Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления

В статті наведено схему розподілу теплового потоку в Чорному морі і прилеглих ділянках суходолу, результати геолого-геофізичного аналізу теплового поля, включаючи модель його формування в процесі еволюції осадового басейну. Глибоководна депресія Чорного моря характеризується низькими тепловими пото...

Повний опис

Збережено в:

Бібліографічні деталі
Дата:	2010
Автор:	Кутас, Р.И.
Формат:	Стаття
Мова:	Russian
Опубліковано:	Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України 2010
Назва видання:	Геофизический журнал
Онлайн доступ:	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/96499
Теги:	Додати тег Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
Назва журналу:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Цитувати:	Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления / Р.И. Кутас // Геофизический журнал. — 2010. — Т. 32, № 6. — С. 135-158. — Бібліогр.: 81 назв. — рос.

Репозитарії

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

id	irk-123456789-96499
record_format	dspace
spelling	irk-123456789-964992016-03-18T03:02:41Z Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления Кутас, Р.И. В статті наведено схему розподілу теплового потоку в Чорному морі і прилеглих ділянках суходолу, результати геолого-геофізичного аналізу теплового поля, включаючи модель його формування в процесі еволюції осадового басейну. Глибоководна депресія Чорного моря характеризується низькими тепловими потоками (20—40 мВт/м2). Аномалія низьких теплових потоків практично співпадає з контуром неоген-чет вертинної западини, що вказує на визначальну роль її постолігоценової історії в формуванні сучасної морфології теплового поля. На рівні поверхні верхньої мантії під Чорноморською мегазападиною виділяється аномалія високих теплових потоків (40—44 мВт/м2), характерних для структур пізньомезозойського-кайнозойського етапу активного розвитку. Прилеглі структури суходолу відрізняються підвищеними тепловими потоками (50—80 мВт/м2). Тут простежується декілька рівнів теплового поля, які узгоджуються з головними етапами тектонічної активізації цього регіону. A scheme of thermal flow dіstrіbutіon іn the Black Sea and adjacent areas of the land has been gіven, results of geologіcal-geophysіcal analysіs of thermal fіeld іncludіng the model of formatіon durіng the process of evolutіon of sedіmentary basіn. Deep water depressіon of the Black Sea іs specіfіed by low heat flows (20—40 mVt/m2). The anomaly of low heat flows practіcally coіncіdes wіth the contour of the Neogene-Quaternary depressіon, whіch іndіcates determіnatіve role of іts Post-Olіgocene hіstory іn formatіon of modern morphology of thermal fіeld. The anomaly of hіgh heat flows (40—44 mVt/m2), specіfіc for the structures of Late Mesozoіc-Cenozoіc stage of actіve development, іs dіstіnguіshed at the surface level of the upper mantle under the Black Sea mega-depressіon. The adjacent structures of the land are specіfіed by preferably іncreased heat flows (50—80 mVt/m2). Several levels of thermal fіeld are traced here, whіch conform wіth maіn stages of tectonіc actіvіzatіon of thіs regіon. В статье приведены схема распределения теплового потока в Черном море и прилегаю-щих участках суши, результаты геолого-геофизического анализа теплового поля, включая модель его формирования в процессе эволюции осадочного бассейна. Глубоководная депрессия Черного моря характеризуется низкими тепловыми потоками (20-40 мВт/м2). Аномалия низких тепловых потоков практически совпадает с контуром неоген-четвертичной впадины, что указывает на определяющую роль ее постолигоценовой истории в формирование современной морфологии теплового поля. На уровне поверхности верхней мантии под Черноморской мегавпадиной выделяется аномалия высоких тепловых потоков (40-44 мВт/м2), характерных для структур позднемезозойско-кайнозойского этапа активного раз-вития. Прилегающие структуры суши отличаются преимущественно повышенными тепловыми потоками (50-80 мВт/м2). Здесь прослеживается несколько уровней теплового поля, которые согласуются с главными этапами тектонической активизации этого региона. 2010 Article Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления / Р.И. Кутас // Геофизический журнал. — 2010. — Т. 32, № 6. — С. 135-158. — Бібліогр.: 81 назв. — рос. 0203-3100 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/96499 550.36 ru Геофизический журнал Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection	DSpace DC
language	Russian
description	В статті наведено схему розподілу теплового потоку в Чорному морі і прилеглих ділянках суходолу, результати геолого-геофізичного аналізу теплового поля, включаючи модель його формування в процесі еволюції осадового басейну. Глибоководна депресія Чорного моря характеризується низькими тепловими потоками (20—40 мВт/м2). Аномалія низьких теплових потоків практично співпадає з контуром неоген-чет вертинної западини, що вказує на визначальну роль її постолігоценової історії в формуванні сучасної морфології теплового поля. На рівні поверхні верхньої мантії під Чорноморською мегазападиною виділяється аномалія високих теплових потоків (40—44 мВт/м2), характерних для структур пізньомезозойського-кайнозойського етапу активного розвитку. Прилеглі структури суходолу відрізняються підвищеними тепловими потоками (50—80 мВт/м2). Тут простежується декілька рівнів теплового поля, які узгоджуються з головними етапами тектонічної активізації цього регіону.
format	Article
author	Кутас, Р.И.
spellingShingle	Кутас, Р.И. Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления Геофизический журнал
author_facet	Кутас, Р.И.
author_sort	Кутас, Р.И.
title	Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления
title_short	Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления
title_full	Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления
title_fullStr	Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления
title_full_unstemmed	Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления
title_sort	геотермические условия бассейна черного моря и его обрамления
publisher	Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
publishDate	2010
url	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/96499
citation_txt	Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления / Р.И. Кутас // Геофизический журнал. — 2010. — Т. 32, № 6. — С. 135-158. — Бібліогр.: 81 назв. — рос.
series	Геофизический журнал
work_keys_str_mv	AT kutasri geotermičeskieusloviâbassejnačernogomorâiegoobramleniâ
first_indexed	2025-07-07T03:43:10Z
last_indexed	2025-07-07T03:43:10Z
_version_	1836958132171964416
fulltext	Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 135 УДК 550.36 Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления Институт геофизики НАН Украины, Киев, Украина Поступила 28 ноября 2009 г. Представлено членом редколлегии В. П. Коболевым В статті наведено схему розподілу теплового потоку в Чорному морі і прилеглих ді лянках суходолу, результати геолого-геофізичного аналізу теплового поля, включаючи модель його формування в процесі еволюції осадового басейну. Глибоководна депресія Чорного моря характеризується низькими тепловими потоками (20—40 мВт/м2). Аномалія низьких теплових потоків практично співпадає з контуром неоген-чет вертинної западини, що вказує на визначальну роль її постолігоценової історії в формуванні сучасної мор фології теплового поля. На рівні поверхні верхньої мантії під Чорноморською мегаза падиною виділяється аномалія високих теплових потоків (40—44 мВт/м2), характерних для структур пізньомезозойського-кайнозойського етапу активного розвитку. Прилеглі структури суходолу відрізняються підвищеними тепловими потоками (50—80 мВт/м2). Тут простежується декілька рівнів теплового поля, які узгоджуються з головними етапами тектонічної активізації цього регіону. A scheme of thermal flow dіstrіbutіon іn the Black Sea and adjacent areas of the land has been gіven, results of geologіcal-geophysіcal analysіs of thermal fіeld іncludіng the model of formatіon durіng the process of evolutіon of sedіmentary basіn. Deep water depressіon of the Black Sea іs specіfіed by low heat flows (20—40 mVt/m2). The anomaly of low heat flows practіcally coіncіdes wіth the contour of the Neogene-Quaternary depressіon, whіch іndі cates determіnatіve role of іts Post-Olіgocene hіstory іn formatіon of modern morphology of thermal fіeld. The anomaly of hіgh heat flows (40—44 mVt/m2), specіfіc for the structures of Late Mesozoіc-Cenozoіc stage of actіve development, іs dіstіnguіshed at the surface level of the upper mantle under the Black Sea mega-depressіon. The adjacent structures of the land are specіfіed by preferably іncreased heat flows (50—80 mVt/m2). Several levels of thermal fіeld are traced here, whіch conform wіth maіn stages of tectonіc actіvіzatіon of thіs regіon. Введение. Результаты геотермических измерений в Черном море и прилегающих участках суши обобщались и анализиро вались неоднократно по мере накопле ния новых данных [Золотарев и др., 1979; Кобзарь, 1987; Кутас, 1978; Кутас и др., 1997; Любимова, 1968; Golmshtok et al., 1992; Geotermal …, 1992; Kutas et al., 1998]. В по следние годы объем геотермической инфор мации существенно увеличился. Получено около 200 новых определений теплового потока, в том числе более 10 определений в глубоких скважинах на северо-западном шельфе [Коболев и др., 1993; Кутас и др., 1992; 1999; 2003а; 2007; Kutas et al., 2005] и одно определение на Прикерченском шельфе на структуре Субботина (сообща ется впервые). Новые геотермические ис следования проводились более совершен ной аппаратурой в комплексе с другими ге- олого-геофизическими методами (ба тимет- рия, сейс моакустика, отбор проб грунта, геохими ческое опробование осадков и их наполнения и др.) с использованием совре менных методических приемов анализа и интерпретации данных, что позволило су щественно повысить информативность и надежность как измерений, так и резуль татов их анализа. Сочетание региональных работ с детальным изучением геотермиче ских параметров на отдельных полигонах способствовало установлению не только региональных закономерностей поля, но и его многочисленных локальных особенно стей, обусловленных как глубинными, так и приповерхностными факторами [Кутас Р. И. КуТас 136 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 и др., 2007; Kutas et al., 2005; Kutas, Poort, 2008]. Следует также отметить, что за последние годы существенно увеличилось количество разносторонней геолого-геофизической информации о глубинном строении литос феры и земной коры, эволюции и строении осадочной толщи. Этому способствовали новые сейсмические и сейсмотомографи ческие исследования, переинтерпретация на основе современных методических и технологических разработок результатов выполненных ранее сейсмических работ, потенциальных полей и других геофизиче ских и геологических данных [Бондарчук и др., 2008; Герасимов и др., 2006; Казьмин и др., 2000; Starostenko et al., 2004 и др.]. Все это позволяет более полно и всесторонне проанализировать тепловое поле, оценить роль в его становлении геодинамических процессов, глубинного строения, истории развития осадочного слоя и литосферы, создать модель современного распределе ния температур и тепловых потоков в зем ной коре. 1. Краткая геологическая характери- стика. Основным тектоническим элемен том акватории Черного моря является Черноморская мегавпадина (рис. 1). На уровне кристаллического фундамента она состоит из двух глубоководных впадин — Западно- и Восточно-Черноморской, раз деленных Центрально-Чер номорским под нятием, образованным валами Андрусова и Архангельского [Геофизические …, 1996; Строение …, 1989; Туголесов и др., 1985; Fіnettі et al., 1988]. Впадины выполнены осадками от меловых до современных. Их мощность составляет 15—16 км в Западно- Черноморской впадине и 10—13 км в Восточно-Черноморской. На Центрально- Черноморском поднятии мощность осад ков сокращена до 5—6 км. В Западно- Черноморской впадине осадки залегают на коре океанического (субокеаническо го) типа (Vp=6,6÷7,0 км/c). В Восточно- Рис. 1. Схема тектонического районирования Черного моря и структур обрамления: 1 — контуры основных текто нических элементов; 2 — контуры областей отсутствия «гранитного» слоя; 3 — разломы. Сокращения: ГК — Горный Крым, МП — Мизийская платформа, СД — Северная Добруджа, ЮД — Южная Добруджа, Бл — Балканиды, Сг — Среднегорье, ЗП и ВП — Западные и Восточные Понтиды, ДМ — Дзирульский массив, АТ — Аджаро-Триалетская зона; прогибы: СК Пр — Северо-Крымский, Ин Пр — Индольский, Ис Пр — Истринский, Бд Пр — Бабадагский, Км Пр — Нижнекамчийский, Ср Пр — Сорокина, КТ Пр — Керченско-Таманский, ЗК Пр — Западно-Кубанский, Сн Пр — Синопский, Пр Пр — Предкарпатский, Тп Пр — Туапсинский, Пд Пр — Преддобруджинский; поднятия: КК — Крымско-Каламитское, Тт — Тетяева, Шт — Шатского, ЦА — Центрально-Азовское, Ан — Андрусова, Ар — Архангельского, КБ Пн — Каневско-Березанское, Гд Пн — Гудаутское, Ал Вп — Альминская впадина. Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 137 Черномор ской впадине «безгранитная» кора занимает относительно небольшую площадь. На остальной территории осадки залегают на маломощном (до 5—8 км) гра нитогнейсовом слое. Минимальная глубина залегания поверхности Мохо в Западно- и Восточно-Черноморской впадинах состав ляет 20—22 км. По периферии она уве личивается до 25—28 км [Геофизические …, 1996; Starostenko et al., 2004 и др.]. Под Центрально-Черноморским поднятием по верхность Мохо погружается до 29—30 км. Мощность кристаллической земной коры в Западно-Черноморской впадине состав ляет 5—7 км, а в Восточно-Черноморской — 10—13 км. По сейсмическим данным в осадочной толще Черноморской мегавпадины выделя ется несколько протяженных опорных отра жающих горизонтов, отождествляемых с по верхностью фундамента (IV—V), поверхно стью мела (III—Ша), кровлей эоцена (II—IIa), кровлей майкопа (Iа). Несколько от ражений прослеживается в плиоцен-чет вер тичных отложениях (отражающие го ри зонты А, Б, В). Отражающие горизонты раз деляют оса дочную толщу на сейсмо стра тиграфические комплексы: домело вой, меловой карбонатно- терригенный (4—5 км в Западно-Чер но мор- ской впадине и 3—4 км в Восточно-Чер но- мор ской), па лео це нэоценовый терриген но- кар бо нат ный (4—5 км и 3—4 км), олиго цен- ниж не миоценовый (майкопский) глинис тый (4—5 км), средне- и верхнемиоце новый пре и мущественно терригенный (0,5—3 км), плиоцен-четвертичный терригенный (1—3 км). На Центрально-Черноморском под нятии домайкопские осадки отсутст ву- ют. Сле дует, однако, отметить, что стра- тиграфичес кое деление осадочной толщи в Черном море обосновано слабо и вопрос стратиграфической привязки сейсмолито логических комплексов остается предметом дискуссии [Гожик и др., 2006; Казьмин и др., 2000; Туголесов и др., 1985; Fіnettі et al., 1988]. В центральной части мегавпади ны осадки залегают почти горизонтально (с небольшим наклоном к центру впадины) без видимых признаков существенных де формаций [Туголесов и др., 1985]. В пери ферийных областях постэоценовые осадки местами осложнены складчатостью. По периферии мегавпадины Черного мо ря выделяется несколько прогибов [Со- ро ки на, Туапсинский, Синопский, Ниж не- кам чий ский, Истринский и др.) и подня- тий (Шатского, Тетяева, Гудаутское, Очам- чирское и др.). Большинство прогибов сфор мировалось в постэоценовое время. Под ня тия, очевидно, связаны со структу рами основания. Черное море окружают структуры раз ного возраста и генезиса [Геофизические …, 1996; Герасимов и др., 2006; Хаин, 1984; Nіkіshіn et al., 2003]. Некоторые из них пол ностью или частично были втянуты в погру жение при формировании Черноморского бассейна. Западное обрам ление образует Мизийская плита с переработанным в па леозое позднедокембрий ским фундаментом. Докембрийские пе ре работанные породы слагают также Дзи рульский массив, рас положенный к востоку от Черноморской впадины. Пред полагают, что поднятие Шатского, а возможно и поднятие Андрусова являются продолжением Дзирульского мас сива. Вдоль северного края Черноморской депрессии протягивается консолидиро ванная в палеозое и многократно активи зированная в мезозое Скифская плита. В мезозое в ее теле образовались рифтоген ные прогибы (Каркинитский, Альминский, Белогорский и др.), а в эоцене—олигоцене — краевые прогибы (Индольский, Западно- Кубанский и др.). Между Мизийской и Скифской плитами располагается Северо- Добруджинский ороген, сформировавшийся в конце мела на месте пермо-триасового рифтового бассейна. Позднекайнозойские орогены Горного Крыма, Большого Кавказа, Восточных и Западных Понтид, Балкан окружают Черноморский бассейн с севера, северо-востока, юга, юго-запада. Горообразовательные процессы происходи ли почти одновременно (олигоцен—плио цен), но доорогенная история этих структур существенно отличалась. Вдоль южного края Черноморского бассейна протягивается ме ловой вулканический пояс. Весь комплекс геолого-геофизических дан ных свидетельствует об интенсивной текто нической и магматической активности рас сматриваемого региона, по крайней мере, с палеозоя по настоящее время. Образование Черноморской мегавпадины произошло в кон це мела—палеогене как задугового бассейна [Nіkіshіn et al., 2003; Robіnson et al., 1996]. 2. Геотермическая изученность. Гео- термическая характеристика земной коры кон тинентов и шельфовых зон морей и океанов Р. И. КуТас 138 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 базируется на результатах измерения темпе ратуры в глубоких скважинах. На акваториях морей и океанов пробурены лишь одиночные скважины, поэтому для изучения геотермиче ских условий используют погружные зонды, позволяющие измерять градиент температу ры (или температуру) в приповерхностном слое осадков. В настоящее время в Черном море выполнено почти 700 определений те плового потока зондовым методом [Дучков, Казанцев, 1985; 1988; Золотарев и др., 1979, 1986; Золотарев, Кобзарь, 1980; Кондюрин, Сочельников, 1983; Любимова, 1968; Савостин и др., 1974; Сысоев, 1961 и др.], три опреде ления в скважинах, пробуренных в глубоко водной котловине научно-исследовательским судном «Гломар Челленджер» [Erіckson, Von Herzen, 1978], около 20 определений в скважи нах на шельфе [Гордиенко и др., 1993; Кутас и др., 2007; Kutas, Poort, 2008]. Здесь впервые приводится авторская оценка теплового по тока на Прикерченском шельфе (структура Субботина, l=36°23,8', j=44°48,3'). В отло жениях майкопа в интервале глубин 2200— 2600 м плотность теплового потока составляет 49±4 мВт/м2. Исследования теплового потока в Черном море проводились разными организациями, зондами разной конструкции, с разной точ ностью. В основном измерялся только гради ент температуры. Теплопроводность осадков изучалась на борту судна на образцах, под нятых грунтовыми трубками, или рассчиты валась по водонасыщенности осадков. В по следние годы геотермические исследования в Черном море проводились более совер шенным измерительным комплексом Геос-2 [Матвеев, Рот, 1988]. Многофункциональный термозонд с использованием компьютерных технологий регистрации и обработки ин формации позволяет измерять температуру придонного слоя воды, температуру осадков на пяти глубинных уровнях, градиент темпе ратуры на четырех базах, теплопроводность осадков непосредственно в условиях их естественного залегания (іn sіtu). По новой методике выполнено 194 определения тепло вого потока [Коболев и др., 1993; Кутас и др., 1992; 1999; 2003, 2007; Kutas et al., 2005; Kutas, Poort, 2008]. Геотермические исследования проводи лись на всей акватории во всех тектониче ских зонах (рис. 2), но пункты измерения распределены очень неравномерно. Более детально изучена северная и западная части Черного моря. Существующий геотермиче ский материал позволяет охарактеризовать региональные закономерности теплового поля. Локальные особенности изучены лишь на отдельных полигонах. Точность определе ния теплового потока зондовым методом со ставляет около 10 %. Однако инструменталь ная точность измерения градиента темпера туры и теплопроводности (5—10 %) не от ражает реальную точность и достоверность определения теплового потока, поскольку при этом не учитываются условия измере ния (характер внедрения зонда, деформация осадков, микрорельеф, динамика флюидов и другие факторы). В какой-то мере представ ление о достоверности получаемых резуль татов может дать сопоставление повторных измерений в пределах ограниченных участ ков (включая и измерения разными типами зондов). Выполненные нами такие сопо ставления показывают, что в большинстве случаев средние отклонения не выходят за пределы 10 % (разброс значений теплового потока не превышает 2—4 мВт/м2). 3. Региональные особенности теплово- го поля. Распределение тепловых потоков в Черном море и на прилегающих участках суши иллюстрирует схематическая карта, представленная на рис. 3. Карта построе на по результатам осреднения (в пределах площадок 20'×20') измеренных значений теплового потока без внесения каких-либо поправок. Осреднение позволяет нивелиро вать вариации поля, обусловленные влияни ем неравномерного распределения пунктов определения геотермических параметров и локальных условий измерения — микроре льефа дна, внедрения зонда, состояния и ли тологии осадков, динамики воды и газа и др. В глубоководной котловине Черного моря преобладают низкие тепловые потоки (20— 40 мВт/м2). Минимальные значения соответ ствуют центральным наиболее погруженным участкам Западно- и Восточно-Черноморской впадин. По направлению к периферии отмеча ется повышение теплового потока. В Западно- Черноморской впадине тепловое поле слабо дифференцировано. Изолиния теплового по тока 30 мВт/м2 оконтуривает всю центральную часть впадины с максимальной мощностью (свыше 5,5 км) олигоцен-четвертичных от ложений, а изолиния 40 мВт/м2 практиче ски повторяет контуры постолигоценовой впадины (за исключением ее юго-западной части). Аномалия низких тепловых потоков Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 139 Рис. 2. Схема геотермической изученности (расположение пунктов определения теплового потока) Черного моря и прилегающих участков суши. Пунктиром оконтурены конусы выноса основных рек. простирается вдоль всей впадины с юго- востока на северо-запад. На юго-востоке и северо-западе она выходит за пределы глу боководной котловины и продолжается на шельфе и суше в Синопском и в Бабадагском прогибах. Среднее значение теплового потока в Западно-Черноморской впадине составляет 32±5 мВт/м2. В Восточной части глубоководной котло вины тепловое поле более дифференцирова но. Тепловые потоки изменяются от 18—20 до 50—60 мВт/м2, преобладают низкие зна чения (30—40 мВт/м2). Изолиния теплового потока 40 мВт/м2 оконтуривает практически всю неоген-четвертичную впадину, кроме ее юго-восточного угла. Однако в отличие от западного сектора внутри этого контура поле неоднородно. На фоне преобладающих низких тепловых потоков выделяется серия разномасштабных положительных анома лий. Область низких тепловых потоков (20— 30 мВт/м2), состоящая из двух аномалий, разделенных полосой повышенных значе ний, протягивается практически вдоль всей Восточно-Черноморской впадины с макси мальной мощностью нео ген-четвертичных отложений. Низкие теп ловые потоки зареги стрированы на зна чительной площади вала Шатского. В центральной части впадины вы деляется ано малия повышенных значений (50—60 мВт/м2). По-видимому, она состоит из нескольких локальных аномалий, однако редкая сеть наблюдений не позволяет де тализировать ее структуру. Ограниченные аномалии повышенных тепловых пото ков выделяются у северо-западной и юго- восточной границ Восточно-Черноморской впадины. Среднее значение теплового по тока в Восточно-Черноморской впадине со ставляет 35±6 мВт/м2. В пределах Центрально-Черноморского поднятия тепловые потоки изменяются от 20 до 70 мВт/м2. Наиболее масштаб ная положительная аномалия выделяется на северо-западном окончании подня тия Андрусова и прилегающих участках Западно-Черноморской впадины и прогиба Сорокина. Несколько локальных аномалий обнаружено вдоль юго-западного склона поднятия. Центральная часть поднятия характеризуется относительно низкими тепловыми потоками. По периферии Черноморской мегавпади ны тепловые потоки повышаются и тепло вое поле становится более дифференциро ванным. Тепловые потоки изменяются от 20 мВт/м2 до сотен и более. Интенсивные