Геодинамічна еволюція Чорноморської мегазападини та структур її обрамування (за геофізичними даними)

5. Геотермічні моделі Чорноморської мегазападини

Для побудови геотермічної моделі літосфери Чорноморської мегазападини, що відповідає спостереженому полю і не суперечить іншим геолого - геофізичним даним, необхідно вирішити послідовно ряд завдань: (1) створити моделі теплопровідності і стаціонарних (радіогенних) джерел тепла; (2) визначити фонове теплове поле; (3) виділити нестаціонарні аномалії теплового поля, виконати їхню інтерпретацію і визначити температурний ефект, який створений нестаціонарними джерелами тепла; (4) оцінити сумарний температурний ефект.

Для визначення теплового стану земної кори і верхньої мантії, де тепло переноситься в основному кондуктивним шляхом, кількісна інтерпретація геотермічних аномалій морських акваторій виконувалась в рамках технології автоматизованого підбору методами багатопараметричної оптимізації на основі розв'язання нестаціонарного рівняння теплопровідності (Карслоу, Єгер, 1964). Основні особливості одержаного при участі автора програмно-алгоритмічного рішення наведено в цьому розділі.

Теплопровідність верхньої придонної частини донних відкладів Чорного моря у цілому вивчена добре. Коефіцієнт теплопровідності донних відкладів в інтервалі глибин 0-2 м змінюється у відносно невеликих межах -- від 0,8 до 1,1 Вт/м·К, хоча нерідко зустрічаються значення 0,6-0,7 і 1,2-1,5 Вт/м·К. Мінімальними значеннями (0,7-0,9 Вт/м·К) характеризується верхня частина розрізу, представлена в основному сучасними коколітовими мулами. Такою ж низькою теплопровідністю характеризується сапропелевий мул. Незначне підвищення теплопровідності (0,8-1,1 Вт/м·К) спостерігається в теригенних мулах. У межах континентального схилу зустрічаються піски, черепашники, різні уламкові породи. Їхня теплопровідність змінюється в широких межах -- від 0,7-0,8 до 1,4-1,5 Вт/м·К.

Теплопровідність верхньої частини розрізу осадової товщі, освоєної бурінням, також достатньо вивчена. Здебільшого виміри виконані при нормальних термобаричних умовах, але оскільки вплив тиску і температури для цих глибин відносно невеликий, то весь цей матеріал є надійною базою для побудови моделі теплопередачі у верхній частині земної кори. Для більш глибоких нашарувань осадової товщі теплопровідність обчислювалася за зміною щільності (Кутас, 1978). Для “базальтового” шару теплопровідність приймалася постійною і дорівнювала 2,5 Вт/м·К, а для “гранітного” -- 2,7 Вт/м·К.

У цьому розділі наведено розрахунки за оцінкою азимутальної анізотропії теплопровідності верхньої мантії Землі за допомогою методів математичного моделювання і результатів експериментальних досліджень мантійних мінералів в умовах високих тисків і температур. Для чисельних розрахунків ефективної теплопровідності земної кори і мантії була побудована модель багатокомпонентного геологічного середовища, максимально наближена до реальної структури. Більшість мантійних мінералів є анізотропними й істотно відрізняються між собою за теплофізичними властивостями. Тому для вирішення порушеної задачі використовувався метод умовних моментних функцій (Хорошун, 1987), що не накладає обмежень на анізотропію і властивості компонентів і надає можливість враховувати реальну структуру неоднорідного середовища.

Чисельні розрахунки коефіцієнта анізотропії і компонент тензора теплопровідності до глибин 200 км свідчать про те, що анізотропія теплопровідності збільшується з глибиною і узгоджується з результатами сейсмічних досліджень азимутальної анізотропії пружних хвиль океанічної верхньої мантії. Вектор щільності теплового потоку не є колінеарним вектору градієнта температури. Навіть при існуванні лише вертикального температурного градієнта, вектор теплового потоку має горизонтальні компоненти. У верхній мантії уздовж напрямку пластичної течії величина горизонтальної складової теплового потоку може бути на 20% більше ніж її вертикальна складова.

Підвищений кондуктивний тепловий потік у напрямку пластичної течії, разом з адвективним переносом мас і тепла, може ініціювати часткове плавлення в астеносфері і сприяти розшаруванню мантії по в'язкості та поповнювати значні втрати теплової енергії у верхній мантії при її трансформації в механічну за рахунок в'язкості флюїду і сил тертя.

Виконані розрахунки радіогенної теплогенерації (прийнята шарувато-блокова модель земної кори) показують, що внесок нижньої частини осадового шару в сучасний тепловий потік складає 80-90% від рівноважного значення, а внесок приповерхневого шару практично дорівнює нулю. Сумарний тепловий потік осадового шару в центральній частині Чорноморської мегазападини не перевищує 10-12 мВт/м2. Для “базальтового” шару в центральній частині западини прийнято середнє значення теплогенерації -- 0,3 мкВт/м2. Для “гранітного” шару в побудовах використовувалося середнє значення теплогенерації, що дорівнює 1,2 мкВт/м3. У кожному конкретному випадку воно змінювалося від 1,0 до 1,4 мкВт/м3. За результатами оцінок радіогенної теплогенерації визначено мантійну і корову складові теплового потоку. У центральній частині Чорноморської мегазападини внесок кори в загальний тепловий потік складає 12-16 мВт/м2, мантійна складова змінюється в межах 25-40 мВт/м2. До периферії западини збільшується внесок земної кори до 18-26 мВт/м2. Мантійний компонент змінюється від 20 до 45 мВт/м2. На Східно-Європейській платформі мантійний тепловий потік складає близько 20 мВт/м2. Якщо це значення прийняти за фонове, то стосовно нього аномальний тепловий потік у центральних частинах Західно - і Східно-Чорноморських западин складе відповідно 15-20 і 12-16 мВт/м2, на Скіфській плиті - 15-25 мВт/м2.

