Cover Image

Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат

У межах українського сектора Східних Карпат і прилеглого до них краю Східноєвропейської платформи теплові потоки змінюються від 35 до 130 мВт/м2. На підставі геолого-геофізичного аналізу та математичного моделювання теплового поля показано, що основні закономірності в розподілі теплового потоку конт...

Full description

Saved in:
Bibliographic Details
Published in:Геофизический журнал
Date:2014
Main Author: Кутас, Р.И.
Format: Article
Language:Russian
Published: Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України 2014
Online Access:https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/101181
Tags: Add Tag
No Tags, Be the first to tag this record!
Journal Title:Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Cite this:Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат / Р.И. Кутас // Геофизический журнал. — 2014. — Т. 36, № 6. — С. 3-27. — Бібліогр.: 56 назв. — рос.

Institution

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
_version_ 1860197305591791616
author Кутас, Р.И.
author_facet Кутас, Р.И.
citation_txt Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат / Р.И. Кутас // Геофизический журнал. — 2014. — Т. 36, № 6. — С. 3-27. — Бібліогр.: 56 назв. — рос.
collection DSpace DC
container_title Геофизический журнал
description У межах українського сектора Східних Карпат і прилеглого до них краю Східноєвропейської платформи теплові потоки змінюються від 35 до 130 мВт/м2. На підставі геолого-геофізичного аналізу та математичного моделювання теплового поля показано, що основні закономірності в розподілі теплового потоку контролюються регіональною тектонічною зональністю, що сформувалася в процесі геологічного розвитку регіону. Низькі значення теплового потоку відповідають структурам, земна кора яких сформувалася в докембрії і ранньому палеозої (схил докембрійської платформи та значні частини Передкарпатського прогину і Зовнішніх (Флішових) Карпат). Варіації теплового потоку в Складчастих Карпатах можуть бути зумовлені латеральними змінами теплогенерації або теплопровідності в осадовому шарі. Високі теплові потоки в Паннонському басейні асоціюються з особливостями тектонічної еволюції літосфери та земної кори на альпійському етапі і магматичною активністю. Підвищення теплового потоку пов'язане з розтяганням земної кори і підняттям астеносфери. Within the limits of the Ukrainian sector of the East Carpathians and adjacent edge of the East European platform thermal flows vary from 35 to 130 mVt/m2. It has been shown on the base of geological-geophysical analysis and mathematical modeling of the heat flow that the principal regularities in distribution of thermal flow are controlled by regional tectonic zoning, which was formed by the process of geological development of the region. Low values of heat flow correspond to the structures with earth’s crust produced in Precambrian and Early Paleozoic (the slope of Precambrian platform and considerable parts of Pre-Carpathian flexure and external flysh Carpathians). Variations of thermal flow within the Folded Carpathians are possibly stipulated by lateral changes of heat generation or heat conductivity within sedimentary layer. High thermal flows in the Pannonian basin are associated with special features of tectonic evolution of lithosphere and earth’s crust during the Alpine stage and with magmatic activity. The increase of thermal flow is conditioned by stretching of the earth’s crust and lifting of asthenosphere.
first_indexed 2025-12-07T18:09:38Z
format Article
fulltext ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 3 Введение. Современный тектонический и геоморфологический облик Карпатского региона сформировался в неогене, но в его структуре выделяются многочисленные тек- тонические элементы разного возраста и про- исхождения, свидетельствующие о длительной и многофазной истории развития. Имеющиеся геолого-геофизические материалы позволяют увязывать его заложение на континентальной окраине Евразийской плиты в конце протеро- зоя [Глушко, 1968; Хаин, 1984; Литосфера …, 1994; Карпатська …, 2004]. Альпийский этап геологической истории Карпат начался в конце триаса с деструкции континентальной коры и образования океанических бассейнов. К кон- цу раннего мела режим растяжения сменился сжатием, закрытием океанических бассейнов и образованием покровно-складчатого соору- жения на юго-западной окраине Евразийской плиты и Паннонского бассейна во внутрикар- патской области. Активное развитие этого региона продолжается и в настоящее время. Общие черты его истории изложены в много- численных публикациях, однако многие про- блемы альпийской и доальпийской истории региона, касающиеся природы и характера геодинамических процессов, магматизма, воз- раста фундамента, структуры земной коры, те- пловой истории, не имеют еще однозначного решения. 550.36 Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат © Р. И. Кутас, 2014 Институт геофизики НАН Украины, Киев, Украина Поступила 16 мая 2014 г. Представлено членом редколлегии О. Б. Гинтовым У межах українського сектора Східних Карпат і прилеглого до них краю Східноєвро- пейської платформи теплові потоки змінюються від 35 до 130 мВт/м2. На підставі геолого- геофізичного аналізу та математичного моделювання теплового поля показано, що основні закономірності в розподілі теплового потоку контролюються регіональною тектонічною зо- нальністю, що сформувалася в процесі геологічного розвитку регіону. Низькі значення тепло- вого потоку відповідають структурам, земна кора яких сформувалася в докембрії і ранньому палеозої (схил докембрійської платформи та значні частини Передкарпатського прогину і Зовнішніх (Флішових) Карпат). Варіації теплового потоку в Складчастих Карпатах можуть бути зумовлені латеральними змінами теплогенерації або теплопровідності в осадовому шарі. Високі теплові потоки в Паннонському басейні асоціюються з особливостями тектонічної еволюції літосфери та земної кори на альпійському етапі і магматичною активністю. Під- вищення теплового потоку пов’язане з розтяганням земної кори і підняттям астеносфери. Ключевые слова: Карпати, температура, тепловий потік, геотермічна модель, земна кора. Длительное развитие рассматриваемого региона, повторяющиеся многократно текто- нические активизации, большое разнообразие геодинамических проявлений, значительная неоднородность литосферы и ее коренная перестройка в процессе эволюции несомнен- но сопровождались изменением теплового режима. Многофазные усиления геотермиче- ской активности подтверждаются наличием в земной коре продуктов разновозрастной магматической и гидротермальной деятель- ности [Ляшкевич и др., 1995]. Значительная дифференциация теплового поля характерна для Карпатского региона и в настоящее время. Плотность теплового потока изменяется здесь от 35 до 130 мВт/м2. В данной работе анализируются современ- ные геотермические условия Восточных Кар- пат в пределах Украины с учетом особенностей их строения и эволюции. Такому анализу спо- собствуют появление новых сейсмических данных о глубинном строении земной коры, переинтерпретация имеющихся материалов на основе более совершенных технологий обра- ботки и интерпретации геофизических данных, привлечение к анализу геолого-геофизической информации современных тектонических концепций [Royden, 1998; Sandulescu, 1998; Крупський, 2001; Konečny et al., 2002; Карпатсь- ка …, 2004; Гнилко, 2011]. Главное внимание Р. И. КУТАС 4 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 уделено анализу региональных особенностей теплового поля, связанных с глубинными тек- тономагматическими процессами. Выполнить детальный анализ локальных аномалий тепло- вого поля, обусловленных строением земной коры и изменяющимися условиями теплопере- носа, не позволяет имеющаяся редкая и нерав- номерная сеть скважинных геотермических измерений. Для анализа использованы как соб- ственные геотермические наблюдения автора, так и многочисленные опубликованные рабо- ты [Кутас, Гордиенко, 1971; Кутас и др., 1975; Кутас, 1978; Кутас, Бевзюк, 1979; Geothermal …, 1992; Horváth, 1993; Majcin, 1993; Cermak, Bodri, 1998; Осадчий та ін., 1999; Lenkey et al., 2002; Majorowicz et al., 2003 и др.]