аномалии имеют ограниченные разме Р. И. КуТас 140 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 ры, что свидетельствует о неглубоком за легании их источников. Существенные вариации теплового потока наблюдаются в периферийных прогибах и поднятиях. Низкие тепловые потоки соответствуют участкам глубокого погружения фунда мента в прогибах Сорокина, Туапсинском, Керченско-Таманском, Нижнекамчийском, Истринском. Однако тепловое поле в преде лах этих структур неоднородно. На фоне низких тепловых потоков часто выделяются локальные аномалии высоких и очень высо ких значений. Такие аномалии удалось вы делить в прогибах Сорокина, Туапсинском, Нижнекамчийском. Над поднятиями, вы раженными в фундаменте, в большинстве случаев тепловые потоки повышаются. В частности, повышение теплового потока зарегистрировано на поднятиях Тетяева, Гудаутском, Очамчирском. Повышенными потоками характеризуются периферийные поднятия, над которыми существенно сокра щена мощность осадков. Дифференциация поля увеличивается по мере приближения к шельфовой зоне. Здесь ощущается влияние на распределение тепловых потоков при легающих тектонических структур суши. Так, повышенными тепловыми потоками выделяются продолжающиеся в Черном мо- ре структуры Аджаро-Триалетской зоны, Бал канид, Большого Кавказа, Среднегорья, а пониженными — Рионской депрессии, Ниж не камчийского прогиба и др. Зна чи- тель ные вариации тепловых потоков на- блю даются у подножья континентального склона практически по всему периметру Чер номорского бассейна. Морфология и интенсивность поля изме няются в пределах континентального склона и шельфа. При переходе от Черноморской мегавпадины к Скифской плите тепловые потоки увеличиваются до 45—70 мВт/м2. Повышенные значения тепловых потоков характерны для всей Скифской плиты, но поле здесь неоднородно [Кутас, 1978; Кутас, Цвященко, 1986]. Более высокими значениями выделяются Каркинитский прогиб, Азовский и Каневский валы, Ставропольский свод и др. Тепловое поле приобретает широтную зональность. Рис. 3. Схема распределения теплового потока в Черноморском регионе: 1 — изолинии теплового потока, мВт/м2; 2 — главные разломные зоны; 3 — границы основных тектонических элементов; 4 — границы зон с «безгранитной» земной корой. Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 141 На северо-западном шельфе Черного моря тепловые потоки также повышены, однако редкая сеть измерений не позволя ет детализировать структуру поля. Можно лишь констатировать, что к западу от Одесской зоны нарушений тепловые пото ки понижены, а к востоку — повышены. В Каркинитском прогибе повышенными зна чениями теплового потока выделяются его борта, а пониженными — центральная по груженная часть. Такая же закономерность наблюдается и в Индоло-Кубанском проги бе. В западной части северо-западного шель фа и на континенте характер теплового поля изменяется. Здесь выделяется несколько зон повышенных и пониженных значений теплового потока, согласующихся с образо вавшейся в мезозое тектонической зональ ностью Добруджи. Сложную структуру имеет тепловое поле в прибалканской части Черного моря. Тепловые потоки изменяются здесь от 35 до 70 мВт/м2. Определяющее влияние на их распределение имеет тектонический фактор. Повышенными тепловыми потоками выделяются структу ры Среднегорья, Странжа, зон разломов, по ниженными — Нижнекамчийский прогиб, Мизийская плита. Переход от Черноморской мегавпадины к Мизийской плите в тепловом поле вы ражен слабо. Происходит незначительное постепенное повышение теплового потока. Тепловое поле Мизийской плиты слабо диф ференцировано. Тепловые потоки составля ют 35—45 мВт/м2 и только в южной части вдоль Балканид выделяется зона повышен ных значений. Резкое увеличение тепловых потоков от мечается при переходе от Черноморского бассейна к Анатолийскому побережью. К сожалению, слабая изученность теплово го потока на этой территории не позволя ет увязать изменение поля с особенностя ми тектоники, строения и эволюции зем ной коры. Повышение тепловых потоков до 60—70 мВт/м2 наблюдается в Аджаро- Триалетской зоне, повышение до 40— 60 мВт/м2 — в Горном Крыму и в северо- западной части Большого Кавказа. 4. Геолого-геофизический анализ тепло- вого поля. Приведенный обзор геотерми ческих данных в пределах Черного моря и прилегающих участков суши свидетель ствует о существенной неоднородности те плового поля. В распределении тепловых потоков можно проследить определенные региональные и локальные закономерности, которые контролируются как региональ ной тектонической зональностью, историей развития и строением земной коры, так и геологическими, литологическими, гидро геологическими, динамическими и други ми особенностями конкретных структур. Региональной аномалией низких тепловых потоков выделяется вся Черноморская де прессия. Уменьшение тепловых потоков происходит в полосе современного (неоген- четвертичного) континентального склона. Чем круче континентальный склон, тем рез че эффект уменьшения тепловых потоков до значений 30—40 мВт/м2. Эта тенденция сохраняется по всему периметру депрессии при довольно большом различии в абсолют ных значениях теплового потока на приле гающих структурах суши. Наиболее кон трастное уменьшение теплового потока от мечается в зонах перехода к глубоководной котловине от горно-складчатых областей Понтид, Большого Кавказа, Горного Крыма и его западного погружения. Плавный пере ход к структурам обрамления наблюдается в районе Мизийской плиты, Рионской депрес сии. Существует явная корреляция между уменьшением теплового потока и погруже нием фундамента в миоцен-четвертичное время. Часто низкие тепловые потоки в Черном море связывают с утонением земной коры и редукцией «гранитного» слоя. Однако суще ствующие геофизические и геотермические данные не совсем согласуются с такой ин терпретацией. Как уже отмечалось, в фун даменте Черноморской депрессии выделя ется несколько тектонических элементов, которые отличаются историей своего разви тия, глубинным строением, мощностью зем ной коры, характером физических полей. В частности, под поднятиями Андрусова и Шатского мощность коры заметно выше, чем в Западно-Черноморской впадине. При этом под осадками появляется довольно мощная толща пород с параметрами «гранитного» слоя. Однако эти структуры по уровню те пловых потоков почти не отличаются, хотя морфология поля у них разная. В Западно- Черноморской впадине аномалия низких тепловых потоков (менее 30—35 мВт/м2) на ходится полностью в контуре современной (неоген-четвертичной) впадины и практи чески совпадает с «безгранитной» земной Р. И. КуТас 142 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 корой. Только в юго-западном секторе моря тепловые потоки несколько увеличиваются и это соответствие нарушается. В восточ ной части моря область низких тепловых потоков охватывает не только Восточно- Черноморскую впадину и участок с “безгра нитной” земной корой, но и значительную площадь поднятий Шатского и Андрусова. Такое распределение тепловых потоков до статочно обосновано указывает на большую роль постэоценовой истории впадины и на копления неоген-четвертичных осадков в формировании современной морфологии теплового поля. Этот вывод подтверждают результаты непосредственного сопостав ления средних значений тепловых потоков с мощностью разновозрастных осадков [Кутас, Цвященко, 1993; Кутас и др., 1997]. Наиболее заметное влияние на распределе ние тепловых потоков оказывает мощность плиоцен-четвертичных и миоценовых от ложений, в меньшей степени — мощность майкопа и практически не отражается в тепловом поле изменение мощности более древних образований. По-видимому, некоторое влияние на ве личину теплового потока в придонном слое оказывают изменения водного баланса бас сейна Черного моря в позднечетвертичную эпоху, придонные течения и принос ма териала реками. Наиболее мощный поток воды и осадков поступает с северо-запада. Выносимый реками Дунай, Днепр, Днестр поток осадков распространяется к югу и юго-востоку. Достигнув южного континен тального склона, он поворачивает на вос ток. Его контуры практически совпадают с зоной низких тепловых потоков в западном секторе Черного моря (см. рис. 2, 3). В вос точном секторе моря аномалии низких те пловых потоков также тяготеют к конусам выноса крупных рек. Во многих местах распределение тепло вых потоков не увязывается ни с мощностью осадков, ни со структурами основания. Такие аномальные зоны в большей степени харак терны для восточного сектора глубоководной депрессии и Центрально-Черноморского поднятия. В Западно-Черноморской впади не подобные аномалии выявлены только в прибортовых зонах и на континентальном склоне. Они имеют разные размеры, форму, интенсивность и, как показывает их ком плексный геолого-геофизический анализ, связаны с нарушением условий тепло- и массопереноса, обусловленным проявле ниями современных геодинамических и физико-химических про цессов в осадоч ном слое. В основном это зоны активных разломов, грязевого вулканизма, миграции флюидов, газовыделений и других совре менных процессов. Подобные зоны выяв лены и детально изучены в разных районах Черного моря [Кутас и др., 1999; 2003а; 2007]. Показательными в этом отношении являются аномальные зоны в северо-западной части моря, на поднятии Андрусова, в прогибе Сорокина и др. Детальные батиметрические, сейсмоаку стические, геотермические, гидрофизические исследования были выполнены на полигоне, расположенном на континентальном склоне в северо-западной части моря в районе палео дельты р. Днепр (полигон ограничен коорди натами 44º39'—44º47' с.ш. и 31º57'—32º14' в.д.) [Кутас и др., 2003а; Ku tas et al., 2005]. С вос тока его ограничивает Западно-Крымский (Николаевский) разлом, с запада — оперяю щие нарушения Одес ской разломной зоны. Глубина моря изме ня ется от 240 до 890 м. На полигоне выяв ле но более 2000 газовыделений [Nauds et al., 2006; Poort et al., 2007]. Плотность тепло во го потока на полигоне изменяется от 18—20 до 80—88 мВт/м2 [Kutas et al., 2005]. По вы шенные тепловые потоки (40— 80 мВт/м2) зарегистрированы в зонах Западно- Крымского и Одесского разломов. В каньо не палеорусла р. Днепр (Западно-Крымский разлом) тепловые потоки изменяются от 42 до 88 мВт/м2. Вынос дополнительного тепла связан с разгрузкой подземных вод. По сейс моакустическим данным нарушенность осад ков здесь прослеживается до поверхности дна [Ludman et al., 2004]. Низкие тепловые потоки (18—30 мВт/м2) наблюдаются в очагах раз грузки газа. Предполагается, что уменьшение теплового потока здесь связано с выделением свободного газа. При поднятии вверх флюи дов в зонах разгрузки давление постепенно снижается и возрастает объем свободного газа. Единый глубинный флюидный поток разделяется на два. Вода и газ существен но отличаются по физическим свойствам, в первую очередь по теплоемкости, и выносят разное количество тепла. Газ, обладая низкой теплоемкостью, выносит меньшее количество тела, а при его выделении в придонном слое осадков происходит снижение давления, ко торое компенсируется притоком холодной воды [Кутас и др. 2007; Kutas, Poort. 2008]. Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 143 Этот процесс может быть инициирован или усилен внедрением в осадки зонда при из мерении тепловых потоков. Значительные вариации тепловых по токов наблюдаются в зонах формирования диапироподобных структур и грязевого вул канизма. Грязевые вулканы в Черном море выявлены в основном в периферийных час тях, в частности в прогибах Сорокина, Туапсинском, в северо-восточной части За- падно-Черноморской впадины и других рай онах. Глиняные диапиры и грязевые вулканы образуются при наличии мощных толщ гли нистых отложений в условиях тектоническо го сжатия. Освобождающиеся флюиды вы давливаются вверх и деформируют пластич ные глинистые породы. В перекрывающих отложениях образуются многочисленные трещины, деформированные и ослабленные зоны, по которым потоки флюидов и грязи прорываются к поверхности. Обычно изли вающиеся на поверхность дна грязевые по токи имеют не очень высокую температуру, но она всегда выше температуры придонно го слоя воды и осадков. Поэтому в них фор мируется высокий геотермический градиент и, естественно, высокая плотность теплового потока [Kutas, Poort, 2008]. Однако градиент температуры резко уменьшается с глубиной, иногда вплоть до нулевых или даже отрица тельных значений. Высокие тепловые пото ки поддерживаются активностью вулкана. С угасанием активности происходит быстрое выравнивание тепловых потоков. Зоны диа пировых складок в целом характеризуются повышенными тепловыми потоками. Они создаются за счет перераспределения теп ла внутри диапировых структур и миграции флюидов по многочисленным трещинам, ко торые формируются над диапирами. Таким образом, в осадочных бассейнах происходят довольно сложные процессы тепло- и массообмена, ответственные за формирование аномалий. Характер этих процессов довольно разнообразен. Он за висит от скорости накопления осадков, их типа, мощности, глубинных потоков теп ла и вещества, тектонической обстанов ки. Перераспределение тепловой энергии, связанное с различными геодинамически ми и гидрогеологическими факторами, происходит практически непрерывно в процессе эволюции осадочного бассейна. Существенную роль в перераспределении тепловой энергии играют тектонические на рушения. Интенсивные аномалии тепловых потоков в прикрымском секторе Черного моря (северная часть поднятия Андрусова, Форосский выступ Горного Крыма, поднятие Тетяева, борт прогиба Сорокина) увязыва ются с пересечением нескольких систем разломов и образованием локальных очагов растяжения. Растяжения в верхней части земной коры происходят в тылу погружа ющейся под Горный Крым микроплиты и вдоль бортовых разломов в связи с продол жающимся углублением Черноморской де прессии. Ограниченные аномалии теплового потока в восточном секторе Черного моря, включая Центрально-Черноморское подня тие, вероятно, также являются следствием проявления молодых геодинамических про цессов с активизацией или образованием тектонических нарушений и формировани ем зон локального растяжения в осадочной толще. Влияние геодинамических процессов про слеживается также в распределении геотермических параметров в осадочных бассейнах шельфа и прилегающей части суши. В частности, в Северо-Крымском про гибе тепловые потоки изменяются от 54 до 80 мВт/м2 (см. рис. 3). Дифференциация те плового поля здесь связана, с одной стороны, с образованием мощной толщи низкотепло проводных осадков в наиболее по груженной части прогиба, а с другой стороны, с конвек тивным теплопереносом в прибортовых раз ломных зонах, над которыми формируются интенсивные положительные аномалии. На Тарханкутском полуострове в скважинах, которые пересекли нарушенные зоны, те пловые потоки увеличиваются в висячих блоках до 80—100 мВт/м2 и уменьшаются до 60—70 мВт/м2 в лежачих [Кутас, Цвященко, 1986]. В итоге в прогибе формируется суще ственная дифференциация средних значе ний тепловых потоков по глубине. В верхней части разреза (глубина до 1000 м) они из меняются от 55 до 85 мВт/м2, а на глубине более 2500 м — в интервале 60—70 мВт/м2. Подобные закономерности характерны и для Индоло-Кубанского прогиба. Распределение тепловых потоков на структурах обрамления Черного моря опре деляется особенностями их тектоники и истории развития. Структуры, прошедшие в своем активном развитии через этап растя жения, характеризуются повышенными те пловыми потоками. И чем моложе процесс Р. И. КуТас 144 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 активизации, тем выше плотность теплово го потока. В зонах сжатия, субдукции, об разования надвигов тепловые потоки пони жаются. Понижение тепловых потоков на блюдается, в частности, в зонах надвигания Горного Крыма, Большого Кавказа, Балкан и др. Но поскольку эти геодинамические про цессы сопровождаются также выделением дополнительной энергии, погружением на большие глубины обводненных и низко плавких пород, то одновременно образуются очаги локального растяжения и плавления с потоками высокотемпературных флюидов. Очевидно, такова природа неоднородностей теплового поля Кавказского региона и ча стично Степного и Горного Крыма. 5. Природа неоднородностей теплового поля. На тепловое поле верхних горизон тов земной коры влияет много глубинных и поверхностных факторов: распределение радиогенных источников тепла в земной коре, плотность теплового потока из недр Земли, теплофизические параметры сре ды, тектоническая и магматическая актив ность, накопление осадков и эрозия, рельеф и др. Все эти факторы в той или иной мере оказали влияние на распределение тепло вых потоков в Черноморском бассейне. Их анализ выполняли многие исследователи [Галушкин и др. 2006; Гольмшток, 1988; Дучков, Казанцев, 1988; Золотарев и др., 1979; 1986; Кутас и др., 1997; Golmshtok et al., 1992; Kutas et al., 1998 и др.]. Однако полученные ими результаты иногда суще ственно отличаются. Неоднозначность ре зультатов можно объяснить сложностью эволюционных процессов, которые невоз можно вложить в определенную модель, несовершенством и схематичностью моделей и методик, применяемых для описания этих процессов, недостатком исходной информа ции. В последние годы такой информации существенно прибавилось. Все это позволяет более надежно оценивать влияние отдельных факторов и способствует уменьшению не однозначности результатов интерпретации геотермических данных. В морских условиях измерения прово дятся, главным образом, в самом верхнем слое осадков (в интервале первых метров от поверхности дна). Их результаты весьма чувствительны к условиям измерения и лю бым даже очень незначительным наруше ниям температуры в придонном слое воды. Естественно, возникает вопрос, насколько измеренные в придонном слое осадков гео термические параметры адекватны теплово му состоянию более глубоких горизонтов. На результаты измерения температуры и теплового потока зондовым методом влияют положение и степень внедрения зонда, на рушение среды измерения и естественного распределения температуры при внедрении зонда и др. Современные конструкции зон дов (Геос-2) позволяют контролировать все эти процессы [Матвеев, Рот, 1988; Кутас и др., 2007; Kutas, Poort. 2008]. Зонды оснащены датчиками для контроля углов вхождения зонда. Глубина внедрения зонда, характер возмущения и степень восстановления тем пературного режима оценивается по непре рывным измерениям температуры в осадках и придонном слое воды с момента внедрения зонда до его извлечения. Состояние среды контролируется по теплопроводности, ко торая измеряется в условиях естественного залегания осадков (іn sіtu) в процессе экс перимента. Разнообразную дополнительную информацию об условиях измерения можно получить по результатам эхолотирования, сейсмоакустических, гидрофизических и других исследований. Надежность и до стоверность результатов определяется по повторным (многократным) измерениям в одном и том же пункте. Измерительный комплекс «Геос-2» позволяет выполнять по вторные измерения без поднятия зонда на борт судна. По многочисленным детальным измерениям на полигонах можно сделать выводы, с одной стороны, о большом раз нообразии условий измерения, создаваемых состоянием, динамикой и составом осадков, перетоками воды и газа, наличием газоги дратов и другими факторами и, с другой сто роны, о достаточно высокой степени досто верности измеряемых значений плотности теплового потока. Наиболее существенные вариации условий измерения наблюдают ся в периферийных частях глубоководной котловины. Локальные возмущения теплового потока создают поверхностные условия — рельеф дна, оползни, придонные течения и другие процессы. Методы оценки таких возмуще ний достаточно хорошо разработаны. Они могут быть учтены при наличии дополни тельной информации в виде детальных ба тиметрических карт, сейсмоакустических разрезов, описаний и анализов образцов донных осадков, поднятых грунтовыми Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 145 трубками, и др. Поверхностные факторы на большей части акватории Черного моря слабо влияют на геотермические параметры (плоский рельеф, горизонтальное залегание осадков, относительно стабильные течения и пр.). Их роль становится заметной по пе риферии впадины и на континентальном склоне [Золотарев и др., 1979; Кутас и др., 1999; 2003а]. На региональный уровень тепловых пото ков в придонном слое осадков существенно влияют вариации температуры на поверх ности дна. Сезонные колебания темпера туры, как показывают экспериментальные исследования, затухают в водной толще на глубине 300—400 м [Кутас и др., 1999 и др.], а определяющее значение имеют относитель но недавние или современные длительные нарушения температур в придонном слое воды и осадков, связанные с изменением климата, подводных течений или условий накопления осадков. Климатическая поправка к тепловому потоку в Черном море по оценкам разных авторов [Галушкин и др., 2006; Золотарев и др., 1979; Кутас, 1996; Кутас и др., 1997 и др.] изменяется от 2 до 7 мВт/м2. Обычно она рассчитывается на основе решения нестаци онарного уравнения теплопроводности при заданном изменении во времени темпера туры на поверхности [Карслоу, Егер, 1964]. Однако информация о палеоклиматических изменениях неоднозначна, поэтому неодно значны и оценки их влияния на геотермиче ские параметры. За последние 20—30 лет существенно возрос интерес к проблеме климатических изменений и, естественно, увеличилось ко личество информации. Этому способствова ло не только изучение биологических крите риев на континентах, но и морских осадков, а также внедрение новых методических раз работок на основе комплексного использо вания геологических, биологических, изо топных, микрофаунистических, палеомаг нитных и других данных. В настоящее время известна общая схема изменения палеотем ператур в позднем плиоцене-голоцене, одна ко существует ряд дискуссионных вопросов, касающихся динамики климатических со бытий, оценки продолжительности клима тических периодов, их временных границ и амплитуды колебаний [Хотинский, 1989]. Наиболее существенным климатическим событием в этот период было значитель ное похолодание во Вюрмскую ледниковую эпоху. В Причерноморье температуры сни жались на 6—8 °С. Среднегодовая темпе ратура составляла 2—4 °С. В отдель ные пе риоды она опускалась до 0—1 °С [Величко, 1987; Зубаков, 1986; Изменчивость…, 1995; Кли менко и др., 1996; Ясаманов, 1981]. Предполагается, что в придонном слое мор ских бассейнов она была выше на 2—3 ºС [Зубаков, 1986; Ясаманов, 1981]. По холодание началось около 70 000 лет назад, а потепле ние — около 12 000 лет назад. Учитывая те пловую инерцию водной толщи, можно до пустить, что колебания температур в глубо ководном бассейне были не столь контраст ными. В Черном море температура придон ных вод в ледниковый период, по-видимому, не опускалась ниже 3—4 ºС и, следователь но, отличалась от современной (9,1±0,1 ºС на глубине 2000—2200 м) на 5—6 ºС. Если повы шение температуры происходило постепен но, то современное понижение теплового потока в придонном слое осадков не долж но превышать 3—4 мВт/м2. Однако имею щиеся в настоящее время данные указыва ют на существенные вариации температур. Таяние ледников в послеледниковую эпоху сопровождалось поступлением больших масс холодных вод, повышением скорости накопления осадков и уровня Черного моря более чем на 100 м. Важные климатические события произошли примерно 7 100 лет на зад [Duman et al., 1992]. В связи с раскрыти ем пролива Босфор более соленые и теплые воды Мраморного моря начали поступать в Черное море. Температура придонных вод повышалась. Она достигла максимальных значений (выше современных темпера тур на 1,5—2 °С) в период Атлантического оптимума (6200—5300 лет тому назад). За ним (5600—4500 лет назад) последовало по нижение температуры примерно на такую же величину. Около 3000 лет назад устано вилась температура, близкая к современной. Дальнейшие кратковременные и малоам плитудные колебания температуры практи чески не отразились на величине теплового потока в придонном слое осадков. Ощутимое понижение температуры произошло в «ма лый ледниковый» период (XVI—XIX вв). На юге Европы его амплитуда составляла 1—1,5 ºС [Изменчивость …, 1995; Клименко и др., 1996]. Понижение температуры воды в Черном море могло достигать 0,2—0,4 ºС и соответственно до полнительное пониже Р. И. КуТас 146 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 ние современного теплового потока в при донном слое на 2—3 