На основі аналізу аномального теплового потоку Чорноморської мегазападини було встановлено кілька аномалій різного рівня. Найбільш упевнено виділяється аномалія Західно-Чорноморської западини (15-20 мВт/м2). Вона охоплює площу відсутності “гранітного” шару і продовжується на захід за межу Болгарського шельфу. Велика площа аномалії, стійкість значень теплових потоків у її межах дозволяє припустити, що вона тісно пов'язана з геодинамічними процесами розкриття басейну. За результатами інтерпретації геотермічної аномалії ця подія відбулася наприкінці крейдового періоду (90 - 70 млн. років тому). Ізотерма солідусних температур для основних порід (покрівля астеносфери) знаходилася в цей час на глибинах 40 - 50 км.

У східній частині Чорноморської мегазападини виділяється ціла низка локальних аномалій, що пов'язані з будовою земної кори, структурою осадового чохла і різних процесів, що змінюють розподіл температур і умови теплопередачі. Якщо ці аномалії виключити з розгляду, то на рівні верхів мантії в межах Східно-Чорноморської западини і склепіння Шатського виділяється регіональна аномалія з амплітудою 10 - 12 мВт/м2. Вік цієї аномалії складає 110 - 140 млн. років.

Температура в земній корі і верхній мантії розраховувалася як сума фонових (стаціонарних) і аномальних (нестаціонарних) значень. Розрахунки виконувалися за сейсмічними профілями в обсязі земної кори окремо для Західно - і Східно-Чорноморської западин. За результатами моделювання побудовані схеми розподілу температур на глибинах 10, 20 і 30 км. Температури в Чорноморській мегазападині на глибині 10 км змінюються від 220 до 350°С. У центральних частинах Західно-Чорноморської западини вони складають 240-275°С, Східно-Чорноморської -- 220-250°С. В аномальних зонах температури збільшуються до 300-350°С. На глибині 20 км температури в центральних частинах западини досягають 375-475°С, а в аномальних зонах зростають до 500-525°С. На глибині 30 км температури змінюються від 475 до 625°С. Найбільш високі температури отримані в східній частині мегазападини і на продовженні в море Аджаро-Триалетської зони. Інтенсивні локальні геотермічні аномалії, що виділяються у верхній частині розрізу Східно-Чорноморської западини, із глибиною поступово нівелюються.

Виконано оцінки глибин залягання ізотерм плавлення вологих та сухих основних порід у центральних частинах Чорноморської мегазападини з метою визначення потужності літосфери. Для сухих порід вона складає 140 - 150 км, для вологих 75 - 85 км. На підставі цих оцінок можна зробити висновок, що потужність літосфери дорівнює 80 - 100 км під Західно-Чорноморською та 90 - 110 під Східно-Чорноморською западинами. На локальних ділянках південно-східної і центральної частин Східно-Чорноморської западини очевидно існують виступи астеносфери і зони насичення літосфери продуктами магматизму.

Аналіз розподілу виправлених теплових потоків і результатів моделювання показує, що теплове поле Чорноморської мегазападини неоднорідне. Існування різних рівнів аномального теплового потоку свідчить про неодноразову тектонічну активізацію і накладення різновікових тектономагматичних подій, що супроводжувалися додатковим виносом теплової енергії. Викликані ними збурення теплового потоку загасають відносно повільно. У сучасному тепловому полі ще відчувається вплив подій пізнього палеозою і мезозою.

6. Синтез геолого-геофізичних матеріалів з метою створення геодинамічної моделі Чорноморського регіону

Геодинамічна модель Чорноморського регіону, як і будь-яка модель еволюції, не може бути побудована винятково на підставі результатів одного методу досліджень. Зокрема, чисельні розрахунки прийнятих моделей справедливі лише в межах прийнятих граничних умов. При розв'язанні геологічних завдань вирішальне значення повинна мати тривалість процесу. Геофізичні методи відображають сучасний геодинамічний режим і фізичний стан мінеральної речовини земних надр. Тому вихід в область екстраполяції в першому випадку і в область ретроспективи в другому набагато знижує об'єктивність одержуваних результатів. Істотно доповнює і консолідує перші два підходи геологічний метод, в основі якого (при відсутності глибинного аспекту) лежать не тільки дослідження еволюції мінеральної речовини і установлення вікових границь цієї еволюції, але також вивчення тектонічних особливостей переміщення самої речовини, що складає основи геодинаміки.

У цьому розділі на підставі фаціального аналізу осадів відтворена схема основних коливальних рухів у Чорноморському регіоні. Наявні дані дозволяють говорити про те, що в палеозої тектонічні події починалися з розвитку морських умов південних регіонів. У мезозої, під час накопичення відкладів таврійської серії, у регіоні утворюються каламутьові флішоїдні потоки, які свідчать про початок загального його підняття. Апогею ці підняття досягли в середній юрі, між кінцем верхнього лейасу і байосом і були пов'язані з інтенсифікацією глибинного магматизму і тривають до сьогодення. У той же час сусідня тектонічна структура Скіфської плити (Рівнинний Крим), починаючи з альбського часу, випробувала тривалі опускання, пов'язані з компенсаційними переміщеннями за рахунок глибинного магматизму.

Оскільки Чорноморська мегазападина є складовою частиною Альпійсько-Гімалайського поясу, то час і механізм її розкриття повинні бути загальними для цієї планетарної структури. З цього погляду безсумнівний інтерес представляє нова модель еволюції Землі К. Сторетведта (1997), яка пов'язана з обертанням Землі - умова, яку плейттектоніка не розглядає. Однак, як справедливо зазначає К.Ф. Тяпкін (1998), у геотектонічних гіпотезах не можна зневажати обертанням Землі, що є головним чинником, який визначає фігуру Землі, представленою геоїдом. В екваторіальному поясі, котрий розташований між тропічними широтами, виділено переважну кількість гарячих точок, що свідчить про підвищену тут в умовах розтягання проникність середовища (Stothers, 1992). Генетично екваторіальний пояс Землі відображає вплив постійно діючої полюсобіжної сили Етвеша, що має ротаційну природу і виявляється в переміщенні нестаціонарних гравітаційних неоднорідностей, відповідно до постулату найбільшого моменту інерції (J = m R2, де m - маса, R - радіус) у бік екватора. Тому у разі появи в оболонці Землі рідиннофазового чи будь-якого іншого мобільного включення, воно має прагнути до її периферії, поступово наближаючи траєкторію свого переміщення до екватора.