. Краткая геолого-геофизическая характе- ристика. Современное тектоническое райо- нирование Карпат отражает особенности их кайнозойской истории развития. Украинские Карпаты являются частью восточного сегмен- та Карпат. В их структуре выделяют Внешние (Флишевые) Карпаты, Закарпатский прогиб, локальные фрагменты Паннонского бассей- на, Предкарпатский прогиб (рис. 1). На вос- токе Карпатский регион обрамляют струк- туры докембрийской Восточно-Европейской и палеозойской Западно-Европейской плат- форм. По структурно-фациальным и историко- геологическим особенностям развития в соста- ве этих крупных тектонических единиц выде- ляют блоки, зоны, подзоны [Глушко, 1968, 1994; Международная …, 1981; Хаин, 1984; Тектони- ческая …, 1986; Крупський, 2001; Карпатська …, 2004; Павлюк, Медведєв, 2004; Тектонічна …, 2007; Гнилко, 2011]. Внешние Карпаты имеют покровно-склад- чатое строение. Они сложены меловыми, па- леогеновыми и нижнемиоценовыми флишо- идными комплексами общей мощностью до 8—10 км. В их структуре выделяют серию на двигов северо-восточной вергенции, обра- зующих аккреционную призму. Формирова- ние призмы началось в конце олигоцена и закончилось в сармате. Аллохтон Флишевых Карпат представлен многочисленными сорван- ными складками, чешуями, скибами, которые объединяются в разномасштабные покровы. С учетом этих тектонических преобразований и зонального седиментогенеза здесь выделяют несколько тектонических зон и серию подзон (покровов регионального плана), количество которых различно в разных транскарпатских сечениях. Общая мощность осадочной толщи аллохтона и автохтона во Флишевых Карпатах по сейсмическим данным достигает 18—26 км [Заяц, 1980, Литосфера …, 1988; 1994; Starosten- ko et al., 2013; Заяць, 2013]. Предполагается, что большая часть Флишевых Карпат сформирова- лась на платформенном основании и флише- вые комплексы залегают непосредственно на платформенных осадках. Закарпатский прогиб располагается между Паннонской депрессией и Внешними Карпа- тами. Он состоит из трех впадин: Восточно- Словацкой, Мукачевской и Солотвинской. Прогиб начал формироваться в конце олигоце- на как преддуговый бассейн на гетерогенном основании, представленном палеозойскими, мезозойскими и палеогеновыми образования- ми. Прогиб выполнен неогеновыми молассо- выми отложениями, мощность которых изме- няется от сотен метров до 3500 м. Паннонский бассейн сформировался на погруженном основании Внутренних Карпат в неогене. Образование бассейна сопровожда- лось магматической деятельностью, утонением земной коры и накоплением неогеновых осад- ков, мощность которых на некоторых участках достигает 6000—7000 м. Предкарпатский прогиб сформировался на различных структурах доальпийской Европы в миоцене—плейстоцене. С учетом различий в возрасте, истории развития, строении, со- ставе донеогенового фундамента и заполняю- щих осадков в прогибе выделяют три зоны: Бориславско-Покутскую, Самборскую и Биль- че-Волицкую. Юго-западная, прилегающая к Складчатым Карпатам Бориславско-Покутская зона заложилась на флишевом основании. Она сложена нижнемиоценовой молассой и пере- крыта надвигом Флишевых Карпат. Ее строе- ние определяется структурой фундамента и его постепенным погружением в юго-западном направлении. Центральная Самборская зона также име- ет покровное строение. Она состоит из от- ложений нижнего и среднего миоцена. От Бориславско-Покутской зоны отличается син- клинальной структурой и отсутствием мелово- го и палеогенового флиша. Внешняя Бильче-Волицкая зона выполнена отложениями среднего и верхнего миоцена, за- легающими на разновозрастном (позднепроте- розойском, палеозойском) основании, разби- том системой продольных и поперечных раз- ломов на блоки. Разломы имеют древние зало- жения и неоднократно активизировались. Их активизация в неогене предопределила струк- туру Предкарпатского прогиба, палеозойско- ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 5 мезозойское основание которого по системе сбросов постепенно погружалось под молас- совые образования. Палеозойские и мезо-кайнозойские геоди- намические процессы в Карпатах затронули также прилегающие структуры Восточно-Ев- ропейской и Западно-Европейской платформ. Эти процессы проявились в активизации ста- рых и образовании новых разломных зон, раз- дробленности земной коры, формировании си- Рис. 1. Схема тектонического районирования Украинских Карпат и положение сейсмических профилей, вдоль которых построены геотермические модели земной коры: 1 — границы тектонических зон; 2 — основные разломы (цифры на карте: 1 — Рава-Русский, 2 — Калушский, 3 — Городокский, 4 — Краковецкий, 5 — Предкарпатский, 6 — Ужоцкий, 7 — Черноголовский, 8 — Закарпатский); 3 — линия надвига Складчатых Карпат, 4 — положение геотермических профилей; тектоническое районирование: I — склон Восточно-Европейской платформы (Львовский палеозойский прогиб); Iа — Внутренняя (Росточская) зона Львовского палеозойского прогиба; II — Западно-Европейская (палеозойская) платформа (Рава-Русская зона); зоны Предкарпатского прогиба [Тектонічна…, 2007]: IIIа — Бильче-Волицкая, IIIб — Самборская, IIIв — Бориславско-Покутская; зоны Складчатых Карпат: IV — Скибовая, V — Кросно, VI — Дуклянская, VII — Черно- горская, VIII — Поркулецкая, IX — Магурская, X — Раховская, ХI — Мармарошских утесов, ХII — Пьенинских утесов; ХIII — Вигорлат-Гутинская вулканическая гряда, ХIV — Закарпатский прогиб, ХV — Мармарошский массив; XVI — Паннонский бассейн. Р. И. КУТАС 6 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 стемы надвигов и глубоких осадочных бассей- нов — Львовского палеозойского, Стрыйского юрского, Львовско-Люблинского мелового. Поле тепловых потоков. Измерения темпе- ратуры в глубоких скважинах и определения теплового потока проводились во всех круп- ных тектонических единицах Карпатского региона. Однако имеющийся материал очень неоднороден. Во-первых, пункты определения теплового потока распределены неравномер- но. В некоторых достаточно крупных и слож- нопостроенных тектонических зонах имеются лишь единичные определения. Вместе с тем на достаточно большом количестве локальных структур, главным образом нефтяных и газо- вых месторождениях, выполнены детальные геотермические исследования. Такое поло- жение с распределением пунктов измерения объясняется зависимостью геотермических исследований от стратегии и объемов буре- ния. Во-вторых, экспериментальные данные о плотности теплового потока имеют разные точность и надежность, поскольку для опреде- лений использовались результаты измерения температур разными термометрами в скважи- нах различной глубинности и разной степени готовности для проведения высокоточных гео- термических измерений. Заключения о региональных особенностях поля могут быть сделаны только на основе статистической обработки данных в рамках однородных тектонических элементов. По результатам такой обработки можно сделать вывод, что точность определения теплового по- тока в глубоких скважинах составляет 5—10 %. В скважинах глубиной свыше 1000 м суще- ственно уменьшается влияние поверхностных факторов — рельефа, изменений климата, ин- фильтрации вод, эрозии и др. В мелких сква- жинах надежность измерения температуры и определения тепловых потоков, естественно, уменьшается. Современные геотермические условия Кар- патского региона характеризуются большим разнообразием. Геотермические градиенты и тепловые потоки изменяются в 2—3 раза, а разница температур на одних и тех же глуби- нах достигает 40—45 °С. В региональном пла- не распределение геотермических параметров согласуется с тектоническим районировани- ем, однако особенности строения и развития земной коры отдельных тектоноструктурных элементов нередко нарушают эти закономер- ности, образуя сеть зональных и локальных аномалий. Главная особенность теплового по- ля Карпатского региона — его постепенное усложнение и повышение тепловых потоков от древней платформы к Альпийскому складча- тому поясу — от внешних зон к Паннонскому бассейну. Схемы распределения температур на глубине 3000 м и теплового потока представле- ны на рис. 2, 3. Температура на глубине 1000 м изменяется от 25—30 °С на склоне Восточно-Европейской платформы и большей части Предкарпатского прогиба до 65—70 °С в Закарпатском прогибе, соответственно на глубине 2000 м — от 40—50 до 95—105 °С, на глубине 3000 м — от 65—70 до 145—155 °С. На всех глубинных уровнях сохраняются практически одни и те же зако- номерности. Низкий уровень охватывает край древней платформы, Предкарпатский прогиб и северо-восточную часть Флишевых Карпат, включая значительную часть зоны Кросно. Следует отметить, что в перекрытой надви- гом Карпат части Предкарпатского прогиба и Внешних Складчатых Карпатах существует сеть сверхглубоких параметрических скважин (Борыня, Ломна, Шевченково, Мизунь, Меж- горье, Луги, Сергии и др.). В них на глубинах свыше 3000 м средний геотермический гради- ент сохраняет довольно стабильные значения (23—26 °С/км). При этом соблюдается тенден- ция к повышению градиента с юго-востока на северо-запад и с северо-востока