошо известные желоба: Орла (Стурё), Воронина, Святая Анна, Франц-Виктория, а также менее крупные структуры – желоба Британский канал во внутренней части архипелага Земля Франца-Иосифа и Хинлопен в архипелаге Шпицберген.

Трог Орла (Стурё) из перечисленных крупных депрессионных структур занимает самое западное положение и по своим морфологическим характеристикам близок к структурам меридионального простирания приблизительно такого же масштаба на островах Шпицбергена. На острове Западный Шпицберген это система фьордов Бокк-фьорд, Вуд-фьорд и Вейде-фьорд, а также упомянутый пролив Хинлопен.

Трог Орла (Стурё) простирается от архипелага Короля Карла на юге до начала континентального склона Котловины Нансена на севере (рис. 8). Название трога (желоба) варьирует в географических источниках. В разных работах он носит название “желоб Орла”, “трог Орла” и “грабен Орла”. Еще раньше в отечественной литературе он описывался под названием “желоб Стуре” (или Стурё) по имени расположенного поблизости от него острова Стурейа (Storoya). Поэтому, во избежание неясностей, в данной статье используется двойное название – “трог Орла (Стурё)”.

Трог представляет собой выраженную в рельефе дна узкую депрессию меридионального простирания. Высота ее бортов составляет до 400 м, а дно лежит на глубине 470–520 м и еще глубже на континентальном склоне. По простиранию он выражен на протяжении почти 200 км при ширине около 50 км.

Тектоническая природа этой структуры была не ясна, и в литературе о ней имеются лишь отрывочные данные. Но многие авторы [Богданов, 2004; Мусатов, 1997, 2004 и др.] считают ее тектоническим образованием рифтовой природы. Определяющее значение для решения этого вопроса сыграли проведенные в районе трога геотермические исследования.

В троге Орла (Стурё) и на его продолжении в пределах континентального склона было выполнено 24 измерений теплового потока в 25-м и 27-м рейсах НИС “Академик Николай Страхов” (см. рис. 8), принесших, без преувеличения, “сенсационные” результаты. Тепловой поток составлял от 300 до 520 мВт/м², что почти в 10 раз выше уровня фонового теплового потока для Баренцева моря.

Рис. 8. Измерения теплового потока и его значение (мВт/м2) в троге Орла и в смежных акваториях. Треугольники – эпицентры землетрясений в XXI веке; белые прямоугольники – четвертичные вулканы; изобаты в интервале глубин 0–500 м проведены через 100 м, глубже – через 500 м.

Идеальная форма записи температуры датчиков в грунте [Хуторской и др., 2009] не оставляет сомнений в достоверности полученных результатов. На всех “аномальных” станциях термограммы имеют линейную форму. Это свидетельствует о чисто кондуктивной природе измеренного теплового потока. Искривление термограмм, что свидетельствовало бы о конвективной разгрузке глубинного флюида, здесь не наблюдалось. Аномально высокий тепловой поток характерен для всего трога и для его продолжения на континентальном склоне до изобаты 1200 м. Только при больших глубинах отмечается снижение теплового потока, хотя и на глубине от 1400 м до 1870 м измерены повышенные относительно фоновых значения – 89 и 90 мВт/м².

Экстраполяция температур в нижнее полупространство показывает, что на глубине около 8 км под дном моря здесь могут быть встречены солидусные температуры 1200‒1250˚С (а температура Кюри (570˚С) находится на глубине 4–4.5 км) (рис. 9). Это говорит о том, что деструкция континентальной коры произошла на всю ее мощность, и горячее мантийное (?) вещество внедрилось в фундамент, а возможно, проникло в нижние слои осадочного чехла. Отсутствие признаков конвективной разгрузки глубинного тепломассопотока на дне может быть обусловлено накоплением терригенного и моренного материала, который экранирует или затушевывает эффект проявления зон разгрузки флюидов в придонный слой. Впрочем, принимая во внимание наличие современных гидротерм на архипелаге Шпицберген [Гидрогеология …, 1983], нельзя исключить, что признаки субаквальной разгрузки пока просто не обнаружены.

Рис. 9. Распределение температур (˚С) на профилях вкрест простирания трога Орла (Стурё). На рисунке показана береговая линия о. Северо-Восточная Земля Шпицбергена и о. Белый.

Особое значение для понимания новейшей тектонической активности субмеридиональных желобов (грабенов) и ограничивающих их систем разрывов имеют молодые вулканы Шпицбергена. Вулканические аппараты этого возраста сосредоточены в северо-западной части архипелага вблизи заливов Бокк-фьорд и Вуд-фьорд.