Таким чином, в планеті, що обертається, найбільш інтенсивне спливання мантійної речовини повинно здійснюватися уздовж екватора, де відцентрові сили найбільші. Варто підкреслити, що на думку К. Сторетведта (1997), Альпійсько-Гімалайський пояс розвивається саме уздовж палеоекватора, що відповідає часу його закладення, а його геосинклінальна і передорогенна стадії - наслідок мантійного діапіризму всередині обертового тіла планети.

У 1998 р. В.С. Гейко та ін. опублікували результати сейсмотомографічних досліджень структури мантії північно-західної частини Євразії. На її загальному високошвидкісному фоні, між Перською затокою і Британськими островами, до глибини 250 км простежено діагональну низькошвидкісну аномальну зону довжиною близько 7 тис. км при ширині порядку 1,5 тис. км. Отримані результати добре узгоджуються з даними Г.Н. Бугаєвського та ін. (1986), A.A. Russen (1992), G. Nolet і A. Zielhuis (1994), А.Р. Аракеляна та ін. (1996) для різних регіонів Євразії, які детально розглянуто в цьому розділі.

Таким чином, Чорноморсько-Малоазійський регіон входить до складу широкої смуги низькошвидкісної мантії, що має північно-західне - південно-східне простягання і по обидва боки обмежується високошвидкісною мантією. Для температурної активізації такого значного сегмента Землі повинні існувати відповідні, глобального підпорядкування, умови.

Ґрунтуючись на просторовому положенні віртуальних магнітних полюсів, нами було побудовано палеоекватори Землі, починаючи з архею. Один з палеоекваторів - пермський - перекрив зазначену Персько-Британську високотемпературну область, яку ми ототожнюємо з однойменним гарячим поясом Землі. Це означає, що, починаючи з пермського періоду, стародавня континентальна кора піддалася тут впливу відцентрових, найбільших на екваторі, сил. У сформовану таким чином тектонічно ослаблену область екваторіального поясу із зовнішнього ядра повинна була ринути температурно активізована, сильно перегріта, у вигляді мантійних плюмів, речовина. Беручи до уваги суб'ядерну глибину магмопостачаючої області (близько 2900 км), можна припустити, що денної поверхні магматизм досяг уже на початку мезозою, зокрема, - відомий тріасовий магматизм у Горному Криму і Добруджі.

Теплові потоки в межах Персько-Британської температурно активізованої смуги підвищені і складають 60-90 мВт/м2 з окремими екстремумами до 200-250 мВт/м2. Виходячи з розмірів і речовинного складу продуктів магматизму на поверхні (гіпербазіти, лужні базальти), ці локальні неоднорідності ототожнені нами з суперглибинними мультиінтрузіями. На швидкісних розрізах у 60% виявляється двохстадійність у їхньому розвитку - високошвидкісні розрізи перекриваються низькошвидкісними. Повсюдне 10% зменшення швидкості в речовині мультиінтрузій у цьому випадку можна кваліфікувати як їх солідусний стан.

В основу нової ротаційної гіпотези К.Ф. Тяпкіна (2002) покладено уявлення про те, що тектонічна активізація Землі є результатом зняття планетарних напруг тектоносфери. Зокрема, геосинкліналі повинні виникати в зонах розтягнення і відповідати положенню екстремальних значень цих напруг.

Зазначена тектонічна обстановка в межах Персько-Британської температурно активізованої смуги повинна характеризуватися напругами розтягнення. Відповідно до новітніх досліджень, де використані не тільки дані сейсмології, а й геологічні матеріали і раніше виконані глобальні побудови, Чорноморсько-Малоазійський регіон потрапляє в область розтягнення (Балакіна й ін.,1972, Шерман, Дніпровський, 1989, Zoback, 1992, Golke Matthias, Lentz David, 1996).

У результаті регіонального дослідження поля сили тяжіння встановлено, що глибина залягання розподілу М під Західною глибоководною западиною Чорного моря складає 19 км, а під Східною - 22 км, що збігається із сейсмічними даними. Центрально-Чорноморське підняття, що розташовується між глибоководними западинами (вал Андрусова) фіксується в полі сили тяжіння слабо негативним (25 мгал) мінімумом, що контролює умови залягання відкладів крейди і ріст потужності консолідованої кори, включаючи “гранітний” геофізичний шар. Розподіл М залягає тут у вигляді жолоба субмеридіонального простягання, що занурюється з 32 км на півночі до 40 км на півдні.

Морфологія рельєфу розподілу М цілком порівняна з позитивними аномаліями сили тяжіння центральної частини Чорного моря і з тектонічним малюнком покрівлі крейдових відкладів. Однак обидві ці поверхні знаходяться в інверсійній залежності: якщо поверхня розподілу М створює склепіння, то відклади, що розташовуються над ним, являють собою депресію. Таке інверсійне залягання тектонічних структур з одного боку свідчить про їхню різновіковість, а з іншого - про їх синхронне занурення. Іншими словами, раніше утворилося склепіння по поверхні М, яке в силу певних причин у подальшому занурилось, що спричинило формування прогину вищезалягаючих крейдових порід.

Як Західна, так і Східна аномалії сили тяжіння над однойменними глибоководними западинами характеризуються груботрикутною трипроменевою (рифтогенною) формою. Такі форми розтягання земної кори виникають над підняттям підкорової речовини і супроводжуються склепіннєутворенням (Грачов, 2000). Це також підтверджено тектонофізичним моделюванням (Рамберг, 1976). Не є винятком також Західна і Східна глибоководні западини Чорного моря. Розподіл М під ними також має високе стояння, тим самим, утворюючи під морфологічними западинами два великих склепіння з досить крутими (до 250) бортами. Промені цього потрійного зчленування в підсумку переходять у ранг рифтогенних структур.

Таким чином, формуванню сучасної Чорноморської мегазападини передувало утворення двох эпіконтинентальних склепінь, причинно пов'язаних з підйомом Західного і Східного мантійних діапірів. На сьогодні діапіри розділяються валом Андрусова чи Центрально-Чорноморським підняттям, що, очевидно, вказує на морфологічну біфуркацію Чорноморської мультиінтрузії.