на юго-запад. Аномалия повышенных температур выделяет- ся в юго-западной внутренней части Львовско- го палеозойского прогиба (Росточская зона) и северо-западной части Бильче-Волицкой зоны Предкарпатского прогиба. Аномалия продол- жается в северо-западном направлении за пределами территории Украины в Люблинской впадине. Заметное повышение температур в Карпатах наблюдается к юго-западу от Ужоц- кого разлома. Область высоких температур охватывает Закарпатский прогиб, Паннонский бассейн и зоны неовулканической активности. Примерно такие же закономерности на- блюдаются в распределении тепловых пото- ков. В прилегающих к Карпатам краевых зо- нах Восточно-Европейской платформы пре- обладают низкие значения тепловых потоков (38—50 мВт/м2). На этом фоне выделяется повышенными значениями (50—70 мВт/м2) внутренняя зона Львовского палеозойского прогиба. Аномалия продолжается вдоль края древней платформы в северо-западном направ- лении в Люблинской впадине. Тепловое поле Предкарпатского прогиба неоднородно. Тепловые потоки изменяются ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 7 от 30 до 70 мВт/м2. На большей части прогиба преобладают низкие значения (40—55 мВт/м2), но при этом сохраняются некоторые различия в распределении геотермических параметров между главными тектоническими зонами про- гиба. Повышенными тепловыми потоками и большей дифференциацией поля характери- зуется Бильче-Волицкая зона. Аномалия вы- соких тепловых потоков, достигающих на от- дельных структурах 60—70 мВт/м2, выделяется в северо-западной части между Городокским и Краковецким разломами по линии Бильче—Во- лица—Яворов. Повышение тепловых потоков до 50—55 мВт/м2 наблюдается также в юго- восточной части зоны. В центральной части, перекрытой Стебницким надвигом, тепловые потоки уменьшаются до 35—45 мВт/м2. Отно- сительно небольшое понижение тепловых по- Рис. 2. Схема распределения температур (°С) на глубине 3000 м в украинском секторе Восточных Карпат. Штриховые линии — границы тектонических зон. Р. И. КУТАС 8 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 токов (на 3—5 мВт/м2) отмечается во впадинах Крукеничской, Богородчанской, Косовской. Локальными аномалиями повышенных значе- ний (на 3—8 мВт/м2) выделяются газовые ме- сторождения. В погруженной Самборской зоне прогиба тепловые потоки уменьшаются до 35— 42 мВт/м2, а в Бориславско-Покутской — повы- шаются до 40—55 мВт/м2. На отдельных струк- турах в сводах складок и над нефтяными ме- сторождениями они достигают 60—65 мВт/м2. Тепловое поле здесь более дифференцирова- но. Характерная особенность теплового режи- ма этой зоны — значительные колебания гео- термического градиента с глубиной, а также их несоответствие в одних и тех же стратигра- фических горизонтах аллохтона и автохтона. В Складчатых Карпатах геотермические ис- следования проводились в одиночных скважи- нах, распределенных по площади неравномер- но, но имеющийся материал позволяет выявить здесь определенные закономерности, в первую очередь существенные различия во внешних и внутренних зонах Флишевых Карпат. Во Флишевых Карпатах тепловые потоки изменяются от 46 до 70 мВт/м2. Они увеличива- ются в направлении Закарпатского прогиба и Рис. 3. Схема распределения тепловых потоков (мВт/м2) в украинском секторе Восточных Карпат. ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 9 Паннонского бассейна. Однако деление Внеш- них Карпат на зоны не имеет четкого выраже- ния в теплом поле. В зонах Скибовой и Кросно сохраняются примерно такие же геотермиче- ские условия, как и в Бориславско-Покутской зоне прогиба. Тепловые потоки составляют 50—65 мВт/м2. Они повышаются в краевых зо- нах надвигов и над сводами складок. Заметно увеличение тепловых потоков южнее Ужоцко- го разлома. Эта закономерность наблюдается только перед Закарпатским прогибом. В За- падных Карпатах (за пределами Закарпатского прогиба) в направлении к массивам Внутрен- них Карпат не отмечается существенного по- вышения теплового потока. В Паннонском бассейне, во впадинах За- карпатского прогиба (особенно Восточно- Словацкой и Мукачевской), в других депресси- ях внутрикарпатской области тепловые потоки увеличиваются до 70—130 мВт/м2. Фоновый уровень составляет 90 мВт/м2. Значения, пре- вышающие 100 мВт/м2, образуют относительно ограниченные аномалии. Аномалии высоких тепловых потоков протягиваются вдоль цен- тральной части Закарпатского прогиба и Бе- реговского холмогорья. Высокими тепловыми потоками выделяют- ся области проявления неоген-плиоценового магматизма. При этом области миоценового среднего и кислого известково-щелочного вулканизма характеризуются более высокой геотермической активностью (90—130 мВт/м2) по сравнению с позднемиоценовыми и плио- ценовыми проявлениями андезитового (75— 100 мВт/м2). Интерпретация теплового поля и геотер- мические модели земной коры. Тепловое по- ле литосферы определяется ее энергетиче- ским балансом и условиями переноса тепла. Энергетический баланс формируется за счет ее внутренних источников тепла и тепла, по- ступающего из недр Земли к нижней границе литосферы. Главный источник тепловой энер- гии внутри литосферы — распад долгоживу- щих радиоактивных элементов, сосредоточен- ных в основном в верхней части земной коры (в осадочном и гранитном слоях). Мантийную составляющую формируют многие энергети- ческие процессы в недрах Земли, включая и первичное тепло ее образования. Их природа, как и механизм теплопередачи, очевидно, из- меняются по мере эволюции недр, а также с глубиной. Перенос тепла в жесткой литосфере осу- ществляется преимущественно за счет моле- кулярной теплопроводности горных пород, не- которую роль играет движение вещества, глав- ным образом, в виде потоков флюидов и газов. Однако на определенных этапах геологической эволюции энергетический баланс литосферы существенно нарушается в связи с активизаци- ей геодинамических процессов деструктивного типа, сопровождающихся изменением условий теплопередачи, включением более мощных механизмов теплопереноса и крупномасштаб- ными перемещениями глубинного вещества в виде конвективных потоков, плюмов, диапи- ров. Указанное приводит к разрушению литос- феры, образованию в ней очагов плавления и мощных потоков высокотермальных флюидов, поднятию астеносферы, усилению магматиче- ской, тектонической и геотермической актив- ности. После прекращения геодинамических активных процессов наступает период стаби- лизации теплового режима, который продол- жается сотни миллионов лет (200—300 млн лет). Со временем уровень тепловых потоков на этом этапе постепенно снижается, а тепловое поле характеризуется изменчивостью. Как по- казывает анализ экспериментальных данных, в современном тепловом поле еще могут сохра- няться возмущения, обусловленные средне- и позднепалеозойскими активными процессами [Кутас, 1978; Sclater et al., 1980; Кутас и др., 1989 и др.]. Конвергентные процессы также сопро- вождаются изменением структуры литосферы и ее теплового режима. Наиболее значитель- ные возмущения создаются субдукционными явлениями, формированием надсубдукцион- ных рифтов, вулканической и гидротермаль- ной деятельностью. На глобальные закономерности теплового режима литосферы, обусловленные ее эволю- цией, накладываются региональные и локаль- ные возмущения, связанные как с особенно- стями теплопереноса и распределения источ- ников тепла разной природы, так и с условиями геотермических изменений в конкретном ре- гионе, в частности с условиями теплообмена на поверхности, которые зависят от рельефа, из- менений климата, накопления осадков, эрозии и т. п. Все эти факторы в Карпатском регионе проявляются достаточно существенно. Однако их влияние уменьшается с глубиной и на глуби- нах свыше 1000 м практически приближаются к нулю. Многие из перечисленных процессов доступны для непосредственного изучения и учитываются путем внесения поправок в на- блюденные значения теплового потока. Наши построения базируются, главным образом, на Р. И. КУТАС 10 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 результатах измерений в глубоких скважинах, также широко использовался метод поправок при обработке экспериментальных данных [Кутас,1964, 1965, 1978, 1993; Кутас та ін., 1967; Кутас и др., 1971,1989; Литосфера…, 1993 и др.]