мВт/м2. Иной сценарий развития событий — постепенное пони жение температуры после Атлантического оптимума до «малого ледникового» периода на 1—2 ºС и ее повышение с конца ХIХ в. примерно на 1 ºС. Следует отметить, что чем «моложе» возмущения температуры в слое придон ных вод, тем существеннее их влияние на распределение температур в придонных осадках. В настоящее время оживленно об суждается проблема современного глобаль ного потепления. Допускается повышение среднегодовой температуры на Европейском континенте на 0,5—1 ºС. Повышение тем пературы придонных вод на 0,1—0,2 ºС за последние 10—20 лет стало бы причиной понижения теплового потока в осадках еще на 2,0—3,0 мВт/м2. Однако результаты экс периментальных исследований температуры воды придонного слоя за последние 50 лет не дают оснований для однозначного выво да о ее направленном изменении в таких пределах [Полонский, Ловенкова, 2003]. Современная суммарная климатическая поправка к тепловому потоку в глубоко водной части Черного моря, учитывающая понижение температуры в ледниковый и «малый ледниковый» периоды и повыше ние в период Атлантического оптимума и в ХIХ—ХХ вв., составляет около 6±1 мВт/м2. С учетом климатической поправки средние значения теплового потока в Западно- и Восточно-Черноморской впадинах состав ляют соответственно 38±5 и 41±6 мВт/м2. Выполненный геолого-геофизический анализ теплового поля в Черном море сви детельствует о существенной зависимо сти плотности теплового потока от мощ ности осадочного слоя, особенно моло дых (плиоцен-четвертичных) отложений. Проблема оценки влияния на тепловое поле осадконакопления возникла почти одно временно с первыми измерениями тепло вого потока на акваториях [Benfіeld, 1949]. Искажающее влияние оказывает целый комплекс факторов, сопутствующих осад конакоплению: погружение земной коры, длительный процесс накопления холодных осадков, теплоизолирующее влияние обра зовавшегося низкотеплопроводного покры тия, дополнительное, увеличивающееся со временем тепловыделение в осадочной тол ще за счет распада радиоактивных элемен тов, уплотнение осадков и соответственно изменение по мере их накопления и погру жения теплофизических параметров и ра диогенной теплогенерации, освобождение большого количества флюидов и их участие в теплопереносе, различные термодинами ческие процессы и физико-химические ре акции, происходящие в осадках по мере их погружения в область высоких температур и давлений и др. Достоверность и надежность освещения теплового состояния осадочного слоя в молодых развивающихся бассейнах зависит от того, насколько полно учтен весь комплекс факторов, сопутствующих нако плению осадков и влияющих на распределе ние источников тепла и условия теплопере носа.Попытки дать количественную оценку искажений теплового поля при отложении осадков предпринимались неоднократно. Этот процесс анализировался в комплексе и по элементам. Для этого использовались различные методы — от строгих аналити ческих, основанных на решениях уравне ния теплопроводности, до различных эмпи рических оценок [Benfіeld, 1949; Карслоу, Егер, 1964; Кутас, 1965; Любимова, 1968; Гольмшток, 1988; Галушкин, Смирнов, 1987; Hutchіson, 1985 и др.]. Оценки влияния осад конакопления на геотермическую ситуацию в Черноморском бассейне можно найти в работах [Дучков, Казанцев, 1985; Золотарев и др., 1986; Кутас, Гордиенко, 1971; Кутас, Цвященко, 1993; Любимова, 1968; Любимова и др., 1973; Галушкин, Смирнов, 1987; Галушкин и др., 2006; Golmshtok et al., 1992; Erіckson, Von Herzen, 1978 и др.]. Однако по лученные результаты существенно неодно значны. Эта неоднозначность обусловлена, с одной стороны, недостатком достовер ной геолого-геофизической информации о скоростях осадконакопления, параметрах среды, условиях на границах и прочее, а с другой стороны, упрощенностью приня тых моделей. Как правило, задача сводит ся к оценке плотности теплового потока на верхней подвижной границе однородного полупространства, на которой с равномер ной скоростью накапливается слой одно родных осадков. При этом не учитывается уплотнение осадков, изменение их тепло физических параметров, генерация радио генного тепла и многие другие факторы. В общей постановке задача о тепловом режи ме слоя накапливающихся осадков является нестационарной задачей теплопроводности Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 147 в неоднородной среде с подвижной грани цей. Ее аналитическое решение всегда со пряжено с определенными упрощениями. В приложении к анализу геотермического режима Черноморского бассейна эта зада ча наиболее детально рассмотрена в работах [Golmshtok et al., 1992; Галушкин и др., 2006]. Реальное распределение геотермических параметров в такой геодинамической систе ме, как развивающийся осадочный бассейн, может быть получено только на основе моде лирования его эволюции, которое позволяет восстановить как историю накопления оса дочной толщи, так и изменение ее теплового режима [Галушкин, Кутас, 1995; Галушкин и др., 2006]. Моделирование осуществляется на базе численного решения уравнения те плопроводности [Карслоу, Егер, 1964]: 2 02 T T Tc Vc A t zz ∂ ∂ ∂ r =l - r + ∂ ∂∂ , (1) при граничных и начальных условиях: 0=z ; ( )tTT = , (2) az z= ; ( )tTT m= , (3) 00 =t ; ( )zTT c= . (4) В системе уравнений (1) — (4) Т — темпе ратура, l, с и r — теплопроводность, тепло емкость и плотность пород соответственно, А — генерация радиогенного тепла, z — глу бина, V — скорость смещения верхней гра ницы (скорость осадконакопления), t — вре мя, T(t), Tm(t) — температура на верхней гра нице (на поверхности осадков) и на нижней границе счета za, Tc(z) — стационарное на чальное распределение температуры, l=асr (а — температуропроводность). Геотермическая модель земной коры. Решение приведенной выше системы урав нений и построение численной модели эволюции теплового режима может быть реализовано только при наличии большо го объема дополнительной информации, включая теплофизические параметры сре ды, распределение радиогенных источни ков тепла, значение глубинного теплового потока или температуры на нижней грани це счета, скорость отложения осадков на разных временных интервалах, мощность литологических и стратиграфических ком плексов и др. Таким образом, задача по строения модели геотермического режима развивающегося бассейна предусматривает решение нескольких дополнительных задач [Кутас и др., 1989, 2003б]: создание модели эволюции и строения среды (формирования осадочного слоя); построение моделей рас пределения радиогенных источников тепла и теплофизических параметров среды; опре деление фонового уровня современного те плового потока, выделение и интерпретация геотермических аномалий; создание модели условий теплообмена на поверхности нака пливающихся осадков (изменение климата, рельеф, скорость накопления осадков и др.); решение системы уравнений теплового ба ланса и расчета температур и тепловых по токов. Исходной информацией для решения этих задач служат разнообразные геолого- геофизические материалы, в первую оче редь, результаты бурения и геофизические данные о строении земной коры, мощности литолого-стратиграфических комплексов осадочного слоя, физических параметрах среды и др. Модель распределения тепло физических параметров в осадочной тол ще может быть создана по результатам их измерения на образцах керна, отобранных при бурении скважин в каждом конкрет ном регионе. Теплофизические параметры возможно также рассчитать по литологиче скому составу пород с учетом их пористости и насыщения или оценить по «среднемиро вым» значениям, полученным для основных литологических разновидностей осадочных пород. Такие «среднемировые» или регио нальные параметры осадочных пород мож но найти в опубликованных работах [Sclater, Chrіstіe, 1980; Hutchіson, 1985; Demіng, Chapman, 1989; Nіelsen, Ballіng, 1990; Vasseur et al., 1995; Correіra, Jones, 1996 и др.]. Наиболее достоверную информацию дают экспериментальные данные. Однако в Чер ном море экспериментально исследова ны физические параметры только придонно го слоя осадков. Теплопроводность илов из учалась как в лабораторных условиях на об разцах, поднятых грунтовыми трубками, так и непосредственно в условиях их естествен ного залегания. Теплопроводность илов из меняется от 0,7 до 1,4 Вт/м·К, но пре обладают значения 0,8—1,1 Вт/м·К. Теп лопроводность кокколитовых и сапропелевых илов верхней части разреза состав ляет 0,7—0,9 Вт/м·К, в новоэвксинских илах она увеличивается до 0,8—1,0 Вт/м·К. Теплопроводность песков, иногда ракушняка, которые встречаются, Р. И. КуТас 148 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 в основном, на шельфе, континентальном склоне и его подножье, увеличивается до 1,2—1,4 Вт/м·К [Дучков, Казанцев, 1985; 1988; Кутас и др., 1999; 2003а]. Средние зна чения теплопроводности придонного слоя по результатам лабораторных исследований со ставляет 0,86±0,14 Вт/м·К [Дучков, Казанцев, 1988], а по результатам измерения іn sіtu 0,92±0,16 Вт/м·К [Кутас и др., 1999; 2007]. С глубиной теплопроводность увеличива ется. Соответственно изменяются и другие параметры — пористость уменьшается от 60—80 % в интервале 3—100 см до 45—65 % в интервале 200—300 см, плотность увели чивается от 1200—1450 до 1450—1800 кг/м3. В связи с отсутствием глубокого бурения в глубоководной котловине Черного моря экспериментальные данные о теплофизи ческих параметрах осадков на больших глубинах отсутствуют. Такие скважины су ществуют в пределах прилегающих участ ков суши и шельфа. Они вскрывают те же литолого-стратиграфические комплексы, которые выделяются по сейсмическим дан ным в Черноморской мегавпадине. Во мно гих скважинах были выполнены детальные геотермические исследования, позволяю щие охарактеризовать теплофизические па раметры всех литологических типов пород и определить их средние значения для глав ных структурно-вещественных комплек сов, выделяемых по сейсмическим данным [Кутас, Гордиенко, 1971; 1975; Кутас и др., 1989; Люсова, Кутасов, 1973 и др.]. По экспериментальным данным тепло про - водность неогеновых глин составляет 1,1— 1,5 Вт/м·К, майкопских — 1,2—1,6 Вт/м·К, эоцен-палеоценовых 1,3—1,7 Вт/м·К. Тепло- про водность аргиллитов колеблется в интер вале 1,4—2,0 Вт/м·К, песчаников — 1,6— 2,5 Вт/м·К, известняков — 1,2—1,8 Вт/м·К. Отложения мела характеризуются более вы сокой теплопроводностью: аргиллиты — 1,7—2,2 Вт/м·К, песчаники — 2,0—2,7 Вт/м·К, известняки — 1,8—2,5 Вт/м·К, мергели — 1,7—2,3 Вт/м·К Средние значения теплопро водности и других физических параметров в осадках Западно-Черноморской впадины приведены на рис. 4. Литологическое расчленение структур- но-вещественных комплексов по геофизи ческим данным и результатам бурения по зволяет рассчитать теплофизические пара метры [Галушкин, Кутас, 1995; Кутас, 2003; Кутас и др., 1997 и др.]. Литофациальная характеристика сейсмо-стратиграфических комп лексов дана во многих опубликован ных работах [Бондарчук и др., 2008; Строе ние …, 1989; Туголесов и др., 1985]. В наших рас четах принят следующий литологический состав пород основных стратиграфических горизонтов (в процентах): плиоцен-квартер — 60 % глины +40 % песчаники и аргиллиты; верхний миоцен — 40 % глины +30 % пес чаники +30 % известняки; нижний миоцен- олигоцен (майкоп) — 80 % глины +10 % пес чаники +10 % алевролиты; эоцен-палеоцен — 10 % глины +20 % аргиллиты +10 % песчани ки +40 % известняки +10 % доломиты +10 % мергели; верхний мел — 50 % известняки +10 % доломиты +10 % мергели +10 % вулка ниты +20 % аргиллиты; нижний мел — 50 % аргиллиты +20 % глины и алевролиты +20 % песчаники +10 % вулканиты. Как следует из приведенных на рис. 4 результатов расче та, в верхней части разреза рассчитанные средние значения теплопроводности прак тически совпадают с экспериментальными. С увеличением глубины рассчитанные зна чения превышают полученные экспе ри мен- тально. Причин такого несоответствия мо жет быть несколько: образцы пород для экс периментальных исследований отбирались на относительно небольших глубинах (до 3—4 км); несоответствие выбранной литоло гической модели реальному литологическо му составу пород; несоответствие структуры и порового пространства реальной породы, выбранной модели и др. Теплопроводность кристаллических по род глубоких горизонтов земной коры оце нивается на основе обобщения эксперимен тальных данных для пород разного генезиса и состава с учетом распределения сейсмиче ских скоростей и влияния увеличивающих ся с глубиной температур и давления [Кутас и др., 1989]. Результаты изучения теплофи зических параметров кристаллических по род приводятся во многих опубликованных работах [Смирнов, 1980; Кутас и др., 1989; Demіng, Chapman, 1989; Rybach, 1996 и др.]