Слід зазначити, що з рифтінгом, викликаним склепіннєутворенням, пов'язано виникнення Північного розлому (Бур'янов та ін., 1998). У його межах відомий винятково юрський магматизм, тоді як у Південному розвинутий переважно крейда-палеогеновий. Утворення Північного розлому пов'язується з більш ранньою, прогресивною стадією розвитку Чорноморської мегазападини, коли на її місці над мантійними діапірами формувалися палеосклепіння. Південний розлом сформувався пізніше, на регресивній стадії її розвитку. Він є фрагментом Циркумчерноморского глибинного розлому, що обмежує за периметром “гранітний” геофізичний шар, який оточує глибоководні западини Чорноморської мегазападини. Така його морфологія змушує міркувати про існування певних глибинних умов, які з одного боку викликали розломоутворення, а з іншого - стали причиною локального занурення дна. Це занурення носило катастрофічний характер. У той час як середня швидкість осадконакопичення для океану складає 3 м/млн років (Мілановський, 1995), у Чорноморській мегазападині цей процес, за даними глибоководного буріння із судна “Гломер Челленджер”, був, принаймні, на два порядки вищим.

Для пояснення цього феномену варто залучити механізм пландж-принципу (Оровецький, 1990). При охолодженні мантійних діапірів процес затвердіння носить двосторонній фронтальний характер. Кристалізація діапірів визначається різницею між адіабатичним градієнтом і градієнтом температури плавлення певної речовини, пов'язаної з величиною тиску (Кадик, Хітаров, 1968). Адіабатичний градієнт встановлюється в магматичній камері в результаті конвекційного перемішування розплаву й оцінюється в 0,3 К/км. Відповідні розрахунки (Shaw, 1965) вказують на обов'язкове виникнення конвекції в магматичних камерах вертикальною довжиною понад 2 км. Що ж стосується градієнта температури плавлення (кристалізації), то його величина залежить від тиску стовпа магматичної рідини, що знаходиться вище, і виявляється, у порівнянні з адіабатичним, на порядок вищою (3 К/км). У зв'язку з цим температура кристалізації розплаву, поширюючись на глибину, випереджає адіабатичний її розподіл, і тому кристалізація внутрішньої області великих інтрузій (до них відносяться і Чорноморські мантійні діапіри) відбувається знизу вверх. Кристалізація зверху відбувається за типом наростаючої твердої кірки через надзвичайно інтенсивний відвід тепла. Між зазначеними областями стабілізації магматичного розплаву розташовується магматична рідина. Таким чином, верхня зона мантійного діапіру, що закристалізувалася, підстилається ізохімічним з нею розплавом внутрішніх областей мегаінтрузії. При кристалізації силікатна рідина зменшується в об'ємі на 10-15%. За рахунок цього породи не тільки відповідно збільшують свою щільність, але і розпадаються через температурну усадку на окремі блоки. Дезінтегрована, і ставши більш щільною, апікальна речовина змушена занурюватися в розплав, що її підстеляє. Це занурення подібне до затоплення і повинно відбуватися надзвичайно швидко, чим можна пояснити екстремально велику швидкість нагромадження осадів у Чорноморській мегазападині, утворення її глибоководних котловин і Циркумчорноморського розлому.

Занурюючись у розплав, блоки консолідованої речовини вичавлюють його догори за периметром мантійного діапіру й у тріщини температурної усадки, утворюючи там магматичні тіла. Наявність цих тіл підтверджується позитивними аномаліями сили тяжіння по периферії Чорноморської мегазападини. Аномалії представлено витягнутими уздовж шельфу об'єктами з невеликими перервами між ними, за що були названі “пунктирними” (Старостенко та ін., 2000). Інтенсивність цих аномалій настільки висока, що не дозволяє ототожнювати їх із гравітаційним ефектом неоднорідностей у консолідованій земній корі. Вони, швидше за все, викликані глибокозалягаючими мантійними магматитами. У середньому верхня крайка збурюючих об'єктів знаходиться на глибині 4 км, а нижня - 30 і 20 км відповідно у східній і західній її частинах при щільності, близькій до 3,00 г/см3.

Таким чином, аномальність мантії під Чорноморською мегазападиною виражена мультиінтрузією, яка розділена своєрідною перемичкою (валом Андрусова) на два мантійних діапіри - Західний і Східний. Ці мегаінтрузії є результатом фазових перетворень глибинної речовини, що супроводжуються збільшенням об'єму і розвитком, насамперед, вертикальних рухів земної кори. Мантія при цьому відіграє активну роль: значні за обсягом маси перегрітого магматичного матеріалу прогрівають і руйнують літосферу. Підйом речовини може привести до утворення потрійного зчленування. Результатом цього процесу є або формування трьох тріщин у його початку, або трьох зон розсувів , що згодом можуть перейти в потрійну рифтову систему. На думку В.Ю. Хаіна і Л.Э. Левіна (1978), саме така трансформація і відбулася в обох глибоководних западинах Чорного моря. Підняття, які досягли денної поверхні, активно руйнуються екзогенними процесами, поставляючи уламковий матеріал у навколишні компенсаційні депресії. Згідно з Е.Ф. Шнюковим (1997) і поглядами багатьох дослідників, нормальні граніти з віком 1,4 млрд. років, що зустрічаються в юрських і крейдових відкладах Гірського Криму у вигляді гальок і великих валунів, являють собою залишки “гранітного” шару стародавньої континентальної кори, яка на сьогодні значно скорочена у центральних частинах глибоководних западин Чорного моря. Побічно така глибока ерозія може свідчити про висоту древніх склепінь і давати уявлення про переміщені глибинні маси.

Впровадження в земну кору значних за обсягом мантійних магматичних мас супроводжується формуванням склепінь й утворенням на їх периферії великих компенсаційних депресій. За потужністю відкладів можна оцінити швидкість впровадження мантійного діапіру. У Причорноморському прогині найбільшими потужностями характеризуються відклади крейдового віку (~3000 м), у той час як сумарна потужність осадових утворень палеогену, неогену й антропогену не досягає 2,5 км (Чекунов та ін.,1976). Отже, якісь причини на фоні загального компенсаційного занурення призвели до його прискорення в крейдовий час.