. При интерпретации неоднородностей те- плового поля и построении геотермических моделей должны быть учтены источники тепла разной природы и изменения механизма тепло- переноса во времени и по глубине. В первую очередь должны быть выделены стационарная (вернее квазистационарная) составляющая поля, создаваемого фоновым глобальным те- пловым потоком в неоднородной литосфере, и нестационарные аномалии, обусловленные геодинамическими процессами. Влияние на тепловое поле неоднородного строения земной коры определялось из реше- ния стационарного уравнения теплопроводно- сти при известных структуре земной коры и распределении в ней радиогенных источников тепла и теплофизических параметров среды. Модель структуры коры строилась на основе геолого-геофизических данных. Наиболее пол- ная информация о строении и свойствах коры получена вдоль профилей глубинного сейсми- ческого зондирования (ГСЗ). Неоднородная структура земной коры аппроксимировалась слоисто-блоковой моделью, в которой лате- ральные вариации параметров среды и состава пород представлены отдельными блоками, а их изменение с глубиной в пределах блоков — на- бором слоев с их постоянными средними зна- чениями (или изменяющимися по известному закону) [Кутас и др., 1989; Кутас та ін., 2003]. На нижней границе модели задавался тепловой поток, величина которого рассчитывалась по распределению радиогенных источников тепла и оптимизировалась по измеренному в припо- верхностном слое значению теплового потока. За региональный уровень стационарного ман- тийного теплового потока принималось также его среднее значение на докембрийской плат- форме (20±2 мВт/м2) [Кутас та ін., 2003). Такие модели вдоль нескольких профилей, пересе- кающих Восточные Карпаты, представлены на рис. 4—7, а данные о теплопроводности и радиогенной теплогенерации горных пород основных слоев и литостратиграфических комплексов земной коры приведены в таблице. Генерация радиогенного тепла в верхней части земной коры определена по усреднен- ным данным о радиоактивности горных пород [Кутас, 1978; Кутас и др., 1989]. В Карпатском регионе в терригенных кайнозойских отло- жениях радиогенная теплогенерация (Q) из- меняется от 0,6 до 2,0 мкВт/м3, в карбонатных отложениях составляет 0,4—1,0 мкВт/м3. Мак- симальными значениями Q (1,2—1,8 мкВт/м3) характеризуются менилитовые отложе- ния. Генерация тепла в метаморфизованных осадочно-вулканогенных образованиях фун- дамента составляет 0,9—1,3 мкВт/м3, в слоях кристаллической земной коры она определена по результатам обобщения большого экспери- ментального материала, а также с использова- нием корреляционных зависимостей между Q и скоростью распространения сейсмических волн (VP) [Кутас, 1978; Rybach, Buntebarth, 1982; Kutas, 1984; Cermak et al., 1990; Rybach, 1996]. В Карпатском регионе выполнен большой объем экспериментальных измерений тепло- физических параметров осадочных пород. Их теплопроводность — 1,3—3,0 Вт/(м·К) и более [Кутас, Гордиенко, 1971; Кутас и др., 1989; Гри- цик та ін., 2007 и др.]. Значительные вариации теплопроводности (от 1,6 до 3,2 Вт/(м·К)) харак- терны для флишевых отложений, представлен- ных переслаиванием алевролитов, аргиллитов, песчаников. Флиш разных зон, возраста, глу- бинности существенно различен. Пониженной средней теплопроводностью характеризуется менилитовая серия, повышенной — стрыйская. Средняя теплопроводность кристаллических пород принята равной 2,4—2,8 Вт/(м·К) для кислых и средних пород и 2,2—2,4 Вт/(м·К) — для основных. Интерпретация нестационарных анома- лий базируется на предположении, что они имеют геодинамическую природу и связаны с поднятием нагретого глубинного вещества (конвекция, адвекция, диапиризм). Интенсив- ность аномалии и время ее стабилизации не зависят от механизма поднятия глубинного вещества. Определяющими параметрами явля- ются высота подъема нагретого вещества и его температура, максимальное повышение кото- рой ограничивается солидусными значениями [Кутас, 1978; Кутас и др., 1989]. Распределение температур и тепловых потоков в этом случае находится на основе решения нестационарно- го уравнения теплопроводности. В итерацион- ном режиме подбирается такое распределение начальных температур в литосфере, которое наилучшим образом согласуется с современ- ным распределением измеренных в припо- верхностном слое тепловых потоков. Оконча- тельное распределение температур находится в виде суммы стационарных и нестационарных температур. ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 11 Те пл оп ро во дн ос ть (I , В т/ (м ·К )) и ге не ра ци я ра ди ог ен но го т еп ла (Q , м кВ т/ м 3 ) в о са до чн ы х от ло ж ен ия х Ук ра ин ск их К ар па т С тр ат иг ра ф ич ес ка я пр ин ад ле ж но ст ь П ре дк ар па тс ки й пр ог иб (Б ил ьч е- Во ли цк ая и С ам бо рс ка я зо ны ) С кл ад ча ты е К ар па ты и Бо ри сл ав ск о- П ок ут ск ая з он а За ка рп ат ск ий п ро ги б Л ит ол ог ия Q Л ит ол ог ия Q Л ит ол ог ия Q П ли оц ен О тл ож ен ия о тс ут ст ву ю т О тл ож ен ия о тс ут ст ву ю т Гл ин ы А ле вр ол ит ы П ес ча ни ки Ту ф ы 1, 2— 1, 5 1, 7— 2, 2 1, 8— 2, 5 1, 25 — 1, 5 1, 6± 0, 2 1, 3± 0, 2 М ио це н Гл ин ы А рг ил ли ты А ле вр ол ит ы П ес ча ни ки 1, 3— 1, 7 1, 7— 2, 3 1, 8— 2, 5 2, 2— 3, 2 1, 65 ±0 ,2 1, 2± 0, 2 Гл ин ы П ес ча ни ки А ле вр ол ит ы С ол ь 1, 4— 1, 8 2, 0— 2, 4 1, 7— 2, 2 3, 5— 4, 2 1, 8± 0, 2 1, 3± 0, 2 Гл ин ы А ле вр ол ит ы А рг ил ли ты П ес ча ни ки Ту ф ы А нд ез ит ы 1, 3— 1, 7 1, 7— 2, 0 1, 7— 2, 2 1, 9— 2, 8 1, 25 — 2, 2 1, 6— 2, 2 1, 7± 0, 2 1, 2± 0, 2 О ли го це н О тл ож ен ия о тс ут ст ву ю т Ф ли ш 1, 8— 2, 8 2, 2± 0, 2 1, 4± 0, 2 Гл ин ы А рг ил ли ты П ес ча ни ки 1, 4— 1, 8 1, 7— 2, 2 2, 0— 2, 8 1, 9± 0, 3 1, 1± 0, 2 Э оц ен » » 1, 8— 2, 5 2, 3± 0, 2 1, 3± 0, 3 — — — — П ал ео це н — » 2, 2— 3, 2 2, 4± 0, 2 1, 4± 0, 2 — — — — М ел П ес ча ни ки И зв ес тн як и А ле вр ол ит ы 2, 2— 2, 9 2, 0— 2, 6 1, 8— 2, 7 2, 4± 0, 3 1, 1± 0, 2 » 2, 2— 3, 3 2, 5± 0, 2 — А рг ил ли ты П ес ча ни ки И зв ес тн як и 1, 6— 2, 6 2, 0— 2, 8 2, 0— 3, 0 2, 3± 0, 2 1, 0± 0, 2 М ез оз ой — — 2, 4 1, 1 — — — — — — 2, 4 1, 1 Р. И. КУТАС 12 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 Современные геотермические модели зем- ной коры и верхней мантии построены вдоль четырех транскарпатских профилей, пересе- кающих Восточные Карпаты в центральной, северо-западной и юго-восточной частях. На всех сечениях сохраняется общая тектониче- ская зональность, обусловленная надвиговой структурой осадочной толщи, хотя прослежи- ваются и некоторые различия как в строении и эволюции земной коры, так и в характере теплового поля. Модели построены вдоль сейс- мических профилей. Сейсмические данные, дополненные материалами геологических ис- следований и бурения, являются наиболее на- дежной исходной информацией для воссоздания структуры земной коры, выделения в ее разрезе структурно-стратиграфических комплексов и блоков, оценки физических параметров гор- ных пород, построения геодинамической схемы развития. В Карпатском регионе создана сеть сейсмических профилей, на которых прово- дились исследования методами отраженных волн (МОВ) и общей глубинной точки (ОГТ), а также серия региональных секущих профилей, исследованных методом КМПВ—ГСЗ с целью картирования фундамента [Заяць, 2013]. На них отсутствуют детальные скоростные характери- стики земной коры, но выделяется несколько сейсмических горизонтов, соответствующих определенным геологическим границам. На всех профилях прослеживаются погружение докем- брийского фундамента и увеличение мощности осадочного слоя в юго-западном направлении (под Складчатые Карпаты). Осевая зона макси- мального погружения протягивается с северо- запада на юго-восток через населенные пункты Добромиль—Сколе—Долина—Верховина. Глу- бины погружения постепенно уменьшаются в том же направлении от 20 до 9 км. Наиболее детально изучена земная кора центральной ча- сти Восточных Карпат, которую пересекают два профиля ГСЗ: геотраверс ІІ DOBRE-3, или PAN- CAKE (сокращения от главных тектонических элементов: Pannonian — Carpathians — Craton Europe). Полевые работы по геотраверсу ІІ вы- полнялись еще в конце 1960-х годов. Их резуль- таты неоднократно переинтерпретировались. Построены комплексные геофизические моде- ли, включая и геотермические [Литосфера…, 1988, 1993; Кутас и др., 1989 и др.]