. В наших моделях теплопроводность при нормальных термодинамических условиях пород «гранитного» слоя принята равной 2,5 Вт/м·К, «базальтового» — 2,4 Вт/м·К, верхней мантии — 3,3 Вт/м·К. Оценка радиогенной теплогенерации в породах базируется, в первую очередь, на экспериментальных данных о содержании в них радиоактивных элементов. В настоя Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 149 щее время накопился большой фактический материал о радиоактивности пород разного состава, типа, происхождения. В Черном море содержание радиогенных элементов определялось только в илах при донного слоя [Аршавская, Любимова, 1974; Батурин и др., 1967 и др.]. Генерация тепла в них составляет 0,7—1,1 мкВт/м3. Данные о содержании радиоактивных элементов в более глубоких горизонтах осадочного слоя отсутствуют. Радиогенное тепловыделение в них оценивалось по результатам экспе риментальных исследований соответствую щих структурно-вещественных комплексов на прилегающих участках суши. Были про ведены также расчеты теплогенерации по литологии пород с использованием средних концентраций для пород определенного ли тотипа, полученных как по результатам соб ственных обобщений [Кутас, 1978; Кутас и др., 1989, 1997], так и опубликованных други ми исследователями [Смыслов, 1974; Ungerer et al., 1990; Rybach, 1996; Cermak et al., 1990 и др.]. Данные о радиогенной теплогенерации в осадочном слое Западно-Черноморской впадины представлены на рис. 4. Генерация тепла в кристаллических породах земной коры определялась по распределению в них сейсмических скоростей [Кутас и др. 1989; Сermak et al., 1990; Rybach, Buntebarth, 1982]. Средняя теплогенерация в «гранит ном» слое (в Восточно-Черноморской впа лине) принята равной 0,7—0,9 мкВт/м3. Предполагается, что «гранитный» слой пред ставлен высокомета мор фи зо ванными поро дами. Теплогенерация в «базальтовом» слое принята равной 0,2 мкВт/м3. Одномерные численные модели эволю- ции теплового режима осадочной толщи построены для нескольких пунктов в За- падно- и Восточно-Черноморской впадинах. Модели построены в зонах с ненарушенной структурой осадков и относительно устой чивым распределением теплового потока. В пунктах построения одномерных геотер мических моделей на основании сейсми ческих данных создавались усредненные сейсмостратиграфические разрезы осадоч ного слоя. Как уже отмечалось, в осадочной толще Черноморской мегавпадины выделя ется по сейсмическим данным несколько отражающих горизонтов. Однако, вопрос Рис. 4. Модель распределения радиогенных источников тепла и теплофизических параметров в осадочном слое Западно-Черноморской впадины: а — сейсмостратиграфическая колонка (по [Fіnettі et al., 1988]) и сейсмолитологи ческие комплексы осадочной толщи; б — скорости продольных сейсмических волн (Vр), средняя теплопроводность по экспериментальны данным (lе) и рассчитанная по литологическому составу пород (lт), средняя радиогенная теплогенерация (А); в — температура (Т), пористость (p) и плотность пород (rs)по экспериментальным данным (за темненное поле) и рассчитанная по литологическому составу пород (пунктирная кривая). Р. И. КуТас 150 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 их стратиграфической привязки остается дискуссионным. Мощности стратиграфи чес- ких толщ в интерпретации разных ав то ров иногда существенно отличаются [Казь мин и др., 2000; Туголесов и др., 1985; Fіnettі et al., 1988 и др.]. В частности, мощности четвертичных отложений в интерпрета ции В. Г. Казьмина с соавторами [2000] и Д. А. Туголесова с соавторами [1985] отлича ются более чем в 1,5 раза. Несогласованность структурно-вещественных комплексов, вы - де ляемых по сейсмическим данным, со стра- тиграфической шкалой подтверждается и результатами бурения, в частнос ти, скважи ной, пробуренной на структуре Субботина (Прикерченский шельф) [Го жик та ін., 2006; Полухтович та ін., 2008]. Наши построения базируются преимущественно на материа лах, опубликованных Д. А. Туголесовым с соавторами [1985], дополненных данными других исследователей [Казьмин и др., 2000; Строение …, 1989; Fіnettі et al., 1988 и др.]. Разрез осадочной толщи центральной ча сти Западно-Черноморской впадины пред ставлен на рис. 5. Он включает отложения: четвертичные (h=1,6 км), плиоцена (1,2 км), верхнего и среднего миоцена (2,2 км), майко па (4,4 км), эоцена и палеоцена (4,2 км), мела (2,2 км). Общая мощность осадочного слоя составляет 15,8 км, мощность земной коры (вместе с «базальтовым» слоем) — 22 км. В область моделирования (расчета геотер мических параметров) включена также и подстилающая часть литосферы до глубины 200 км или поверхности астеносферы, ко торая определялась по точке пересечения рассчитанной геотермы с кривой солидуса сухих основных пород. Рис. 5. Эволюция и тепловой режим Западно-Черноморского бассейна по результатам моделирования: а — ско рость накопления осадков (v) и плотность теплового потока (qm — мантийная, qs — через поверхность осадков, qr — радиогенная осадочного слоя); б — схема формирования осадочной толщи и распределение в ней температур; в — современное распределение температуры (Т) и теплового потока (q) в осадочной толще (qso — плотность теп- лового потока, исправленная за колебания придонной температуры и осадконакопление); В, I, Ia, II, III — границы сейсмостратиграфических комплексов. Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 151 Построение тепловой модели Чер но- мор ского бассейна базируется на пред- положении о рифтовой природе Западно- и Восточно-Черноморской впадин [Герасимов и др., 2006; Казьмин и др., 2000; Nіkіshіn et al., 2003]. Рифтовая природа предусма тривает растяжение и нагрев литосферы, сокращение ее мощности, повышение те плового потока на начальной стадии риф тообразования, охлаждение литосферы в пострифтовый период, с которым связано дополнительное (термальное) погружение бассейна. Максимальное повышение плот ности теплового потока соответствует окон чанию наиболее активного этапа растяжения лито сферы. При построении модели эволю ции теплового режима осадочного бассейна это значение теплового потока принимается в качестве начального и определяется по уровню тепловых потоков современных рифтов. Оно может быть также определено приблизительно по скорости и степени рас тяжения литосферы. В наших построениях для Западно-Черноморской впадины оно принята равным 85 мВт/м2 [Кутас, 2003б]. По результатам геологических исследований [Nіkіshіn et al., 2003; Казьмин и др., 2000] и интерпретации современных тепловых потоков [Вержбицкий, 2002; Кутас, 2003б и др.] оно может быть отнесено к концу мела — началу палеогена (65 млн лет тому назад). Изменение мантийной составляющей теплового потока в процессе охлаждения литосферы и значение теплового потока на поверхности накапливающихся осадков определяются на основе численного реше ния нестационарного уравнения тепло про- вод ности. На верхней границе области счета (на по верхности накапливающихся осадков) зада валось изменение температуры во времени по имеющимся палеоклиматическим рекон струкциям [Величко, 1987 и др.]. В соответ ствии с этими данными с мелового времени температура постепенно уменьшалась. На этом фоне происходили кратко временные повышения и понижения. Если пренебречь кратковременными колебаниями, то изме нение температуры на поверхности можно представить в виде постепенного уменьше ния от 26 °С в эоцене до современных 9,1 °С с падением до +4 °С в период голоценового оледенения (70—10 тыс. лет назад). Скорости накопления осадков рассчи ты- вались для отдельных структурно-вещест- вен ных комплексов, которые выделяются по сейсмическим данным в современном раз резе, используя процедуру их разуплотне ния. По мере погружения осадков в процес се развития бассейна они уплотняются. Если уплотнение происходит за счет уменьшения пористости, то при погружении элементар но го объема толщиной Dz с глубины z1 на глу бину z2 вы полняется условие ( )( ) ( )( )2211 11 zpzzpz -D=-D , (7) где Dz1 и Dz2 — толщина элементарного объ ема на глубине z1 и z2, а р(z1) и р(z2) — пори стость на глубинах z1 и z2. Если пористость является функцией глубины рz=р0ехр(-z/Вi), где р0 — пористость на поверхности, Вi — коэффициент уплотнения породы, то ее из менение при перемещении объема с глуби ны z1 на глубину z2 может быть определено из соотношения [Scleter, Chrіstіe, 1980]:               --      -=      -=D ∫ ii i i z z B z B zBp B zpp 21 00 expexpexp 1               --      -=      -=D ∫ ii i i z z B z B zBp B zpp 21 00 expexpexp 1 , (8) и, следовательно, равенство (7) в координа тах глубины запишется в следующем виде ( )                         --        -+      --      ---=- iiii i B z B z B z B zBpzzzz 2121 01212 expexpexpexp ( )                         --        -+      --      ---=- iiii i B z B z B z B zBpzzzz 2121 01212 expexpexpexp , (10) где z1, 1z и z2, 2z — координаты кровли и подошвы слоя до и после погружения. Результаты численной реконструкции тепловой эволюции осадочной толщи цен тральной части Западно-Черноморской впа дины представлены на рис. 5. Изменение плотности теплового потока на поверхно сти осадков и мантии в процессе эволюции бассейна представлено на рис. 5, а, рекон струкция эволюции осадочной толщи и тем пературы — на рис. 5, б. Современное рас пределение температур и теплового потока в осадочном слое иллюстрирует рис. 5, в. По результатам измерения современная сред няя плотность теплового потока в придон ном слое осадков Западно-Черноморской впадины составляет, как уже отмечалось, 32 мВт/м2. Понижение теплового потока на Р. И. КуТас 152 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 6±1 мВт/м2 связано с изменением темпера туры придонного слоя воды (климатическая поправка). С глубиной поправка уменьша ется и на 1000 м практически равна нулю (пунктирная кривая на рис. 5, в). Примерно 2 мВт/м2 выносится водой, которая освобож дается при уплотнении осадков. Наиболее существенное понижение тепловых потоков в приповерхностном слое обусловлено отло жением молодых осадков. С глубиной влия ние накопления современных и более древ них отложений уменьшается и тепловой по ток увеличивается, достигая максимальных значений (54±2 мВт/м2) на глубинах 3—5 км. Глубже он постепенно уменьшается в связи с уменьшением вклада радиогенного тепла осадочного слоя. Вклад радиогенного тепла изменяется в процессе эволюции осадочного бассейна (рис. 5, а). Он постепенно увеличивается как за счет увеличения мощности осадочного слоя, так и за счет стабилизации радиоген ного тепловыделения со временем. Если на современном этапе радиогенная составляю щая эоценовых отложений уже полностью стабилизировалась, то доля четвертичных отложений в современном тепловом пото ке практически равна нулю. Общий вклад радиогенного тепла осадков в современную величину теплового потока не превыша ет 10±1 мВт/м2. Это примерно на 5 мВт/м2 меньше установившегося значения, которое обычно принимается при моделировании современного распределения температуры в земной коре. С глубиной вклад радиоген ного тепла осадочного слоя уменьшается. Плотность теплового потока на поверхности фундамента понижается до 44±2 мВт/м2, а на поверхности мантии — до 42±2 мВт/м2 (мантийная составляющая). На рис. 5, в (кри вая qs) представлено также распределение установившегося теплового потока, т.