Пояснення цього явища можливе шляхом аналізу дисперсійного рівняння для релей-тейлоровскої моделі теплової нестійкості в частково розплавленому шарі. Я.М. Хазаном (1999) показано, що внаслідок декомпресійного плавлення і видалення від рівня інверсії дефіцит щільності в процесі спливання зростає більш ніж на порядок. Відповідно значно прискорюється спливання. Це може свідчити про те, що в передкрейдовий період речовина мантійного діапіру досягла рівня, на якому фазовий перехід був найбільшим. Магматичне тіло за рахунок зменшення щільності збільшило ступінь своєї гравітаційної нестійкості й у крейді придбало велику швидкість підйому, що спричинило за собою, адекватне швидкості спливання, компенсаційне занурення й відповідне нагромадження осадів.

Таким чином, рухливі геосинклінальні області, що оточують Чорноморську мегазападину, вперше знаходять своє генетичне обґрунтування і трактуються як компенсаційні депресії, похідні від впровадження Західного і Східного мантійних діапірів. Ці депресії заповнювалися теригенним матеріалом, за віком якого можна датувати, зокрема, початок формування депресій, а, отже, і час впровадження мантійних діапірів у земну кору.

Геолого-тектонічна позиція гіпербазитів периметру Чорноморської мегазападини характеризується загальними закономірностями. Вони просторово підпорядковані глибоким евгеосинклінальним прогинам, які складено гірськими породами офіолитових асоціацій і, як правило, супроводжуються кременисто-сланцевими чи глинисто-карбонатними осадами (Плошко, 1986). Гіпербазити просторово співпадають з глибинними розломами, які служили шляхами транспортування ультраосновного розплаву з надр. Хімічний склад цих гіпербазитів відрізняється певною специфікою. Найбільш істотним є те, що вони до 40-45% збагачені магнезією, що є однією з характерних ознак магматизму мантійних мультиінтрузій. Тому найбільш давній магматизм у компенсаційних депресіях, які оточують Чорне море, був ультраосновним. Це дає підставу вважати також ультрабазитовим склад Східного і Західного мантійних діапірів.

Отже, приходимо до висновку, що, очевидно, починаючи з пермського періоду і до кінця мезозою, на місці сучасної Чорноморської мегазападини існувало палеосклепіння, розділене докембрійською “гранітною” перемичкою валу Андрусова (див. рис.). У юрський час палеосклепіння розчленувалося на два, в підвалинах яких розташувалися мантійні діапіри ультраосновного складу. Зі склепінь у сусідні компенсаційні западини зносився теригенний матеріал. Присутність у верхньоюрських та нижньокрейдових відкладах Криму валунів рифейських гранітоїдів свідчить про те, що в другій половині мезозою склепіння ще існували. Одночасно руйнувався і “гранітний” шар континентальної кори. Так продовжувалося до кінця ранньої крейди. У пізньокрейдовий час чорноморське джерело теригенного матеріалу припинило своє існування. Це свідчить про занурення денудаційної поверхні під рівень моря, або ж іншими словами - про зникнення вищезазначених склепінь.

Безпосередньо під кайнозойськими відкладами Чорноморської мегазападини поширені мезозойські породи платформного типу. А в той же час у Причорноморському компенсаційному прогині накопичувалися 3-кілометрові товщі осадів, що було пов'язано з високою швидкістю вкорінення Чорноморських мультиінтрузій і супроводжувалося утворенням палеосклепінь. У глибоководних западинах Чорного моря найбільш потужними є палеогенові осадові утворення. Таким чином, у палеогені склепіннєутворення змінюється різким зануренням території, яка відповідає приблизно безгранітним ділянкам. Це занурення відбулося по Циркумчорноморському глибинному розлому. На місці склепінь залишилися тільки їхні периферичні області і перемичка вала Андрусова, де відсутні осади палеоцен-еоценового віку (Туголєсов та ін.,1985). У цей же час скорочується швидкість осадконакопичення у компенсаційних депресіях.

Побудована еволюційна схема дає підстави вважати надзвичайною (аж до квартера) молодість магматизму в Чорноморській мегазападині. Починаючи з майкопського часу і до нинішніх днів, у занурення залучені не тільки глибоководні Західна і Східна западини та вал Андрусова, але також і прибережні області в цілому. Це регіональне занурення, як уявляється, пов'язано з тепловими втратами і скороченням обсягу верхньої частини Чорноморської мультиінтрузії, яка складає підвалини Чорноморської мегазападини.

Проведеними дослідженнями на сучасному матеріалі підтверджено блискуче передбачення академіка А.В. Чекунова про мантійні джерела походження Чорноморської западини.

ВИСНОВКИ

1. Розроблено за єдиною концепцією походження і розвитку Середземноморського складчастого поясу геодинамічну модель формування і еволюції Чорноморської мегазападини, яку віднесено до Персько-Британського гарячого поясу з характерним інтенсивним глибинним магматизмом та сполученням тектонічних напруг стиснення та розтягання.

2. Чорноморська мегазападина зазнала у своєму розвитку дві стадії. У прогресивну стадію сформувалися два палеосклепіння, які пов'язані з підйомом Східного і Західного мантійних діапірів. При рифтінгу в середньоюрський час тут утворився Північний глибинний розлом з відповідним магматизмом. Регресивна стадія пов'язується з палеоцен-еоценом, коли відбулося різке занурення палеосклепінь у внутрішні області мантійних діапірів, що ознаменувалося відповідною екстракцією їхнього магматичного матеріалу уздовж глибинного Циркумчорноморського розлому.

3. Формування палеосклепінь закінчилося в пізній крейді, а вже в палеогені відбулося їхнє різке занурення по механізму пландж-принципу, чим виключається провідна роль у цьому процесі щільнісного переходу “базальт-еклогіт”. Формування глибоководних западин і самої Чорноморський мегазападини відбулося в палеоцені-еоцені.

4. Вкорінення мантійних діапірів у континентальну земну кору призвело з однієї сторони до формування палеосклепінь, а з іншого боку - до утворення по їхній периферії синхронних вкоріненню компенсаційних депресій-геосинкліналей.

5. Уперше підтверджено значним обсягом новітніх геолого-геофізичних даних плюм-тектонічний механізм формування внутрішніх морів.