. Исследования по профилю DOBRE-3 про- водились в 2008 г. Применение более совре- менных технологий и методик при выполнении полевого эксперимента и обработке данных позволили увеличить объем информации о строении земной коры и ее скоростном раз- резе. В частности, установлены более деталь- ная слоисто-надвиговая структура осадочной толщи, значительные вариации внутреннего строения кристаллической коры и топографии раздела Мохо, скоростные неоднородности коры и верхней мантии [Starosteniko et аl., 2013]. Профиль DOBRE-3 проходит с северо- востока на юго-запад через населенные пункты Ривно—Броды—Стрый—Сколе—Мукачево и, в соответствии с принятым тектоническим районированием Карпатского региона и при- легающих территорий [Тектоническая…, 1986; Тектонічна…, 2007 и др.] (см. рис. 1), пересекает тектонические элементы юго-западного скло- на Восточно-Европейской платформы (склон Украинского щита (УЩ), Волыно-Подольскую плиту, Львовский палеозойский прогиб) (ин- тервал 650—350 км), Предкарпатский прогиб (340—295 км), Внешние Восточные (Флише- вые) Карпаты (295—200 км), Закарпатский про- гиб (200—163 км), Паннонский бассейн (инт. 163—0 км) (рис. 4). С учетом строения и эволю- ции земной коры, ее скоростного разреза, фор- мирования осадочной толщи, распределения тепловых потоков в пределах профиля можно выделить три сектора, разделенных сутурными зонами продолжительного развития — Тейс- сейра—Торнквиста и Пьенинских утесов. Северо-восточный сектор представлен струк- турами Восточно-Европейской платформы: Волыно-Подольской моноклиналью, Львовским палеозойским и Предкарпатским неогеновым прогибами. Кора имеет мощность 42—48 км, со- стоит из слоя разновозрастных осадков и трех слоев кристаллических пород. Толщина осадочного слоя увеличивается в юго-западном направлении от 0,4—0,5 км на склоне УЩ до 5—6 км во Львовском палеозой- ском прогибе. Осадки представлены отложе- ниями рифея, палеозоя, мезозоя. В Предкар- патском прогибе платформенные отложения мезозоя перекрыты молассовой толщей неоге- на. Скорость распространения упругих коле- баний в кайнозойских отложениях составляет 3,4—4,1 км/с. Максимальная скорость в палео- зойских породах достигает 5,15—5,28 км/с. Ге- нерация радиогенного тепла в осадках изме- няется от 0,7 до 1,5 мкВт/м3, среднее значение — 1,2 мкВт/м3. Их теплопроводность варьирует в пределах 1,3 (неогеновые глины) — 2,8 (пес- чаники мезозоя) Вт/(м·К). Кристаллическая кора Восточно-Европей- ской платформы имеет типичное для кратонов трехслойное строение. ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 13 Мощность верхнего слоя (VP=6,1÷6,3 км/с) 20—25 км. В его пределах на глубинах 12—18 км выделяется слой разуплотненных пород с по- ниженной скоростью (VP=6,09÷6,1 км/с). Ге не- рация радиогенного тепла в верхней части слоя принята равной 1,2, в нижней — 0,8—1,0мкВт/м3 (рис. 4). В зоне перехода к Предкарпатскому прогибу этот слой постепенно углубляется и разрушается. Его мощность уменьшается. Средний слой (V =6,4÷6,7 км/с) имеет мощ- ность 9—10 км. Он постепенно углубляется в юго-западном направлении практически без изменения мощности. Генерация радиогенного тепла в нем составляет 0,4—0,5 мкВт/м3. Рис. 4. Геотермическая модель земной коры вдоль профиля DOBRE-3 (расположение профиля см. на рис. 1): а — кри- вые тепловых потоков, q — среднее значение по результатам измерения в скважинах; qm — мантийная составляющая; б — геолого-сейсмический разрез [Starostenko et al., 2013]; в — геотермическая модель: распределение радиогенных источников тепла (мкВт/м3) (цифры слева) и теплопроводность горных пород (Вт/(м·К)) (цифры справа). Изолинии — температура, °С. А — поверхность астеносферы. Тектоническое районирование: ЗП — Закарпатский прогиб, СК — Складчатые Карпаты, ПП — Предкарпатский прогиб, ЛПП — Львовский палеозойский прогиб. Р. И. КУТАС 14 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 Мощность нижнего слоя (V =6,8÷7,4 км/с) уменьшается в сторону Предкарпатского прогиба от 16 до 6 км. Генерация радиогенно- го тепла в нем принята равной 0,2 мкВт/м3. В северо-восточной части профиля в пределах Волыно-Подольского блока под зоной Волын- ских траппов в этом слое непосредственно над разделом Мохо выделяется куполообразное высокоскоростное тело (V =7,26÷7,40 км/с). В нем предполагается уменьшение генерации тепла до 0,1—0,15 мкВт/м3. Теплопроводность в кристаллической коре уменьшается с глуби- ной от 2,7—2,5 до 2,4—2,3 Вт/(м·К). Скорость в породах верхней мантии в этой части профиля достигает 8,3 км/с. Плотность теплового потока изменяется от 38—40 до 45—48 мВт/м2, радио- генный поток коры составляет 20—28 мВт/м2, вклад мантии — 21±2 мВт/м2. Температура на глубинах 10, 20 и 30 км достигает соответствен- но 175—190, 310—330 и 420—440 С, на разделе Мохо — 580—700 °С. Центральная часть профиля представлена Бориславско-Покутской зоной Предкарпат- ского прогиба и Внешними Складчатыми Кар- патами. Юго-западная граница зоны проходит по зоне Пьенинских утесов. Этот участок про- филя охватывает юго-западный край Евразий- ской плиты и является своеобразной переход- ной зоной, в пределах которой постепенно из- меняются мощность, структура земной коры, а также плотность теплового потока и другие параметры геофизических полей. Главная осо- бенность строения коры этой части профиля — наличие под надвигом Внешних Карпат глу- бокого прогиба в континентальной коре Вос- точно-Европейской платформы. Мощность осадков в нем превышает 20 км. Осадочная тол- ща состоит из трех слоев. Толщина верхнего слоя (V =4,35÷4,65 км/с) изменяется от сотен метров в северо-восточной части до 7 км в юго- западной, среднего (V =5,45÷5,55 км/с) — от 2 до 8 км и нижнего слоя (V =5,29 км/с) от 1—2 до 8 км. Прогиб не симметричен. На северо- восточном борту два нижних слоя постепен- но погружаются с увеличением мощности под Предкарпатский прогиб и Внешние Карпаты. На юго-западе они срезаются приподнятым Пьенинским блоком кристаллической коры, которая своей микроблоковой структурой существенно отличается от коры Восточно- Европейской платформы и Закарпатского прогиба. Мощность верхнего слоя также по- степенно увеличивается от Предкарпатского прогиба, где он выклинивается и замещается низкоскоростным слоем моласс (V =3,1 км/с), в направлении зоны Пьенинских утесов. В юго- западной части он расслаивается и перекры- вает Пьенинский блок кристаллической коры. Его мощность уменьшается до 4—5 км. Скоростной разрез осадочной толщи про- гиба может иметь несколько вариантов гео- логической интерпретации [Starostenko et al., 2013]. Верхний слой, мощность которого до- стигает 7 км, очевидно, соответствует надви- гу Флишевых Карпат, хотя следует отметить, что пробуренные вблизи профиля в Скибовой зоне и зоне Кросно сверхглубокие скважины, в частности скв. Синевидное-1 глубиной 7000 м и скв. Шевченково-1 глубиной свыше 7500 м, из аллохтона не вышли. Средний слой может соответствовать автохтонным флишевым от- ложениям мела—палеогена. Наибольшая неопределенность возникает с геологической привязкой нижнего слоя. Он может быть представлен образованиями ри- фея, палеозоя, мезозоя. Учитывая его посте- пенное погружение от края кратона, предпо- чтение следует отдать отложениям палеозоя, для которых характерны аналогичные скоро- сти в пределах платформенной части профи- ля. Геологическая интерпретация скоростно- го разреза в рассматриваемом регионе важна прежде всего для понимания эволюции земной коры. Для построения геотермической модели выбор в рамках предложенных вариантов не имеет определяющего значения, поскольку мощность слоя не очень большая, а генерация радиогенного тепла в осадках разного возраста существенно не различается (1,0—1,3 мкВт/м3). Верхний слой кристаллической коры под прогибом Внешних Карпат практически полно- стью разрушается, а средний и нижний слои продолжаются почти без изменения и срезают- ся поднятием раздела Мохо под юго-западной частью прогиба, где мощность земной коры уменьшается от 48 до 28 км. При этом умень- шается сейсмическая скорость мантийных по- род от 8,3 до 8,1 км/с. Генерация радиогенного тепла во флишевых отложениях составляет 1,3—1,8, в породах платформенного основания — 0,8—1,2 мкВт/м3. Радиогенный тепловой по- ток земной коры в Восточных Карпатах увели- чивается до 28—35 мВт/м2. Мантийная состав- ляющая в северо-восточной части составляет 21—23 мВт/м2. В юго-западном направлении от зоны Кросно она постепенно увеличива- ется до 30—35 мВт/м2. Общий тепловой поток повышается от 55—60 до 65—70 мВт/м2. Соот- ветственно, увеличивается и температура на одних и тех же глубинах: на глубине 10 км — до ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 15 260—280 С, на глубине 20 км — до 440—460 С, на глубине 30 км — до 610—630 С. На разделе Мохо она достигает 750—800 С. Относительно низкий уровень тепловых потоков в северо-восточной части Флишевых Карпат свидетельствует о наличии под ними докембрийского или раннепалеозойского фун- дамента. Глубокий прогиб под ними не имеет рифтовой природы. Он связан с погружением края Восточно-Европейской платформы в ре- зультате ее коллизионного взаимодействия с микроплитами Алькапа и Тиссия. Постепенное повышение тепловых потоков в юго-западной части зоны Кросно, в Дуклянской и Поркулец- кой зонах обусловлено поднятием в конце оли- гоцена—миоцене астеносферы в Паннонском бассейне и Закарпатском прогибе, где тепловые потоки достигают