По данным [Евдокимов, 2000], продукты излияний представлены лавами и пирокластикой субщелочных оливиновых базальтов. Возраст наиболее древних извержений по изотопным данным определяется в интервале от 2.7±1.0 до 2.0±1.0 млн лет. Самые поздние извержения – совсем недавние: по геологическим данным (вулканогенный материал в морских террасах) они датируются временем 10 тыс. лет. В работе [Сироткин, Шарин, 2006] уточняется время последних двух эпизодов вулканизма в неоплейстоцене-голоцене, второй из которых в районе вулкана Сверре, датируется средним голоценом. В этих же районах наблюдается современная гидротермальная активность, выраженная двумя группами ныне действующих термальных источников с обнаруженной Э.М. Прасоловым и И.Л. Каменским заметной примесью мантийного гелия [Гидрогеология ..., 1983; Хуторской и др., 2009].

Показательны следующие характерные особенности вулканизма: а) приуроченность проявлений вулканической и гидротермальной активности к разломным зонам меридионального простирания; б) присутствие в вулканическом материале ксенолитов, что показывает глубинность и масштабность процессов; в) направленное изменение состава в сторону возрастания щелочности в северном направлении и омоложение в том же направлении возраста вулканизма, что расценивается как следствие более общего процесса раскрытия Норвежско-Гренландского бассейна и бассейна Северного Ледовитого океана [Евдокимов, 2000]. Заметим, что севернее Шпицбергена, на плато Ермак получены аномальные значения теплового потока (110–125 мВт/м²) и есть признаки наличия подводных вулканов. Получается убедительная аналогия с наблюдениями в троге Орла (Стурё), свидетельствующая о сходных тенденциях развития этих структур.

Таким образом, система упомянутых структур – желобов, или трогов, обладает рядом общих черт. Не все они в полном наборе установлены в каждой конкретной структуре. Но, суммируя данные по совокупности структур, можно воссоздать обобщающую модель их строения, в достаточно полной степени обладающую признаками структур рифтового типа (морфология желобов; структура грабенов на суше; четвертичный, вплоть до голоцена вулканизм и современные термальные проявления; активная тектоника) – признаками, отражающими процесс современной деструкции континентальной коры. Это предполагалось и ранее, но для доказательства не хватало решающих аргументов. Обнаружение аномально высокого теплового потока в троге Орла (Стурё) сыграло роль такого решающего аргумента.

Если говорить о совокупных проявлениях вулканической и тектонической активности трогов на северной окраине Свальбардской плиты, то видно явное затухание этих процессов с запада на восток – от заливов Шпицбергена в сторону трога Франц-Виктория и далее, к трогу Святая Анна. Очевидно, что Баренцевоморская континентальная окраина находится под воздействием двух взаимно перпендикулярных спрединговых хребтов – Книповича и Гаккеля [Крапивнер, 2007; Шипилов и др., 2006]. Наверно, в самой общей форме и для кайнозойской истории в целом это справедливо. Однако, на поздних этапах этой истории (плиоцен–квартер) и в отношении рассматриваемой группы структур и связанного с ними магматизма влияние хребта Гаккеля, скорее всего, минимально. Первую скрипку, очевидно, играют процессы, вызвавшие формирование хребта Книповича и связанных с ним структур в океанической и континентальной литосфере, параллельных по простиранию хребту Книповича. Этим можно объяснить общее затухание проявлений рифтовой активизации с запада на восток.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Нами проанализировано распределение теплового потока в некоторых рифтовых зонах континентальной и океанической коры. Можно уверенно констатировать вслед за многими исследователями геотермического режима рифтовых зон, что он характеризуется повышенными значениями в тех структурах, где проявляются растягивающие или сдвиговые (pull-apart) процессы. Но еще одной особенностью локализации теплового потока в пределах рифтов является его асимметричное распределение относительно условно выделяемой оси, которую можно ассоциировать с линией максимальной амплитуды вертикальных и горизонтальных подвижек.

Для оценки статистической значимости асимметрии теплового потока использовался параметрический критерий Крамера–Вэлча (T), значение которого находят по формуле:

$T=\frac{\sqrt{nm}\left|\overline{x}-\right|}{\sqrt{n{s}_x^2+m{s}_y^2}}$,

где $n,\overline{x},{\text{ s}}_x^{\text{2}}$ и $m,\overline{y},{\text{ s}}_y^{\text{2}}$ соответственно количество данных, выборочные средние, и дисперсии по двум сравниваемым выборкам. Выборки были сформированы путем фильтрации значений теплового потока западнее и восточнее оси рифта. Проверка осуществлена для трех континентальных рифтов, в которых имеются представительное количество измерений теплового потока на флангах структуры. Это БРЗ, рифт Иордана и рифт Шаньси–Ляохэ.