6. Анізотропія теплопровідності верхньої мантії є одним з факторів, що впливають на структуру теплової конвекції в верхній мантії, сприяючи адвекції тепла, частковому плавленню в астеносфері і розшаруванню верхньої мантії по в'язкості.

7. В осадовому шарі Чорноморської мегазападини існують сприятливі термобаричні умови для утворення і стабільного існування газогідратів при глибині моря 600-650 м. Потужність шару гідратоутворення істотно залежить від величини градієнта чи температури теплового потоку.

8. Нафтові і газові родовища структур обрамлення Чорноморської мегазападини приурочені до зон підвищених теплових потоків і багаторазової тектонічної активізації, що свідчить про постолігоценовий вік скупчень вуглеводнів. При цьому перші з них розміщаються в центральних частинах аномальних зон, а другі - по їхній периферії.

геодинамічний еволюція мегазападина

СПИСОК ОСНОВНИХ ПРАЦЬ, ОПУБЛІКОВАНИХ ПО ТЕМІ ДИСЕРТАЦІЇ

Монографії:

1. Геологические исследования НИС “Киев” в Черном море (4-й рейс) / Шнюков Е.Ф., Щипцов А.А., Иванников А.В., Коболев В.П., Клещенко С.А., Щербаков И.Б., Соболевский Ю.В., Орловский Г.Н., Зиборов А.П., Кутний А.В., Шнюкова Е.Е., Блохина Т.С., Маслун Н.В., Пяткова Д.М., Луцив Я.К., Маслаков Н.А., Нестеровский В.А., Пасынков А.А., Воробьев А.И., Кузнецов А.С., Любицкий А.А., Ломейко А.И., Корчин В.А., Волошин Л.Н., Цвященко В.А., Соловьев В.Д., Михайлюк С.Ф., Буртный П.А., Княжевский Г.Е., Ступина Л.В., Чепыженко А.А., Стащук Н.М., Овсяный Е.М., Ляшенко С.В., Перов А.А. - К.: ОМГОР НАН Украины, 1996. - 232 с.

2. Геология Черного моря / Шнюков Е.Ф., Коболев В.П., Стажилов А.Г., Иванников А.В., Кутас Р.И., Клещенко С.А., Орловский Г.Н., Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е., Кутний В.А., Иноземцев Ю.И., Маслаков Н.А.Блохина Т.С., Рыбак Е.Н., Княжевский Г.Е., Ступина Л.В., Иванов В.Е., Захаров З.Г., Михайлюк С.Ф., Корчин В.А., Волошин Л.Н., Буртный П.А., Соловьев В.Д., Корчагин И.Н., Козленко Ю.В., Чернышов В.В., Бевзюк М.И., Кравчук О.П., Ризник Я-М.Е., Любицкий А.А., Воробьев А.И., Пасынков А.А., Ломейко А.И., Островская Н.А., Георгиева Л.В., Губанов В.И., Субботин А.А., Щуров С.В., Матвеев А.В., Помозов А.А., Кадук Б.Г., Донец О.Е., Семенов Д.В. - К.: ОМГОР НАН Украины, 1997. - 188 с.

3. Геология, геофизика и гидрография северо-западной части Черного моря / Шнюков Е.Ф., Иванников А.В., Коболев В.П., Стажилов А.Г., Клещенко С.А., Блохина Т.С., Кутас Р.И., Корчагин И.Н., Зиборов А.П., Иноземцев Ю.И., Орловский Г.Н., Маслаков Н.А., Шнюкова Е.Е., Рыбак Е.Н., Захаров З.Г., Сидоренко В.Б., Ступина Л.В., Любицкий А.А., Воробьев А.И. Ломейко А.И., Пасынков А.А., Буртный П.А., Корчин В.А., Волошин Л.Н., Алябьев А.Я., Чернышов В.В., Цыкора В.Н., Кравчук О.П., Козленко Ю.Г., Бевзюк М.И., Гросс С.С., Княжевский Г.Е., Иванов В.Е., Семенов Д.В., Комаров А.В. Парышев А.А., Кожемякин С.П., Лебедь А.Г., Каян В.П., Гордеев А.Ю., Смагин Ю.В., Буслов И.П., Романов Р.Ю., Подгорный В.В., Куевда В.В., Калюжный С.В.- К.: Издательство Службы гидрографии Украины, 1998. - 221 с.

4. Газовые факелы на дне Черного моря / Шнюков Е.Ф., Пасынков А.А., Клещенко С.А., Коболев В.П., Любицкий А.А., Захаров З.Г. - К.: ОМГОР ННПМ НАН Украины, 1999. - 133 с.

5. Геологическая оценка трассы подводного кабеля связи Севастополь Затока / Довгий С.А., Шнюков Е.Ф., Старостенко В.И., Гожик П.Ф., Клещенко С.А., Маслаков Н.А., Коболев В.П., Лейбзон А.Я., Иванников А.В., Иноземцев Ю.И., Орловский Г.Н., Кутний В.А., Парышев А.А., Шнюкова Е.Е., Сидоренко В.Б., Стокозов Н.А., Артемов Ю.Г., Нежданов А.И., Корчагин И.Н., Кутас Р.И., Михайлюк С.Ф.-.К.: НАН Украины. - 2002. - 119 с.

Статті у наукових виданнях:

1. Кутас Р.І., Коболев В.П., Цвященко В.О., Васильев А.Д., Кравчук О.П. Нові визначення теплових потоків у Болгарському секторі Чорного моря // Доп. АН України. - 1992. - №7. - С. 103-107.

2. Коболев В.П., Кутас Р.И., Цвященко В.А., Кравчук О.П., Бевзюк М.И. Геотермические исследования в северо-западной части Черного моря // Геофизический журнал. - 1993. - Т.15, №3. - С. 61-72.

3. Коболев В.П., Кутас Р.И., Цвященко В.А., Кравчук О.П., Бевзюк М.И. Новые результаты геотермических исследований в северо-западной части Черного моря // Докл. АН Украины. - 1993. - №4. - С. 102-105.