максимальных значений. Юго-западная часть профиля представлена Закарпатским прогибом и Паннонским бассей- ном. Этот участок характеризуется уменьше- нием мощности земной коры до 22—28 км и уве- личением теплового потока до 70—130 мВт/м2. Земная кора здесь представлена слоем нео- ген-четвертичных осадков (H=3÷4 км, VP=2,4÷ ÷3,1 км/с) и двумя слоями кристаллической коры (VP=5,9÷6,3 и VP=6,4÷6,5 км/с). На разделе Мохo VP=7,8÷8,0 км/с. Скоростные горизонты земной коры выделяются фрагментарно. Гене- рация радиогенного тепла в осадках и верхнем слое кристаллической коры принята равной 1,0 мкВт/м3, в нижнем— 0,4 мкВт/м3. Вклад зем- ной коры в общий тепловой поток составляет 17—22 мВт/м2, вклад мантии увеличивается до 60—65 мВт/м2. Значительные площади за- нимают локальные аномалии с амплитудой до 15—35 мВт/м2, связанные с отдельными ман- тийными и коровыми магматическими очагами и гидротермальными потоками. Температура в земной коре повышается до 330—380 С на глубине 10 км, до 550—650 и 720—820 С соот- ветственно на глубинах 20 и 30 км. На разделе Мохо она достигает 640—800 С. В центральной части Украинских Карпат в 1960—1970-х годах были проведены исследова- ния земной коры методом ГСЗ на геотраверсе ІІ, который пересекает Карпаты к юго-востоку от профиля DOBRE-3 почти параллельно на рас- стоянии 20—35 км (см. рис. 1, 5) [Литосфера…, 1988, 1993]. По результатам этих исследований в земной коре было выделено несколько сейс- мических границ, которые отождествлялись с поверхностью рифейского и (или) докембрий- ского фундаментов, подошвой метаморфизо- ванного слоя, поверхностями базальтового и коромантийного слоев, разделом Мохо. Эти границы прослеживаются в основном фраг- ментарно в виде отдельных площадок (рис. 5). Важно отметить, что почти все они выделены и на профиле DOBRE-3 практически на тех же глубинах. Расхождения в основном не превы- шают 1—3 км. Детальный скоростной разрез, полученный по результатам исследований на профиле DOBRE-3, дает намного больше инфор- мации о структуре и динамике земной коры, и в первую очередь о структуре осадочного слоя Флишевых Карпат и положении раздела Мохо. По результатам интерпретации сейсми- ческих данных на геотраверсе ІІ к надвигу фли- шевых отложений был отнесен верхний слой, мощность которого составляет 10—14 км. Под ним выделено два слоя: верхний (мощностью 3—4 км) отождествлялся с осадками мезозоя— палеозоя, нижний — с образованиями неопро- терозоя. Их общая мощность 18—22 км. На гео- траверсе ІІ кора в платформенной части имеет мощность 38—42 км. Под Внешними Карпатами в основании земной коры выделен «корень», представленный так называемой коромантий- ной смесью, мощностью 20—25 км. Раздел Мохо протрассирован здесь на глубинах 54—65 км. На профиле DOBRE-3 мощность коры под платформенной частью составляет 42—46 км, «корень» под Внешними Карпатами практи- чески отсутствует. Раздел Мохо выделен на глубинах 42—48 км, но в мантии почти на тех же глубинах (60 и 75 км) выделены дополни- тельные отражающие горизонты. При срав- нении этих результатов возникают сомнения относительно реального существования таких различий в строении земной коры в подобных тектонических условиях на расстоянии до 30 км. По мнению автора, их следует связы- вать с методическими особенностями обра- ботки полученных материалов. Не вдаваясь в анализ сейсмических и других геофизических данных, можно предположить, что положение раздела Мохо ближе к реальному на профиле DOBRE-3. Отмеченные различия в строении коры практически не отражены на геотерми- ческих моделях и построенных температурных разрезах. Разница в значениях температур на одних и тех же глубинах в коре не превышает 10—15 °С. Объясняется это тем, что, как уже указывалось, осадочные породы разного воз- раста мало различаются по генерации радио- генного тепла, а «корень» в основании коры имеет очень низкое содержание радиоактив- ных элементов. На рис. 6 представлена геотермическая мо- Р. И. КУТАС 16 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 дель земной коры северо-западной части Укра- инских Карпат по профилю Чоп—Рудки—Ве- ликие Мосты (профиль РП V) [Тектонічна…, 2007; Заяць, 2013]. Сейсмические исследова- ния на этом профиле также были выполнены в 1970-х годах. В общих чертах строение зем- ной коры, распределение тепловых потоков и теплофизических параметров на этом профиле мало отличаются от рассмотренных выше на профиле DOBRE-3 и геотраверсе ІІ. Основное различие в распределении тепловых потоков состоит в существовании геотермических ано- малий в Бильче-Волицкой зоне Предкарпатско- го прогиба и в Росточской зоне Львовского палеозойского прогиба. Аномальным зонам соответствует повышение мантийного потока до 35—40 мВт/м2 и температур в земной коре. Температура на границе Мохо изменяется от 530 до 760—800 С. В юго-восточной части Карпат геотерми- ческая модель земной коры построена вдоль сейсмического профиля ХVIII. С северо- востока на юго-запад профиль пересекает Предкарпатский прогиб, Скибовую, Черно- горскую и Поркулецкую зоны Складчатых Карпат и выходит на Мармарошский массив (рис. 7). В окрестностях профиля по резуль- татам бурения и сейсмических исследований [Заяць, 2013] под надвигом флиша Складчатых Карпат и Бориславско-Покутской зоны, моласс Самборской зоны залегают отложения авто- хтона, представленные породами миоцена Рис. 5. Геотермическая модель земной коры Карпат вдоль геотраверса II [Кутас, 1988, 1993]: а — тепловой поток: q — измеренный, qm — мантийный, q — аномальный в Закарпатском прогибе; б — структура земной коры [Литосфера …, 1988]: 0 — поверхность рифея, 1 — поверхность дорифейского фундамента; 2 — поверхность протофундамента; 3 — поверхность нижнего (базальтового) слоя земной коры; К-М — поверхность слоя «коромантийной смеси»; М — поверхность Мохо. Штриховые линии — изотермы (°С). ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 17 Бильче-Волицкой зоны и платформенными от- ложениями мела и юры. В наиболее погружен- ной части мощность осадков достигает 8—9 км (рис. 7, б). Мощность земной коры составляет 40—45 км. Тепловой поток изменяется от 36 до 58 мВт/м2. Минимальные значения характерны для Самборской зоны. Радиогенная составляю- щая теплового потока земной коры изменяется от 19 до 28, мантийная — от 20 до 30 мВт/м2. Температура на глубине 10 км составляет 140—200 С, на глубинах 20 и 30 км — соот- ветственно 285—400 и 410—530 °С, на разделе Мохо — 580—660 °С (рис. 7, в). Геолого-геофизический анализ неоднород- ностей теплового поля. С учетом результатов интерпретации и моделирования теплового поля сделана попытка оценить роль геологи- ческих и геодинамических факторов в фор- мировании его неоднородностей, в частности роль глубинного потока тепла и радиогенных источников в земной коре. Наибольшей стабильностью характери- зуется тепловое поле юго-западного склона Восточно-Европейской платформы. При зна- чениях наблюденного теплового потока 40— 48 мВт/м2 вклад земной коры здесь составляет 20—28, мантии — 20±2 мВт/м2.. Дифференциа- ция теплового поля увеличивается во Львов- ском палеозойском прогибе. Геотермической аномалией выделяется внутренняя зона про- гиба. Ее невозможно увязать с генерацией радиогенного тепла в земной коре. Повышен- ный поток тепла (30—35мВт/м2) поступает из мантии. Очевидно, он связан с многократной тектонической активизацией этого региона в позднем палеозое—кайнозое и значительной раздробленностью земной коры. В пользу та- кого заключения свидетельствуют достаточно убедительные геологические аргументы. Львовский палеозойский прогиб охваты- вает крайнюю юго-западную часть Восточно- Европейского кратона, которая сохраняла вы- сокую тектоническую подвижность начиная с докембрия. В основании прогиба залегают сильно дислоцированные отложения верхнего докембрия и нижнего палеозоя [Глушко, 1968]. На альпийском этапе тектоническая актив- ность началась здесь в мезозое. Она проявилась Рис. 6. Геотермическая модель земной коры Карпат вдоль профиля РП V (северо-западная часть Украинских Карпат). Геологический разрез верхней части коры приведен по [Атлас …, 1998; Заяць, 2013] с дополнениями автора. Текто- нические зоны Предкарпатского прогиба: Б-П — Бориславско-Покутская, См — Самборская, Б-В — Бильче-Волицкая. Остальные условные обозначения см. на рис. 4. Р. И. КУТАС 18 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 в формировании в юре и мелу соответственно Стрыйского и Львовско-Люблинского проги- бов, а также системы разрывных нарушений. Донеогеновые отложения разбиты густой се- тью разломов северо-западной (параллельной границе платформы) ориентировки. Разломы пересекают палеозойские и мезозойские