Если $T<\phi (1-\frac{a}{2})$, где $\phi (1-\frac{a}{2})$ – значение обратной функции нормального распределения φ от уровня значимости α; α = 1 – Р, где Р – доверительная вероятность, то принимают гипотезу об однородности средних значений теплового потока, то есть существование асимметрии не подтверждается.

Если же $T\ge \phi (1-\frac{a}{2})$, то принимают гипотезу о неоднородности средних значений рассматриваемых выборок и асимметрия подтверждается. В нашем случае получены результаты, представленные в табл. 1.

Таблица 1. Расчет критерия Крамера–Вэлча

Расчеты подтвердили статистически значимую асимметрию теплового потока в трех исследованных рифтах – восточные фланги характеризуются более высокими значениями теплового потока.

Асимметрию в структуре рифтовых зон отмечал Ю.М. Пущаровский [1985, с. 4]. В “Предисловии” к материалам Всесоюзного совещания по проблемам рифтовых зон 1982 г. он писал: “Для ряда рифтов, имеющих меридиональное или близкое к нему простирание, устанавливается асимметричное строение, выражающееся в различных структурных особенностях бортов. Это можно видеть в Исландии, в рифтах Срединного хребта Северной Атлантики, в Красноморском рифте. Такую асимметрию можно объяснить, если привлечь представление о влиянии на тектогенез вообще и рифтогенез, в частности, изменений в режиме вращения Земли”.

Не вызывает сомнения геодинамическая модель, объясняющая происхождение геотермических аномалий в рифтовых зонах. Это модель внедрения магматического материала (“большой дайки” по терминологии Ю.А. Зорина [Зорин, 1979]) и/или мощного гидротермального процесса [Голубев и др., 1987]. Однако, эти модели, в качественном и количественном аспектах подтверждающие наблюдаемые аномалии теплового потока, не объясняют явление его асимметрии, поэтому замечание Ю.М. Пущаровского о влиянии “режима вращения Земли” заслуживает специального обсуждения.

Факт структурной асимметрии в морфологии дивергентных зон [Мащенков, Погребицкий, 1995; Нарышкин, Погребицкий, 1986] и асимметричного распределения геофизических полей неоднократно обсуждался и подтвержден на статистическом уровне. Важно отметить, что, например, асимметрия в срединно-океанических хребтах наблюдается во всех геофизических полях: магнитном [Глебовский и др., 1986], гравитационном [Budanov et al., 1997], тепловом [Подгорных, Хуторской, 1999], а также в структуре коры [Пущаровский и др., 1995].

Природа этого феномена многократно обсуждалась, и предлагались различные геолого-геофизические модели для объяснения существующей асимметрии. Некоторые исследователи отмечают существование различной скорости спрединга океанических плит по разные стороны от оси хребтов [Пущаровский и др., 1995; Шрейдер, 2001], другие полагают, что различаются геодинамические процессы в смежных плитах, и на одной из них режим сжатия, сменивший первичную обстановку растяжения, создает характерные для сжатия шарьяжно-надвиговые структуры [Погребицкий и др., 1990; Hosford, 2001].

Мы предложили рассмотреть влияние силы Кориолиса [Хуторской, 2020; Хуторской, Тевелева, 2020], которая действует на любую массу, которая двигается вдоль радиуса вращающейся Земли и отклоняет эту массу от ортогональной траектории, соответственно, к западу в южном полушарии и к востоку – в северном. В качестве такой “массы” может рассматриваться восходящий поток магмы. Отклонение этого потока от траектории, ортогональной к поверхности планеты, обусловливает наблюдаемую геотермическую асимметрию.

Как известно, на любую материальную точку (массу) Земли (m), находящуюся на географической широте φ, из-за ее вращения против часовой стрелки относительно Северного полюса с угловой скоростью (ω) будет действовать сила Кориолиса

F_k = 2m∙v∙ω∙sinφ,

которая в южном полушарии будет смещать массу влево относительно радиуса со скоростью v в ортогональном к оси вращения направлении, а в северном, соответственно, вправо.

В дивергентных зонах такой массой является магма, скопившаяся в астеносферном мантийном резервуаре и перемещающаяся внутри него под действием силы Кориолиса. Из-за этого формируется “избыточная” энтальпия этой массы к востоку от оси рифтовой зоны в северном полушарии и к западу от оси – в южном. Появление большего количества высоко энтальпийной массы на одном из флангов рифта объясняет наблюдаемую асимметрию кондуктивного теплового потока.

БЛАГОДАРНОСТИ

На разных этапах работы мы консультировались и обсуждали полученные результаты с ныне покойными коллегами (Ю.Г. Леонов, Б.Г. Поляк) и здравствующими: с Р.Б. Крапивнером, В.О. Михайловым, А.Л. Собисевичем, С.Ю. Соколовым. Эти консультации и обсуждения во многом способствовали становлению идей о причинах наблюдаемой геотермической асимметрии в океанической и континентальной коре. Мы благодарны также сотрудникам лаборатории тепломассопереноса ГИН РАН, оказавшим техническую поддержку при подготовке рукописи.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы заявляют, что не имеют конфликта интересов.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Работа подготовлена при финансовой поддержке гранта Российского научного фонда № 23-17-00019.