е. по тока, который существовал бы в современ ной земной коре в стационарных условиях с поправкой за влияние палеоклиматических вариаций и вынос тепла водой, которая осво бождается при уплотнении осадков. На по верхности осадков он составляет 58±3 мВт/м2. На древней платформе, где тепловой по ток не осложнен тектонической активно стью и современным накоплением осадков, мантийная составляющая равна 20±2 мВт/м2 [Кутас, 1978; Кутас и др., 1989; Cermak et al., 1990]. Если это значение принять за стацио нарный фоновый уровень мантийного те плового потока, то по отношению к нему в Западно-Черноморской впадине на уровне поверхности мантии существует аномалия с амплитудой 22±2 мВт/м2. Это значение удовлетворительно согласуется с подняти ем астеносферы с температурой на ее по верхности 1200 ºС при раскрытии Западно- Черноморского рифта примерно 80—85 млн лет тому назад. Плотность поверхностного теплового потока в это время достигала 80— 90 мВт/м2. Охлаждение с одновременным по гружением поверхности началось около 60— 55 млн лет назад. Изменение температуры в процессе эволюции бассейна представлено на рис. 5, б. Современное распределение температур в осадочной толще — на рис. 5, в (кривая Т). На глубине 2 км температура до стигает 80±4 ºС, на 5 км — 160±5 ºС, на 10 км — 280±10 ºС. Температуры солидуса основ ных пород достигаются на глубине 80—90 км. Рассмотренная модель эволюции и со временного теплового состояния осадочной толщи может быть распространена на всю центральную часть Западно-Черноморской впадины, которая выделяется практически постоянным уровнем теплового потока, ли шена «гранитного» слоя и заполнена осад ками почти постоянной мощности с четко выраженной субгоризонтальной плоскопа раллельной слоистостью. Подобные геотер мические условия присущи также Восточно- Черноморской впадине в той ее части, ко торая характеризуется низкими тепловыми потоками и «безгранитной» земной корой. В связи с сокращением здесь мощности осад ков и увеличением мощности консолидиро ванной коры происходит некоторое пере распределение теплового потока. В частно сти, вклад осадочного слоя в радиогенную составляющую теплового потока уменьша ется, а кристаллической коры увеличива ется, уменьшается степень искажения те плового потока в придонном слое осадков. Однако эти незначительные вариации те плового потока в осадочном слое практиче ски не влияют на геотермические условия нижней коры и верхней мантии. По резуль татам моделирования плотность теплового потока в основании земной коры составляет 40—42 мВт/м2. Более существенные измене ния в строении и эволюции земной коры, структуре осадочного слоя и, соответственно, в распределении геотермических параметров наблюдаются в периферийных частях глу боководной депрессии, в зоне Центрально- Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 153 Черноморского поднятия. Создание геотерми ческих моделей в подобных условиях требует иных методических подходов и большого объ ема исходной геофизической информации [Кутас и др., 1997]. Мантийная составляющая теплового потока уменьшается в периферий ных частях до 25—35 мВт/м2, под Центрально- Черноморским поднятием до 35 мВт/м2. Заключение. Черное море и структуры его обрамления отличаются значительной неоднородностью теплового поля и раз ным уровнем плотности тепловых потоков в приповерхностном слое земной коры. Глубоководная депрессия характеризуется низкими тепловыми потоками, а структуры обрамления — повышенными или высоки ми. В региональном плане распределение тепловых потоков согласуется с тектони ческим районированием и особенностями эволюции земной коры. В Черном море аномалия низких тепловых потоков совпа дает с контурами области интенсивного по гружения бассейна и накопления осадков в неоген-четвертичное время. На суше (в пределах обрамления Черного моря) сред няя плотность теплового потока согласуется с возрастом формирования или тектоно термальной активизации структур [Кутас, 1978; Кутас и др., 1989; Смирнов, 1980 и др.]. Многочисленные локальные аномалии на акватории и суше увязываются с особен ностями строения земной коры и гидротер мальной деятельности, различными физико- геологическими явлениями и процессами, изменяющими условия переноса тепла. В современном тепловом поле отражаются многие геологические, тектонические, гидро геологические, геодинамические процессы, влияющие на условия теплопереноса и рас пределение источников тепла. Степень это го влияния различна на структурах разного возраста и происхождения. Она изменяется с глубиной и во времени. Главную роль в пе рераспределении тепловой энергии и форми ровании энергетического баланса литосферы играет перемещение масс горных пород в разных проявлениях на разных глубинных уровнях [Кутас, 1993]. Повышение теплово го потока создает мантийный тепломассо поток, который вызывает или сопровождает тектономагматическую активность в зонах деструкции литосферы на дивергентном эта пе ее развития. Аномалии высоких тепловых потоков образуются непосредственно над поднимающимся глубинным тепломассопо током. Понижение тепловых потоков проис ходит преимущественно при перемещении холодных приповерхностных пластин или блоков литосферы на конвергентных этапах. В частности, значительные изменения тепло вого поля формируются в земной коре кол лизионных и субдукционных зон, глубоко водных котловин, орогенов и пр. Источники подобной тектонической активности могут иногда находиться на значительном расстоя нии от зон ее проявления. Нередко в таких зонах образуются многочисленные локаль ные геотермические аномалии, связанные с гидротермальной деятельностью, выделе нием энергии при тектоническом сжатии и перемещении по разломам крупных тектони ческих блоков и др. В активных регионах те пловой режим земной коры и верхней ман тии неразрывно связан с геодинамическими процессами. Задача интерпретации теплово го поля может быть корректно рассмотрена только как часть более общей геодинамиче ской задачи. Численная модель формирования осадоч ного бассейна Черного моря и эволюции его термического режима позволяет констатиро вать четко выраженную нестационарность теплового поля, обусловленную, с одной стороны, образованием рифтовых структур с растяжением или разрушением литосфе ры и поднятием нагретого мантийного ве щества, а с другой стороны, с накоплением мощной толщи осадков и существенными вариациями условий теплообмена на ее по верхности, связанными с изменениями кли мата, режима осадконакопления и уровня моря. С глубиной влияние поверхностных факторов уменьшается. Низкие тепловые потоки в приповерхностном слое осадков не отражают истинное тепловое состояние литосферы. Верхняя мантия под Западно- и Восточно-Черноморской впадинами характе ризуется высокой геотермической активно стью, свидетельствующей об их рифтогенной природе и молодом возрасте. Практически одинаковый средний уровень поверхностно го теплового потока в Западно- и Восточно- Черноморской впадинах и близкие значения мантийной компоненты не дают достаточных оснований сделать вывод об одновременном и синхронном их образовании и развитии. Современный низкий уровень тепловых по токов обусловлен постэоценовой историей бассейна, накоплением мощной толщи осад ков и вариациями условий теплообмена на Р. И. КуТас 154 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 ее поверхности. Однако морфология поля во впадинах и структурах обрамления суще ственно отличается. В Западно-Черноморской впадине тепло вое поле стабильно как в контурах палеоце новой, так и плиоцен-четвертичной впадин. Судя по характеру теплового поля и струк туре осадочного чехла, здесь активный этап растяжения закончился к концу раннего эоцена. Он продолжался с перерывами 30— 40 млн лет [Кутас, 2003]. С эоцена активные тектонические процессы, сопровождавшие ся существенным изменением теплового режима, в пределах Западно-Черноморской впадины не происходили. Все вариации те плового потока в приповерхностном слое можно объяснить накоплением осадков и поверхностными факторами. Литосфера ре агировала на воздействие внешних сил как единая жесткая плита. Тепловое поле впади ны и структур обрамления не согласуются. Аномалии теплового потока суши резко сре заются в пределах континентального скло на и только в зоне перехода от впадины к Мизийской плите отмечается постепенное и согласованное продолжение поля. В Восточно-Черноморской впадине теп- ло вое поле более дифференцировано. В распределении аномалий можно просле дить два слабо выраженных практически взаимно перпендикулярных направления. Распределение тепловых потоков во впадине согласуется с особенностями теплового поля структур обрамления. Впадина не нарушает общие закономерности поля в этом регионе. Аномальные зоны тепловых потоков во впа дине вытянуты в направлении с юго-востока на северо-запад параллельно Большому Кавказу и аномалиям теплового потока на суше. В северной части впадины геотерми ческие зоны согласуются со структурами и тепловым полем Крымского полуострова. Все это свидетельствует о наложении, по крайней мере, двух этапов тектонической активизации, сопровождавшихся перерас пределением тепловой энергии, и о синхрон ном со структурами обрамления раз витии впадины на определенных отрез ках ее исто рии. Современная Восточно-Чер но мор ская впадина совместно с прилегающи ми подня тиями Андрусова и Шатского в своем раз витии тесно связана с Кавказским регионом и Восточными Понтидами. Она является частью Закавказского юрского вулканичес- кого пояса, в пределах которого в конце ран- не го мела активные коллизионные процессы в Восточных Понтидах привели к образова нию Малокавказского вулканического пояса и задугового бассейна. Эоценовые коллизи онные процессы в этом регионе, сопровож- дав шиеся формированием серии рифто- ген ных прогибов в тылу Малокавказской вул канической дуги, очевидно, затронули и Вос точно-Черноморский бассейн. На этапе кол лизионного взаимодействия Аравийской и Ев разийской плит в постэоценовое время, по-ви димому, происходило погружение Вос- точ но-Чер номорской плиты под Большой Кавказ и Крым и общее сокращение площа ди впадины. Список литературы аршавская Н. И., Любимова Е. а. Тепловые по токи и радиогенное тепло из коры и мантии. Области Предкавказья и внутренних морей // Глубинный тепловой поток европейской части СССР. — Киев: Наук. думка, 1974. — С. 130—139. Батурин Г. Н., Коченов а. В., Шимкус К. Л. Уран и редкие металлы в колонках донных осадков Черного и Средиземного морей // Геохимия. — 1967. — № 1. — С. 41—50. Бондарчук Г. К., Герасимов М. �., Білець кий с. В. Структурно-речовинні комплекси (СРК) Азово- Чорноморського регіону // Геодинамика, тек тоника и флюидодинамика нефтегазоносных регионов Украины: Сб. докл. на VII Меж ду - нар. конф. «Крым-2007». — Сим ферополь: Ас- со циация геологов г. Симферополь, «Форма», 2008. — С. 151—171. Величко а. а. Структура термических измене ний палеоклиматов мезо-кайнозоя по матери алам изучения Восточной Европы // Климаты Земли в геологическом прошлом. — Москва: Наука, 1987. — С. 5—43. Вержбицкий Е. В. Тепловой поток и возраст Черного моря // Океанология. — 2002. — 42, № 6. — С. 881—887. Галушкин Ю. И., Кутас Р. И. Днепровско-До нец- кий палеорифт: эволюция теплового режима и Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 155 нефтегазоносность // Геофиз. журн. — 1995. — 17, № 3. — С. 13—23. Галушкин Ю. И., смирнов Я. Б. Тектоническая история осадочных бассейнов: экспресс- методы оценки теплового потока // Геология и геофизика. — 1987. — № 11. — С. 105—112. Галушкин Ю. И., Шрейдер а. а., Булычев а. а., Шрейдер ал. а. Тепловой поток и термичес- кая эволюция литосферы Черноморской впа дины // Океанология. — 2006. — 46, № 2. — С. 296—314. Геофизические параметры литосферы южно го сектора Альпийского орогена / Ред. Б. С. Воль- вов ский, В. И. Старостенко. — Киев: Наук. думка, 1996. — 216 с. Герасимов М. Е., Бондарчук Г. К., скорик а. Н., Кольцов с. В., Федорук В. Ф., Дякович П. I. Тек тонічна карта півдня України з позицій ак туалістичної геодинаміки // Геодинамика, сей смичность и нефтегазоносность Черноморско- Каспийского региона: Сб. докл. VI Междунар. конф. «Крым-2005». — Симферополь: Доля, 2006. — С. 11—40. Гожик П. Ф., Гладун В. В., Багрій I. Д., Знаменсь ка Т. О., Маслун Н. В., Мельничук П. М. Ре- зуль тати буріння першої глибокої свердлови ни на Керченському шельфі Чорного моря (структура Субботіна) та їх значення для пла нування подальших пошуково-розвідувальних робіт // Геол. журн. — 2006. — № 2—3. — С. 103—114. Гольмшток а. Б. Тепловой поток в накапливаю щихся осадках // Геотермические исследова ния на дне акватории. — Москва: Наука, 1988. — С. 74—88. Гордиенко В. В., Гордиенко И. В., Завгородняя О. В. Новые определения теплового потока на юге