ком- плексы и заканчиваются в неогеновых отложе- ниях [Карпатська…, 2004]. В раннем неогене разломы проявились в виде сбросов. Это по- зволяет предполагать, что в то время в краевой части платформы или на ее отдельных участках были условия растяжения. Декомпрессионный режим и повышенная проницаемость литосфе- ры способствовали поднятию глубинных флю- идов и, возможно, появлению очагов частично- го плавления в земной коре. Разломы имеют субкарпатское простирание, но образуют с основными границами зон Складчатых Карпат и линией их надвига на Предкарпатский про- гиб острый угол. Наличие двух разных систем нарушений свидетельствует о существовании двух фаз тектонической активности — домио- ценовой и послемиоценовой. При этом зона домиоценовой активности продолжается в северо-западном направлении далеко за преде- лы Карпат. Кроме того, рассматриваемая часть Львовского палеозойского прогиба распола- гается в области поворота Карпатской дуги и границы между Западными и Восточными Карпатами, которые в неогене находились под действием разнонаправленных сил сжатия: в Западных — меридионального, в Восточных — диагонального (с юго-запада на северо-восток). Подобные геодинамические условия сопрово- ждались образованием сдвиговых напряжений и дополнительных зон локального растяжения на фоне регионального сжатия. По-видимому, подобные геотектониче- ские условия распространялись и на северо- западную часть Предкарпатского прогиба, где также выделяется аномалия повышенно- го теплового потока, которая протягивается вдоль Бильче-Волицкой зоны прогиба северо- Рис. 7. Геотермическая модель земной коры вдоль профиля Р 5 (юго-восточная часть Украинских Карпат). Геологический разрез верхней части земной коры приведен по [Тектонічна…, 2007; Заяць, 2013], с дополнениями автора. Условные обозначения см. на рис. 4, 6. ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 19 западнее Стрыйского поперечного разлома. Аномалия не ограничена прогибом. На северо- западе она выходит за его пределы, и, очевид- но, ее образование связано [Кутас, 1978] с бо- лее ранними геодинамическими процессами. Тепловое поле в северо-западной части ре- гиона (краевая часть Львовского палеозойского прогиба, Рава-Русская зона каледонской ста- билизации, Бильче-Волицкая зона альпийского прогиба) отличается большой дифференциаци- ей, но недостаток измерений в глубоких сква- жинах не позволяет охарактеризовать все его особенности. Вероятно, здесь находится серия локальных аномалий, связанных с выносом до- полнительного тепла по нарушенным зонам. Со- гласно результатам осреднения геотермических данных, можно предположить существование в этом районе двух аномалий, разделенных Рава-Русским клином раннепалеозойской плат- формы с пониженной геотермической актив- ностью. Зона пониженных тепловых потоков продолжается к северо-западу на территории Польши. В пределах Малопольского массива мантийная составляющая теплового потока оценена в 22—24 мВт/м2 [Majorovicz et al., 2003]. Восточно-Европейскую платформу и струк- туры, которые активно развивались в палеозое— мезозое, разделяет Центрально-Европейская сутурная зона (зона Тейссейре—Торнквиста). На рассматриваемой территории она четко не выделяется ни в структуре земной коры, ни в геофизических полях. Строение зоны детально изучено на территории Польши [Sroda et al., 2002, 2006; Janik et al., 2011 и др.]. Здесь она объединяет разномасштабные и разновоз- растные блоки, отличающиеся друг от друга строением земной коры и историей развития. В тепловом поле зона Тейссейре — Торнквиста не имеет однозначного выражения. Преоблада- ют низкие тепловые потоки, характерные для Восточно-Европейской платформы. Их повы- шение отмечается только в активизированных в мезо-кайнозое зонах, в частности во Львовско- Люблинской впадине. В Предкарпатском прогибе преобладают низкие тепловые потоки (40—50 мВт/м2). Анома- лия повышенных значений выделяется только в северо-западной части Бильче-Волицкой зоны. Отмечается уменьшение тепловых потоков в юго-западном направлении на 5—10 мВт/м2. Оно обусловлено увеличивающейся мощно- стью молодых низкотеплопроводных осадков. Снижение тепловых потоков под влиянием мо- лодых осадков фиксируется в Крукеничской и Косовской впадинах (до 3—6 мВт/м2). Мантий- ный тепловой поток в Предкарпатском проги- бе составляет 20—24 мВт/м2 и практически не отличается от уровня мантийного потока до- кембрийской и раннепалеозойской платформ. В Бориславско-Покутской зоне Предкар- патского прогиба общий уровень тепловых потоков повышается и выделяются локальные аномалии. Они концентрируются в основном в зонах выклинивания покровов, над сводами складок и нефтегазовыми структурами. Их формирование связано с анизотропией тепло- физических свойств пород, особенно флише- вой толщи, динамикой флюидов, образованием надвигов. Перемещение больших масс гор- ных пород сопровождалось как выделением дополнительного тепла за счет трения, так и изменением условий теплопереноса в связи с увеличением мощности осадков, скорости движения вдоль контактов подземных вод и газов глубинного происхождения. Однако все эти факторы создают относительно локальные аномалии, амплитуда которых не превышает ±10 мВт/м2. Общее повышение тепловых по- токов связано здесь также с увеличением за счет надвигов мощности верхней части земной коры с достаточно высокой генерацией радио- генного тепла. Коровая составляющая теплово- го потока увеличивается до 30—35 мВт/м2 при вкладе верхней мантии 22—25 мВт/м2. Низкие значения мантийной составляющей можно рассматривать как свидетельство наличия фун- дамента протерозойского или раннепалеозой- ского возраста. Подобные геотермические условия сохра- няются в передовых покровах Внешних Кар- пат. Фоновый уровень тепловых потоков со- ставляет 55—60 мВт/м2, на локальных участках потоки увеличиваются до 65 мВт/м2. Вариации геотермических градиентов и тепловых пото- ков создаются существенными нарушениями условий теплопереноса в верхней части раз- реза. С глубиной они стабилизируются. В юго-западной части зоны Кросно в на- правлении к Паннонскому бассейну тепловые потоки постепенно увеличиваются за счет ман- тийной составляющей, которая на границе с За- карпатским прогибом достигает 45—60 мВт/м2. Это повышение теплового потока в юго- западном направлении коррелируется с опре- деленными изменениями в строении земной коры. Под Карпатским трогом уменьшается толщина верхних горизонтов кристаллической коры, нарушается ее слоистость, в частности — четкое деление на гранитный, промежуточ- ный (диоритовый) и базальтовый слои. С при- Р. И. КУТАС 20 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 ближением к Закарпатскому прогибу слоистая структура сменяется кусочно-прерывистой, существенно уменьшается толщина нижнего слоя земной коры [Starostenko et al., 2013], из- меняется характер тектонических нарушений и увеличивается их количество. В Дуклянской зоне нарушения надвигового типа превраща- ются в сбросо-сдвиги [Карпатська…, 2004]. В Магурской зоне встречаются гидротермаль- ные проявления, а магурский флиш прорыва- ют интрузии гранодиоритов. В Мармарошской зоне появляются разломы сбросового типа, в Пьенинской — сбросы и обратные надвиги при общем уменьшении мощности осадочной толщи. С изменением структуры земной коры свя- заны нарушения условий теплопереноса и по- явление разномасштабных аномалий, которые накладываются на основной фон теплового поля, формирующийся за счет постепенного увеличения мантийной составляющей. Эти особенности строения земной коры и сопут- ствующее им повышение теплового потока свидетельствуют о высокой геодинамической активности на посторогенном этапе приле- гающей к Закарпатскому прогибу террито- рии и существовании переходной зоны (зоны взаимодействия) между Евразийской плитой и микроплитой Алькапа. Следует отметить, что зона повышенной тектонической и геотермической активности выделяется только в юго-западной части Вос- точных Карпат перед Закарпатским прогибом. В Западных Карпатах, где Внешние Карпаты контактируют с кристаллическими масси- вами Внутренних Карпат, геотермическая активность на этой границе не изменяется. Активизация геотермического режима отме- чается только при переходе к Паннонскому бассейну и зонам проявления кайнозойского вулканизма. Эти закономерности в распре- делении тепловых потоков создают весомые аргументы для предположения, что образова- ние глубокого трога под Внешними Восточны- ми Карпатами не сопровождалось выносом в кайнозое дополнительной глубинной тепловой энергии, формированием астеносферного вы- ступа и рифтогенной структуры. Повышенная геотермическая активность юго-западной ча- сти Восточных