Авторлар туралы

M. Khutorskoy

Хат алмасуға жауапты Автор.
Email: mdkh1@yandex.ru
Ресей, Pyzhevsky lane, 7, bld. 1, Moscow, 119017

E. Teveleva

Email: mdkh1@yandex.ru
Ресей, Pyzhevsky lane, 7, bld. 1, Moscow, 119017

Әдебиет тізімі

Қосымша файлдар

Қосымша файлдар

Әрекет

1. JATS XML

Жүктеу

2. Fig. 1. Location of heat flow measurement stations in the Baikal rift zone, adjacent regions and profiling zones. 1 – heat flow measurement points; 2 – profiling directions; 3 – boundaries of profiling intervals.

Жүктеу (259KB)

Метадеректер

3. Fig. 2. Variability of heat flux along geothermal profiles. a – profile A1–B1; b – profile A2–B2; c – profile A–B–C–D–F (see Fig. 1). Vertical lines on profiles (a) and (b) are the position of the axis of the Baikal rift zone. The dotted line on the profile (c) shows the result of digitizing the heat flow map in isolines [Golubev et al., 1987]; black dots – individual values of heat flow; gray circles – values of the magnitude of the conductive heat flow obtained by averaging the initial values in the range of 20 km.

Жүктеу (204KB)

Метадеректер

4. Fig. 3. Distribution of the values of the 3He/4He ratio (top) and the heat flux density (bottom) along the stretch of the Baikal rift zone [Polyak, 1988]. The black diamonds show the values of the isotope-helium ratio in the gases of hydrotherms lying near the axis of the rift zone, open – in adjacent areas (for example, in the Barguzin and Baunt depressions). The data on rocks are shown in shaded columns according to the ranges of values of the isotope-helium ratio indicated in [Polyak, 1988]. Wavy lines show the levels of the 3He/4He ratio in gases dissolved in lake water. Baikal.

Жүктеу (101KB)

Метадеректер

5. Fig. 4. Modern geothermal activity of the lithosphere of mainland China (according to [Lysak, 2009] with changes). 1-5 – geothermal activity (MW/m2): 1 – weak (<40); 2 – moderate (40-60); 3 – increased (60-80); 4 – high (80-100); 5 – very high (>100). The frame shows the Shanxi–Liaohe continental rift zone.

Жүктеу (1MB)

Метадеректер

6. Fig. 5. Regional heat flow in Israel. The a–map is constructed by averaging measurements over 0.5×0 squares.5 [Eckstein, 1982]; b – heat flow map in isolines (MW/m2). The circles show the localization of the measuring points (the diameter of the circles is proportional to the value of the heat flow).

Жүктеу (542KB)

Метадеректер

7. Fig. 6. Map of the heat flow of Iceland and adjacent water areas (isolines – in MW/m2). Triangles are the points of measurement of heat flow. Their size is proportional to the amount of heat flow.

Жүктеу (1MB)

Метадеректер

8. Fig. 7. The track of the North American plate in the Greenland region over the Icelandic “hot spot” for a time from 130 Ma to 0 Ma. Large black dots – paleoposition of the plate for every 10 million years; AH – Axel Helberg Island; BZ – Baffin Land; DP – Davis Strait; EL – Ellesmere Island; YAM – Jan-Mayen; KA – Kangerlusak lava plateau, East Greenland; KO – Kolbeinsey ridge; LA Labrador Sea; TIR – the Morris-Jessop plateau; ME – the Mendeleev Ridge; RE – the Reykjavik Ridge; UM – the lava plateau of the Umanak Fjord, Western Greenland; ER – the Ermak plateau; KOG – the boundary of the continental and oceanic crust according to bathymetry. The white circles show the position of the plume according to [Forsyth et al., 1986].

Жүктеу (390KB)

Метадеректер

9. Fig. 8. Measurements of heat flow and its value (MW/m2) in the Orel basin and in adjacent water areas. Triangles are the epicenters of earthquakes in the XXI century; white rectangles are quaternary volcanoes; isobaths in the depth range of 0-500 m are drawn through 100 m, deeper – through 500 m.

Жүктеу (386KB)

Метадеректер

10. Fig. 9. Temperature distribution (C) on the cross-section profiles of the Eagle trough (Sture). The picture shows the coastline of the island. The Northeastern Land of Svalbard and the island of Bely.

Жүктеу (318KB)

Метадеректер