4. Кутас Р.И., Коболев В.П., Цвященко В.А., Кравчук О.П., Бевзюк М.И. Геотермические аспекты образования газогидратов в Черноморской впадине // Геофизический журнал. - 1996. - Т.18, №3. - С. 20-28.

5. Щипцов А.А., Шнюков Е.Ф., Коболев В.П., Лебедь А.Г. Комплексные экспедиционные исследования 4-го рейса НИС “Киев” // Геофизический журнал. - 1996. - Т.18, №4. - С. 83-84.

6. Кутас Р.И., Коболев В.П., Цвященко В.А. Проблемы построения геотермических моделей литосферы // Тепловое поле Земли и методы его изучения. - М.: Изд-во Российского университета дружбы народов. - 1997. - С. 40-43.

7. Кутас Р.И., Коболев В.П., Цвященко В.А., Бевзюк М.И., Кравчук О.П. Геотермическая модель Черноморской впадины // Геофизический журнал. - 1997. - Т.19, №6. - С. 70-83.

8. Шнюков Е.Ф., Коболев В.П., Кожемякин С.Л., Блохина Т.С. Результаты Первой Украинской гидрографической экспедиции 7-го рейса НИС “Киев” // Геофизический журнал. - 1997. - Т.19, №6. - С. 89-91.

9. Буртный П.А., Волошин Л.Н., Коболев В.П., Корчин В.А., Михайлюк С.Ф. Сейсмоакустические исследования древней речной сети северо-западной части шельфа Черного моря // Геофизический журнал. - 1998. - Т.20, №3. - С. 103-109.

10. Kutas R.I., Kobolev V.P., Tsvgashchenko V.A. Heat flow and geothermal model of Black Sea Depression // Tectonophysics. - 1998. - 291. - Р. 91-100.

11. Корчин В.А., Буртный П.А., Коболев В.П., Русаков О.М., Волошин Л.Н., Алябьев А.Я. Сейсмоакустические исследования газовыделяющих структур дна северо-западной части Черного моря // Геофизический журнал. - 1998. - Т.20, №5. - С. 110-117.

12. Kutas R.I., Kobolev V.P., Tsvgashchenko V.A, Bevzyuk M.I., Kravchyk O.P. New Heat Flow Data in NW of the Black Sea // Proceeding of the International conference “The Earth's thermal field and related Research methods”. - Moscow. - 1998. - Р. 139-142.

13. Kobolev V.P., Prodaivoda G.T. Mathematical modelling of the thermal conductivity anisotropy of the oceanic upper mantle // Proceeding of the International conference “The Earth's thermal field and related Research methods”. - Moscow. - 1998. - Р. 129-131.

14. Гросс С.С., Коболев В.П., Козленко Ю.В., Корчагин И.Н., Соловьев В.Д., Якимчук Ю.Н. Использование курсового градиента при интерпретации данных морских магнитометрических измерений // Докл. НАН Украины. - 1998. - №12. - С.118-123.

15. Гросс С.С., Коболев В.П., Козленко Ю.В., Корчагин И.Н., Соловьев В.Д., Якимчук Н.А. Алгоритмическое и программное обеспечение обработки и интерпретации данных морских градиентометрических измерений магнитного поля // Геофизический журнал. - 1999. - Т.21, №3. - С. 35-44.

16. Кутас Р.И., Коболев В.П., Цвященко В.А., Бевзюк М.И., Кравчук О.П. Результаты определения теплового потока в северо-западном секторе Черноморского бассейна // Геофизический журнал. - 1999. - Т.21, №2. - С. 38-51.

17. Старостенко В.И., Коболев В.П., Корчагин И.Н., Кутас Р.И., Русаков О.М., Козленко Ю.В., Соловьев В.Д., Буртный П.А., Корчин В.А. Результаты геофизических исследований северо-западной части Черного моря // Геология и полезные ископаемые Черного моря. - Киев: НАН Украины. - 1999. - С. 54-61.

18. Коболев В.П., Козленко Ю.В., Корчагин И.Н., Соловьёв В.Д., Якимчук Н.А. Глубинное строение земной коры западной части Черного моря по геофизическим данным // Геология и полезные ископаемые Черного моря. - Киев: НАН Украины. - 1999. - С. 122-125.

19. Коболев В.П., Корчин В.А., Буртный П.А., Русаков О.М. Сейсмическая структура континентального подножия Горного Крыма // Геология и полезные ископаемые Черного моря. - Киев: НАН Украины. - 1999. - С. 294-296.

20. Коболев В.П., Козленко Ю.В., Корчагин И.Н., Соловьев В.Д. Геофизические поля и особенности глубинного строения Ломоносовского подводного палеовулканического центра // Геофизический журнал. - 1999. - Т.21, №6. - С. 72-76.

21. Старостенко В.И., Коболев В.П., Оровецкий Ю.П., Бурьянов В.Б., Макаренко И.Б., Легостаева О.В. Глубинное строение и геологическая природа Черноморской впадины (результаты изучения поля силы тяжести) // Геология Чёрного и Азовского морей. - Киев: НАН Украины. - 2000. - С. 175-184.

22. Кутас Р.И., Коболев В.П., Цвященко В.А. Геотермический режим Черноморской впадины и условия формирования углеводородов // Геология Чёрного и Азовского морей. - Киев: НАН Украины. - 2000. - С. 226-231.

23. Kobolev V.P., Korchagin I.N., Kozlenko Y.V., Solovjov V.D., Ykymchuk M.A. The Earth Crust Structure of the western part of the Black Sea basin according to geophysical data // Romanian geophysics (supplement) SEA/EAGE/RSG/ Bucharest 2000 International geophysical Conference and Exposition. - Bucharest, (Romania). - 2000. - April 10-14. - Р.3 84-387.

24. Коболев В.П., Кутас Р.И. Комплексное геотермические и сейсмоакустические исследования газовыделяющих структур Черного моря // Тепловое поле Земли и методы его изучения. - М.: Изд-во Российского университета Дружбы Народов. - 2000. - С. 187-192.

25. Кутас Р.И., Коболев В.П., Цвященко В.А. Модель эволюции геотермического режима осадочного слоя Черноморской впадины // Тепловое поле Земли и методы его изучения. - М.: Изд-во Российского университета Дружбы Народов. - 2000. - С. 184-187.

