Структура теплового потока Южного Урала с учётом влияния палеоклимата, страница 4

Поэтому без значимой погрешности для решениязадачи возможно использование упрощенной климатической модели,включающей лишь эти два палеоклиматических эпизода. Однако в самойверхней части разреза, на глубинах до 200 м, аномальные градиенты,рассчитанные по упрощенной и более детальной палеоклиматическим моделямсущественно различаются. В то же время, среди опубликованных данных потепловому потоку Урала (Голованова, 2005) использовалось довольно многоскважин, в которых при определении теплового потока включен самый верхнийинтервал. Поэтому в данной работе предлагается использовать сведения обизменении средней глобальной температуры воздуха в северном полушарии вотклонениях от современной температуры, приведенные в монографии(Демежко, 2001) как компиляция литературных данных, с учетомрегионального коэффициента, учитывающего возрастание колебанийтемпературы с ростом широты местности (Пименов и др., 1996).Как правило, амплитуда климатических вариаций температурувеличивается с широтой.

В первом приближении для получения амплитудырегиональной палеотемпературы можно умножить среднеглобальноеотклонение температуры от современной ∆Т(t) на коэффициент К, зависящийот широты местности φ. Мы использовали зависимость, рекомендованную вработе (Пименов и др., 1996):К ( )  1,5  (  40) / 30 .Зависимость от долготы связана с осеасимметричным характером вюрмголоценовогопотепления.Согласнопалинологическимоценкам,подтверждаемым и данными геотермии, центр потепления находился вСеверной Атлантике. Изолинии потепления снижаются примерно на 5º широтыпри удалении на 20º долготы на запад от уральского меридиана (Demezhko etal., 2007). Результаты реконструкции палеоклимата по данным из глубокихуральских скважин хорошо согласуются с этой моделью, подтверждая темсамым ее справедливость.

Влияние долготы в нашей модели учитываетсявведением так называемой эквивалентной широты, которая включает влияниеодновременно широты и долготы местности: ЭКВ    (  60)  0,25 ,где φ - широта, λ - долгота.Отметим, что позднее были предложены также несколько другиезависимости для описания регионального распределения палеоклиматическогосигнала (Demezhko et al., 2007), однако для изучаемой территории результатпрактически не изменяется.Для того чтобы получить палеотемпературу следует прибавитьамплитуду региональной палеотемпературы к современной региональнойсреднегодовой температуре Тс:T (t )  Tc  KT (t ) .13С учетом эквивалентной широты и зависимостей, предложенных в работе(Пименов и др., 1996), рассчитаны значения регионального коэффициента иначальной температуры поверхности Земли.

Максимальное значение Kсоставляет 2,28 для участка Устремский с координатами 64º08' с.ш., 62º25' в.д.,минимальное – 1,79 для района скважины Тастыбулак-45 (48º10' с.ш., 58º25'в.д.). Для скважин, расположенных в районе г. Магнитогорска (53º30' с.ш.,59º05' в.д.), K = 1,96. Полученные при таком подходе амплитуды вюрмголоценового потепления хорошо согласуются с данными об их широтномизменении вдоль уральского меридиана 60º в.д. (Демежко, 2001). Амплитудыпохолодания и потепления малого ледникового периода также хорошосогласуются с оценками, выполненными по геотермическим данным.Однако известно, что при моделировании влияния палеоклимата нараспределение теплового поля в скважине существенное значение имеетначальная температура поверхности Земли T0.

При расчетах для временногоинтервала 200–300 тыс. лет эта начальная температура принимается равнойусредненной за последний 1 млн. лет температуре и рассчитывается для районаконкретной скважины с учетом регионального коэффициента (Пименов и др.,1996). В нашем случае начальные значения температуры T0 ниже современныхрегиональных значении среднегодовой температуры Тс. Разница между нимиизменяется от–4,69 ºC для участка Устремский до –3,48 ºC в районескважины Тастыбулак-45. В районе г. Магнитогорска эта разница составляет –3,90 ºC.Глава 3. Методика оценки искажающего влияния палеоклимата наизмеренный тепловой поток.Распределение геотермических градиентов и тепловых потоков зависитот многих факторов, изменяющих условия теплопереноса в земной коре итеплообмена на ее поверхности в пункте измерения.

Поэтому для полученияистинной величины глубинного теплового потока влияние этих факторов надоисключить, введя соответствующие поправки.В.Е. Сальниковым было показано, что в районе исследований влияниепроцессов денудации, осадконакопления и неотектонических движенийсоизмеримо с погрешностью измерений, а заметное воздействие рельефаограничивается первыми 150-200 м.