Украины и Черноморско-Азовского шельфа // Докл. АН Украины. — 1993. — № 5. — С. 105—108. Дучков а. Д., Казанцев с. а. Тепловой поток че рез дно Черного моря // Геология и геофизи ка. — 1985. — № 8. — С. 113—123. Дучков а. Д., Казанцев с. а. Тепловой поток Чер- номорской впадины // Геофизические поля Атлантического океана. — Москва: Наука, 1988. — С. 121—130. Золотарев В. Г., Кобзарь В. М. Новые опре деления теплового потока в Черном море // Океанология. — 1980. — 20, вып. 1. — С. 106—110. Золотарев В. Г., Кондюрин а. В., сочельников В. В. Тепловой поток и мощность литосферы Чер- ного моря // Изв. АН СССР Физика Земли. — 1986. — № 1. — С. 93—100. Золотарев В. Г., сочельников В. В., Маловиц кий Я. П. Результаты измерений теплового по тока в Черноморском и Средиземноморском бассейнах // Океанология. — 1979. — 19. — С. 1059—1065. Зубаков В. А. Глобальные климатические события плейстоцена. — Ленинград: Гидрометеоиздат, 1986. — 288 с. Изменчивость климата Европы в историческом прошлом / Гл. ред. А. Н. Кренке. — Москва: Наука, 1995. — 224 с. Казьмин В. Г., Шрейдер а. а., Финнети И., Мели хов В. Р., Булычев а. а., Гилод Д. а., андре ев О. И., Шрейдер ал. а. Ранние стадии раз вития Черного моря по сейсмическим данным // Геотектоника. — 2000. — № 1. — С. 46—60. Карслоу Г., Егер Д. Теплопроводность твердых тел. — Москва: Наука, 1964. — 487 с. Клименко В. В., Климанов В. а., Федоров М. В. Ис тория средней температуры Северного полу шария за последние 11 000 лет // Докл. РАН. — 1996. — 348, № 1. — С. 111—114. Кобзарь В. М. Тепловой поток и блоковое строе ние литосферы Черноморской впадины // Геофиз. журн. — 1987. — 8, № 4. — С. 89—94. Коболев В. П., Кутас Р. И., Цвященко В. а., Крав чук О. П., Бевзюк М. И. Геотермические ис следования в северо-западной части Черного моря // Геофиз. журн. — 1993. — 15, № 3. — С. 61—72. Кондюрин а. В., сочельников В. Д. Геотерми чес- кий поток в западной части Черного моря // Океанология. — 1983. — 23, вып. 4. — С. 622—627. Кутас Р. I. Геотермічні умови існування газогі дратів в осадках Чорного моря // Доп. НАН України. — 1996. — № 4. — С. 103—108. Кутас Р. И. Анализ термомеханических моделей эволюции Черноморского бассейна // Геофиз. журн. — 2003. — 25, № 2. — С. 36—47. Кутас Р. И. Поле тепловых потоков и геотерми ческая модель земной коры. — Киев: Наук. думка, 1978. — 148 с. Кутас Р. И. Распределение температур в земной коре и роль осадочного слоя в формировании геотермического режима // Геофиз. сб. — 1965. — Вып. 12. — С. 12—19. Р. И. КуТас 156 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 Кутас Р. И. Тепловое поле и геотермический ре жим литосферы // Литосфера Центральной и Восточной Европы. Обобщение результатов исследований. — Киев: Наук. думка, 1993. — С. 115—135. Кутас Р. И., Гордиенко В. В. Изучение теплового потока в Крыму // Геофиз. сб. АН УССР. — 1975. — Вып. 67. — С. 75—79. Кутас Р. И., Гордиенко В. В. Тепловое поле Ук- раины. — Киев: Наук. думка, 1971. — 140 с. Кутас Р. И., Коболев В. П., Бевзюк М. И., Крав чук О. П. Новые определения теплового пото ка на северо-востоке Черного моря // Геофиз. журн. — 2003а. — 25, № 2. — С. 48—53. Кутас Р. И., Коболев В. П., Цвященко В. а. Ре зуль- таты определения теплового потока в северо- западном секторе Черноморского бассейна // Геофиз. журн. — 1999. — 21, № 2. — С. 38— 51. Кутас Р. И., Коболев В. П., Цвященко В. а., Бев зюк М. И., Кравчук О. П. Геотермическая мо дель Черноморской впадины // Геофиз. журн. — 1997. — 19, № 6. — С. 70—83. Кутас Р. И., Коболев В. П., Цвященко В. а., Ва силь ев а. Д., Кравчук О. П. Новые определе ния тепловых потоков в Болгарском секторе Черного моря // Докл. АН Украины. — 1992. — № 7. — С. 103—107. Кутас Р. I., Корчагін I. М., Цвященко О. В., Зу баль с. Д. Технологія моделювання теплового поля в складних однорідних та неоднорідних середовищах: програмне забезпечення, мето- дич ні принципи, практичні результати // Гео- інформатика. — 2003б. — № 2. — С. 35—45. Кутас Р. И., Кравчук О. П., Бевзюк М. И., ста хо ва Л. И. Результаты геотермических исследова ний в северной части Черного моря // Геофиз. журн. — 2007. — 29, № 4. — С. 49—65. Кутас Р. И., Цвященко В. а. Влияние осадкона- копления на тепловое поле Черноморской впадины // Геофиз. журн. — 1993. — 15, № 1. — С. 23—34. Кутас Р. И., Цвященко В. а. Трехмерная геотер- ми ческая модель и некоторые особенности геологического развития Крыма // Геофиз. журн. — 1986. — 8, № 3. — С. 58—67. Кутас Р. И., Цвященко В. а., Корчагин И. Н. Мо делирование теплового поля континенталь ной литосферы. — Киев: Наук. думка, 1989. — 191 с. Любимова Е. а. Морские геотермические иссле дования и данные о тепловом потоке в басей не Черного моря // Земная кора и история развития Черноморской впадины. — Москва: Наука, 1968. — С. 88—93. Любимова Е. а., александров а. П., Дучков а. Д. Методика изучения тепловых потоков через дно океанов. — Москва: Наука, 1973. — 175 с. Люсова Л. Н., Кутасов И. М. Тепловые потоки на территории Крымского полуострова // Тепловые потоки из коры и верхней мантии Земли. Верхняя мантия. № 12. — Москва: Наука, 1973. — С. 58—77. Матвеев В. Г., Рот а. а. Новые разработки ап паратуры для автоматизации морских гео термических исследований на шельфе // Геотермические исследования на дне аквато рий. — Москва: Наука, 1988. — С. 98—107. Полонский а. Б., Ловенкова Е. а. О климатичес- ких характеристиках полей температуры и со лености в глубоководных слоях Черного моря // Морской гидрофиз. журн. — 2003. — № 4. — С. 47—57. Полухтович Б., Гембар Ю., Захарчук с., Коло дій I., Туркевич �. Результати регіональних геофізичних досліджень і параметричного буріння на півдні України за 1998—2006 роки // Геодинамика, тектоника и флюидодина мика нефтегазоносных регионов Украины: Сб. докл. на VII Междунар. конф. «Крым- 2007»). — Симферополь: Ассоциация геологов г. Симферополь, «Форма», 2008. — С. 171— 179. савостин Л. а., агапова Г. Ю., александ ров а. а. Геотермические исследования в бассейне Черного моря // Океанология. — 1974. — 14. — С. 303—308. смирнов Я. Б. Тепловое поле территории СССР: пояснительная записка к картам теплового потока и глубинных температур в масштабе 1:10 000 000. — Москва: ГУГК, 1980. — 150 с. смыслов а. а. Уран и торий в земной коре. — Ленинград: Недра, 1974. — 231 с. строение и эволюция земной коры и верхней мантии Черного моря / Ред. В. В. Белоусов, Б. С. Вольвовский. — Москва: Наука, 1989. — 208 с. сысоев И. Н. О тепловом потоке со дна Черного моря // Докл. АН СССР. — 1961. — 121, № 6. — С. 886—888. Туголесов Д. а., Горшков а. с., Мейснер Л. Б., со ло вьев В. В., Хахалев Е. М. Тектоника мезо Геотермические условия бассейна черноГо моря и еГо обрамления Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 157 multіchanel reflectіon data // Tectonophysіcs. — 1992. — 210. — P. 273—293. Hutchіson I. The effect of sedіmentatіon and com pactіon on oceanіc heat flow // Geophys. J. Roy. Astronom. Soc. — 1985. — 82, № 3. — Р. 439—459. Kutas R. I., Kobolev V. P., Tsvyashchenko V. A. Heat flow and geothermal model of the Black Sea de pressіon // Tectonophysіcs. — 1998. — 291. — P. 91—100. Kutas R., Poort J. Regіonal and local geothermal condіtіons іn the northern Black Sea // Intern. J. Earth Scі. — 2008. — 97. — P. 353—363. Kutas R., Poort J., Klerx J., Kravchuk O., Bevzyuk M. Geothermal condіtіons іn zones of gas escape and mud volcanіsm іn northern Black Sea // Геофиз. журн. — 2005. — 27, № 1. — С. 128—135. Ludman T., Wong H. K., Konerdіng P., Zіllmer M., Pe tersen J., Flіh E. Heat flow and quantіty of methane deduced from a gas hydrate fіeld іn the vіcіnіty of the Dnіeper Canyon, northwestern Black Sea // Geo-Marіne Lett. — 2004. — 24, № 3. — P. 182—193. Nauds L., Greіnert J., Artemov Yu., Staelens P., Po ort J., Van Rensbergen P., De Datіst M. Geo- logіcal and morphologіcal settіng of 2778 methane seeps іn the Dnіepr paleo-delta, northwestern Black Sea. // Marіne Geology. — 2006. — 227. — P. 177—199. Nіelsen S. B., Ballіng N. Subsіdence, heat flow, and hydrocarbon generatіon іn extensіonal basіns // Fіrst break. — 1990. — 8, № 1. — P. 23—31. Nіkіshіn A., Korotaev M., Ershov V., MarіeFran coіse Brunet. The Black Sea basіn: tectonіc hіs tory and Neogene-Quaternary rapіd subsіdence modelіng // Sedіmentary Geology. — 2003. — 156. — P. 149—168. Poort J., Kutas R. I., Klerks J., Beaubіen S. E., Lom bar dі S., Dіmіtrov L., Vassіlev A., Naudts l. Strond heat flow varіabіlіty іn an actіve shallow gas envіronment, Paleo-Dnіepr, Black Sea // Geo-Mar Lett. — 2007. — DOI: 10.1007/s00367— 007—0072—4. Robіnson A. G., Rudat J. H., Banks C. J., Wі les R. L. F. Petroleum geology of the Black Sea // Marіne and Petroleum Geology. — 1996. — 13. — P. 195—223. Rybach L. Heat sources, heat transfer, and rock ty- pes іn the lower contіnental crust-іnference from deep drіllіng // Tectonophysіcs. — 1996. — 257, № 1. — P. 1—6. кайнозойских отложений Черноморской впа дины. — Москва: Недра, 1985. — 215 с. Хаин В. Е. Региональная геотектоника. Альпий- ский Средиземноморский пояс. — Москва: Недра, 1984. — 344 с. Хотинський Н. а. Дискуссионные проблемы ре- конструкции и корреляции палеоклиматов го лоцена // Палеоклиматы позднеледниковья и голоцена. — Москва: Наука, 1989. — С. 12—17. Ясаманов Н. а. Некоторые данные о температу ре водных бассейнов четвертичного периода Европейской части СССР // Докл. АН СССР. — 1981. — 257, № 2. — С 455—457. Benfіeld A. F. The effect of uplіft and denudatіon on underground temperature // J. Appl. Phys. — 1949. — 20. — P. 66—70. Cermak V., Bodrі L., Rybach L., Buttenbarth G. Re- lalіonshіp between seіsmіc velocіty and heat pro ductіon: comparіson of two sets of data and test of valіdіty // Earth Planet. Scі. Lett. — 1990. — 99. — P. 48—57. Correіra A., Jones F. W. On the іmportance of mea surіng thermal conductіvіtіes for heat flow den sіty estіmates: on example from the Jeanne d’Arc Basіn, offshore eastern Canada // Tectonophysіcs. — 1996. — 257, № 1. — P. 71—80. Demіng D., Chapman D. S. Thermal hіstorіes and hyd rocarbon generatіon: Example from Utah- Wyomіng thrust bell // AAPG Bull. — 1989. — 73, № 12. — P. 1455—1471. Duman M., Duzbastіlar M. K., Konuk J. T. Quater- nary geologіcal evolutіon of the Southern Black Sea Basіn // Problems of the Black Sea. — Sevastopol, MHI UAS, 1992. — P. 150—160. Erіckson A. J., Von Herzen R. P. Down-hole tem perature measurements and heat flow data іn the Black Sea // Inіt. Report Deep-Sea Drіll. Proj. — Washіngton, 1978. — 42, Pl. 2. — P. 1085—1103. Fіnettі I., Brіchcі G., Del Ben A., Pіpan M., Xuan Z. Geophysіcal study of the Black Sea area // Bull. dі Geof. Teor. ed. Appl. — 1988. — XXX (117— 118). — P. 197—324. Geothermal Atlas of Europe / Eds. E. Hurtіg (Edіtor- іn-Chіef), V. Cermak, R. Haenel, V. Zuі. — Hermann Haak Verlagsgesellschaft mbH Gotha, Germany, 1992. — 156 p. Golmshtok A. Yu., Zonenshaіn L. P., Terekhov A. A., Shaіnurov R. V. Age, thermal evolutіon and hіs tory of the Black Sea Basіn based on heat flow and Р. И. КуТас 158 Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010 Rybach L., Buntebarth G. Relatіonshіp between the petrophysіcal propertіes, densіty, seіsmіc velo- cіty, heat generatіon and mіneralogіcal constіtu tіon // Earth Planet. Scі. Lett. — 1982. — 57. — P. 367—376. Sclater J. G., Chrіstіe P. A. F. Contіnental stretchіng an explanatіon of the post-mіdcretaceous subsі- dence of the central North Sea basіn // J. Geophys. Res. — 1980. — 85, № 57. — P. 3711—3739. Starostenko V., Buryanov V., Makarenko I., Rusa kov O., Stephenson R., Nіkіshіn A., Georgіev G., Gerasіmov M., Dіmіtrіu R., Legostaeva O., Pche le rov V., Sava C. Topography of the crust-man tle boundary beneath the Black Sea Basіn // Tectonophysіc. — 2004. — 381. — P. 211—233. Ungerer Ph., Burrus I., Dolіgez B., Chenet P., Bes sіs F. Basіn evolutіon by іntegrated two-dіmen sіonal modelіng of heat transfer, fluіd flow, hy drocarbon generatіon and mіgratіon // AAPG Bull. — 1990. — 74, № 3. — P. 309—335. Vassuer G., Brіgand F., Demongodіn L. Thermal conductіvіty estіmatіon іn sedіmentary basіns // Tectonophysіcs. — 1995. — 244, № 1—3. — P. 167—174.

Геотермические условия бассейна Черного моря и его обрамления

Репозитарії

Схожі ресурси