26. Продайвода Г.Т., Коболев В.П., Назаренко Л.В. Математическое моделирование влияние ориентации минералов и микротрещин на анизотропию теплопроводности гранита // Тепловое поле Земли и методы его изучения. - М.: Изд-во Российского университета Дружбы Народов. - 2000. - С. 245-250.

27. Stephenson R.A., Starostenko V.I., Stovba S.M., Rusakov O.M., Kobolev V.P. The enigma of the Black and Aegean Seas evolution: a challenge to the geoscience community in the 21st century // Геофизический журнал. - 2000. - Т. 22, №4. - С. 130-133.

28. Продайвода Г.Т., Хорошун Л.П., Коболев В.П., Назаренко Л.В. Математичне моделювання азимутальної анізотропії теплопровідності верхньої мантії Землі // Геофизический журнал. - 2000. - Т. 22, №5 - С. 56-69.

29. Старостенко В.И., Коболев В.П., Кутас Р.И., Русаков О.М. Геофизическое изучение Черноморской впадины: некоторые результаты и перспективы // Геологические проблемы Черного моря. - К.: НАН Украины. - 2001. - С. 99-112.

30. Довгий С.А., Шнюков Е.Ф., Старостенко В.И., Гожик П.Ф., Коболев В.П., Клещенко С.А., Лейбзон А.Я. Результаты геолого-геофизических исследований в северо-западной части Черного моря в 56-ом рейсе НИС “Профессор Водяницкий” (июнь 2001г.) // Геофизический журнал. - 2001. - Т.23, №5. - С. 120-123.

31. Оровецкий Ю.П., Коболев В.П., Вигилянская Л.И. Персидско-Британский горячий пояс // Доп. НАН України. - 2001. - №11. - С. 105-110.

32. Оровецкий Ю.П., Коболев В.П., Трипольский А.А., Вигилянская Л.И. Карско-Оманский горячий пояс // Доп. НАН України. - 2001. - №12. - С. 106-110.

33. Оровецкий Ю.П., Коболев В.П., Старостенко В.И. Черноморская впадина в контексте идеи горячих поясов Земли // Геодинамика и нефтегазоносные системы Черноморско-Каспийского региона. - Симферополь: Таврия-Плюс. - 2001. - С.118 -127.

34. Оровецкий Ю.П., Коболев В.П., Трипольский А.А., Вигилянская Л.И. Восточно-Европейско-Мозамбикский горячий пояс // Доп. НАН України. - 2002. - №2. - С. 127-131.

35. Оровецкий Ю.П., Коболев В.П., Трипольский А.А., Вигилянская Л.И. Патагоно-Аляскинский горячий пояс.// Доп. НАН України. - 2002. - №4. - С. 132-136.

36. Оровецкий Ю.П., Коболев В.П., Трипольский А.А., Вигилянская Л.И. Горячий пояс Гренвилл (Северная Америка).// Доп. НАН України. - 2002. - №7. - С.124-130.

37. Оровецкий Ю.П., Коболев В.П., Вигилянская Л.И. Восточно-Индоокеанский горячий пояс.// Доп. НАН України. - 2002. - №9. - С.110-114.

38. Kobolev V.P. An Idea of the Earth's Hot Belts: an application to the origin of the Black Sea depression // Proceedings of the International conference “The Earth's thermal field and related Research methods”. - Moscow. - 2002. - Р. 122-126.

39. Гросс С.С., Коболєв В.П., Козленко Ю.В., Корчагін І.М., Соловйов В.Д., Якимчук М.А. Інтерпретація морських магнітометричних даних методом автоматизованого підбору // Бюлетень Українського Антарктичного центру. - 2002. - Вип. 4. - С.60-67.

40. Бахмутов В.Г., Зейгельман М.С., Коболєв В.П., Козленко Ю.В., Корчагін І.М., Кутас Р.І., Соловйов В.Д., Якимчук М.А. Магнітометричні спостереження у другій морській антарктичній експедиції // Бюлетень Українського Антарктичного центру. - 2002. - Вип. 4. - С.68-75.

41. Кутас Р.И., Русаков О.М., Коболев В.П. Геолого-геофизические исследования газовыделяющих структур в северо-западной части Черного моря // Геология и геофизика. - 2002. - Т. 43. - С. 698-705.

42. Кутас Р.И., Коболєв В.П., Палій С.І. Геотермічні умови та нафтогазоносність Північночорноморсько - Передкавказького регіону // Нафтова і газова промисловість. 2002. - №5. - С. 9-11.

Препринт:

1. Шнюков Е.Ф., Иванников А.В., Григорьев А.В., Клещенко С.А., Соболевский Ю.В. Орловский Г.Н., Шнюкова Е.Е., Нестеровский В.А., Маслун Н.В., Пяткова Д.М., Митин Л.И., Иноземцев Ю.И., Рыбак Е.Н., Блохина Т.С., Коболев В.П., Ястреб В.Н., Оровецкий Ю.Ю. Геологические исследования в 44 рейсе НИС “Академик Вернадский” в Черном море. - К.: 1993. - 75 с. (Препр. / АН Украины. ОМГОР ЦНПМ; 93-1).

Депоновані рукописи:

1. Гросс С.С, Коболев В.П., Козленко Ю.В., Корчагин И.Н., Соловьев В.Д., Якимчук Н.А. Результаты гравитационных и магнитных измерений в 5-ом и 7-ом рейсах научно-исследовательского судна “Киев” // Ин-т геофизики НАН Украины. - Киев, 1998. - 159 с. Деп. в ГНТБ Украины 26.01.98 г., №77-Ук98.

2. Гросс С.С., Коболев В.П., Зейгельман М.С.., Козленко Ю.В., Корчагин И.Н., Соловьев В.Д., Якимчук Н.А. и др. Интерпретация магнитометрических и гравиметрических данных в северо-западной части Черного моря (по материалам 5-го и 7-го рейсов НИС “Киев”, 61-го рейс НИС “Эрнест Крепкель” // Ин-т геофизики НАН Украины. - Киев, 1999. - 262 с. Деп. в ГНТБ Украины 26.07.99г., №221-УК99.

Размещено на Allbest.ru