На западе Башкирии мощность зоныактивного водообмена составляет 100-200 м, а замедленного – 300-400м. НаЮжном Урале мощность зоны интенсивных термоаномалий, связанных синфильтрацией вод достигает 160-200м. В более глубоких горизонтах вода, какправило, циркулирует по локальным трещинным зонам. На больших глубинахполе практически стационарно.Первая попытка внести поправки на влияние палеоклимата в измеренныйтепловой поток на Урале была сделана в работе (Kukkonen et al., 1997). Приэтом подход был упрощенный, во внимание принималась только максимальнаяглубина определения теплового потока, в то время как искажения, вызванныевлиянием палеоклимата, распределены по глубине неравномерно.

Болеекорректно поправки вводились в Институте геологии УНЦ РАН дляограниченного числа скважин, расположенных вдоль профиля УРСЕЙС-95 для14моделирования глубинного теплового режима (Голованова и др., 2000а;Голованова, 2001 и др.). Независимо, для отдельных скважин аналогичныепоправки вводились и в Институте геофизики УрО РАН (Д.Ю. Демежко, В.А.Щапов). Несмотря на то, что в настоящее время большинство исследователейпризнает факт искажения измеренного теплового потока влияниемпалеоклимата, до сих пор не существует единой методики учета этихискажений.Для оценки влияния палеоклимата необходимы следующие сведения:- данные о региональном палеоклимате;- начальная температура поверхности и период, на который проводитсямоделирование;- температуропроводность пород разреза.Для введения климатической поправки в измеренный геотермическийградиент и тепловой поток с учетом полученных в предыдущем разделезначений регионального коэффициента и начальной температуры поверхностиЗемли выполнено численное моделирование искажений теплового потока игеотермического градиента для различных зон изучаемого региона.Решалось одномерное нестационарное уравнение теплопроводности длянеоднородной среды с границами z = 0 и z = L:c T     T   0(3.1)tz  z с начальным условием:T ( z,0)  T ( z) ,(3.2)0и граничными условиями:(3.3)T (0, t )  T (t ) ,1T ( L, t )(3.4)G ,0zгде T=T(z,t) – температура земной коры, c – теплоемкость единицы объемасреды, =(z) – коэффициент теплопроводности.Задача решалась методом конечных разностей.

Программа для расчетовсоставлена Е.А.Смородовым. Применявшаяся методика позволяет учестьданные о распределении тепловых свойств пород по разрезам скважин.Использовались данные о распределении тепловых свойств по разрезамконкретных скважин, полученные в результате измерений, выполненных вИнституте геологии УНЦ РАН при оценке плотности теплового потока.

Ксожалению, для некоторых скважин имеющиеся сведения о теплофизическихсвойствах разреза недостаточны. В таком случае для расчета искаженийградиентатемпературыпредлагаетсяиспользоватьтипичноедлякристаллических пород значение коэффициента температуропроводности а =10-6 м2/с. В этом случае результаты численного и аналитическогомоделирования совпадают.Методика получения данных о региональном палеоклимате (температуреповерхности Земли) описана в предыдущем разделе. Изменение температуры15земной поверхности задавалось ступенчатой функцией. Шаг ступени повремени составлял 500 лет для интервала от 250000 до 10000 лет назад, 50 летдля интервала от 10000 до 1000 лет назад, и 5 лет для последнего тысячелетия.Шаг расчета по глубине 10 м, шаг по времени 0,5 года.Начальный профиль температуры в скважине рассчитывался потепловому потоку, теплопроводности пород разреза и начальной температуреповерхности.

Начальная температура поверхности принималась равнойусредненной за последний миллион лет температуре.Расчеты показали, что наиболее значительные отклонения вызваныпотеплением примерно на 10 градусов, произошедшим в конце ледниковогопериода около 10 тыс. лет назад. Тепловое поле массива горных пород можетбыть значительно искажено до глубины 2–2,5 км, однако искажения, вызванныевлиянием палеоклимата, затухают только на глубинах 6–7 км. Похолоданиемалого ледникового периода (150–650 лет назад) оказывает решающее влияниена распределение градиента и теплового потока в верхних 400–500 м. В целомнаиболее значительные искажения наблюдаются на глубинах 0–1,5 км.

Врезультате геотермический градиент, а следовательно, и тепловой поток в этоминтервале оказываются пониженными.Определение теплового потока на изучаемой территории проводилоськлассическим раздельным способом. При этом средневзвешенная величинатеплового потока по скважине определялась по его поинтервальным значениям.Влияние палеоклимата сказывается не только, и не столько в самой глубокойточке, а во всем интервале определения теплового потока. Оно будет больше,если тепловой поток определялся в неглубокой скважине, или, если интервалопределения теплового потока включает верхнюю часть разреза скважины.Если тепловой поток определялся в глубоких скважинах, особенно, еслиучитывались данные только по нижней части разреза, то поправки могут бытьнезначительными.