Карпат связана с неогеновыми геодинамическими процессами в Паннонском бассейне и частично с мезозойской активи- зацией при раскрытии флишевых бассейнов вдоль юго-западного края Евразийской плиты. Увеличение тепловых потоков до 70— 130 мВт/м2 в Паннонском бассейне, Закарпат- ском прогибе, зонах кайнозойского вулканиз- ма происходит за счет мантийной составляю- щей, которая достигает 65—70 мВт/м2. Допол- нительный приток тепла связан с поднятием астеносферы, ее поверхность в начале миоцена находилась на глубинах 40—50 км [Кутас и др.., 1989]. Многочисленные локальные геотерми- ческие аномалии связаны с коровыми и под- коровыми магматическими объектами, зонами повышенной тектонической и магматической активности. Приведенные результаты анализа геотер- мических условий Восточно-Карпатского ре- гиона свидетельствует об определенных зако- номерностях, которые четко контролируются, с одной стороны, региональной тектонической зональностью, направленностью геодинамиче- ского развития, возрастом и строением лито- сферы, с другой — геологическими, литологи- ческими, гидрогеологическими, геодинамиче- скими особенностями земной коры и ее кон- кретных структур. Низкий уровень тепловых потоков характерен для структур с докембрий- ским или раннепалеозойским фундаментом, не активизированным мезо-кайнозойскими гео- тектоническими процессами. Структуры, фор- мировавшиеся или подвергшиеся активизации в позднем палеозое—кайнозое, отличаются бо- лее высокими и дифференцированными тепло- выми потоками. В Карпатском регионе можно выделить три уровня теплового поля: qc=35÷50 мВт/м2 со средним значением мантийной составляющей qm=20±3 мВт/м2 на прилегающей к Карпатам докембрийской Восточно-Европейской плат- форме и частично в Предкарпатском прогибе и даже во внешних зонах Складчатых Карпат; q=50÷70 и qm=30÷40 мВт/м2 в пределах массивов Внутренних Карпат, а также в юго-западной части Внешних Карпат, фундамент которых сформировался на мезозойском этапе геоло- гической истории; q=70÷100, qm=55÷70 мВт/м2 в Паннонском бассейне, Закарпатском прогибе, зонах неогенового вулканизма. Если первый уровень принять за фоновый, то аномалии вто- рого (10—20 мВт/м2) и третьего (35—55 мВт/м2) уровней связаны с тектонотермической мезо- зойской и кайнозойской активизацией. Интер- претация аномалий выполнялась на основании численного решения нестационарного уравне- ния теплопроводности и предположения, что они связаны с поднятием глубинного нагретого вещества при температуре, достигающей со- лидусных значений для пород основного соста- ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 21 ва. Методом подбора в итерационном режиме находилось такое распределение начальных температур (или тепловых потоков), которое согласуется с современным распределением тепловых потоков в приповерхностном слое [Кутас и др., 1989, 2003]. Возраст мезозойских аномалий составля- ет 160—130 млн лет. На этом этапе изотермы солидусных температур (1200—1300 С) соот- ветствовали глубинам 40—60 км. Это был этап максимального повышения тепловых потоков, после которого началось постепенное охлажде- ние. Возраст кайнозойских аномалий состав- ляет 30—10 млн лет. На этапе максимальной активности их источник залегал на глубинах 30—50 км при температуре 1100—1150 С. Очевидно, частичное плавление мантийного вещества происходило при повышенном со- дер жании воды и наличии пород с понижен- ной температурой плавления. Поднятие асте- носферы сопровождалось образованием мно - гочисленных коровых очагов плавления и гид- ротермальной активности, которые проявля - ются в современном тепловом поле повыше- нием тепловых потоков до 110—130 мВт/м2. Возраст наиболее поздних магматических об- разований по геотермическим данным не пре- вышает 1—2 млн лет, глубина их залегания — 7—12 км. Очаги андезитового вулканизма Выгорлат-Гутинской гряды в сармате распола- гались на глубинах 30—50 км. Полученные по геотермическим данным оценки согласуются с результатами исследований раннемиоценово- го вулканизма [Ляшкевич, Яцожинский, 2005; Lexa et al., 2010; Pecskay et al., 2006]. Геодинамические процессы и связанная с ними активизация теплового режима оказали существенное влияние на структуру литосфе- ры и земной коры, физические параметры и фазовое состояние горных пород. Как следует Рис. 8. Зависимость между мощностью земной коры (Н, км), плотностью теплового потока (q) и распределением темпе- ратур ( ) в пределах украинского сектора Карпат: 1 — положение раздела Мохо по данным ГСЗ в пределах Украинских Карпат; 2 — положение раздела Мохо во внешней зоне Флишевых Карпат по данным ГСЗ на геотраверсе II; GWS и PWS — температуры солидуса соответственно кислых и основных пород при наличии воды [Wllie, 1979]; PDS — температура сухого солидуса основных пород. Р. И. КУТАС 22 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 из анализа геотермических данных, получен- ных в разных тектонических зонах, между плотностью теплового потока и мощностью земной коры существует тесная зависимость: увеличение теплового потока сопровождается уменьшением мощности земной коры и лито- сферы. Данная зависимость прослеживается в пределах структур разного возраста и про- исхождения, но особенно четко проявляется в молодых структурах [Kutas, 1984; Bodri, Bodri, 1985] (рис. 8). Эта закономерность фиксирует- ся на всех профилях, пересекающих Карпаты (см. рис. 4—7). Выпадает из указанной зависимости лишь «корень», выделенный на геотраверсе II. Этот факт подтверждает отмеченную выше установ- ленную несогласованность данной аномалии с более поздними сейсмическими исследова- ниями. Наличие обратной зависимости между мощ - ностью земной коры и плотностью теплово- го потока свидетельствует об определяющей роли мантийного теплового потока в форми- ровании аномалий теплового поля и утонении земной коры, которое может происходить за счет ее растяжения и подплавления при под- нятии астеносферы, изменения геологических параметров и фазового состояния пород при нарушении термодинамических условий. В Карпатском регионе современные тем- пературы на разделе Мохо изменяются от 500—550 С в Предкарпатском прогибе до 800—850 С в Закарпатском прогибе и Паннон- ском бассейне. При таких температурах поро- ды основного состава в низах земной коры и в верхней мантии в Предкарпатском прогибе могут быть представлены эклогитами, а во внутрикарпатской области — гранатовыми гранулитами [Ringwood, 1975]. Однако раздел Мохо не имеет фазовой природы. Изменение сейсмической скорости в верхах мантии об- условлено повышением температур, хотя не исключается также влияние изменения состава пород в связи с формированием зон плавления и активным магматизмом. Зависимость между распределением тепловых потоков или темпе- ратур и скоростным разрезом коры и верхней мантии подтверждается большим объемом экс- периментального материала [Black, Braile, 1982; Kubik, 1986 и др.]. По данным [Hyndman, Lewis, 1999], температурам от 400—500 до 800—850 С в подкоровой мантии соответствует изменение скорости (VP) от 8,25—8,18 до 7,92—7,96 км/с. Температура как определяющий параметр также контролирует положение и мощность астеносферы, выделяемой по геотермическим данным в виде слоя, в котором температуры достигают солидусных значений. На совре- менном этапе кровля астеносферы под Пан- нонским бассейном и Закарпатским прогибом находится на глубинах 65—80 км [Кутас, 1993; Кутас и др., 1989]. Под Складчатыми Карпа- тами она постепенно погружается до глубин 160—180 км, под Предкарпатским прогибом и краевой частью Восточно-Европейской плат- формы — до 200 км. Выводы. Украинский сектор Восточных Карпат и прилегающих прогибов характеризу- ется значительной дифференциацией теплово- го поля. Плотность теплового потока изменяет- ся от 35 до 130 мВт/м2. Региональное распреде- ление теплового потока обусловлено историей геологического развития региона. В нем можно выделить три геотермические зоны. Зона низ- кого теплового потока (35—55 мВт/м2) охваты- вает склон Восточно-Европейской платформы, а также распространяется на большую часть Предкарпатского прогиба и Внешних (Флише- вых) Карпат (Скибовый, значительную часть Кросненского и, по-видимому, Черногорского покровов), сформировавшихся на докембрий- ском и раннепалеозойском основании. Зона повышенных значений тепловых по- токов (55—70 мВт/м2) включает Внутренние Карпаты, а также юго-западные склоны Фли- шевых Карпат, активное развитие которых происходило в конце палеозоя—мезозое. Высокие тепловые потоки характерны для областей неоальпийской тектонической и вул- канической активности — Паннонского бас- сейна и Закарпатского прогиба. Эта главная закономерность в распределении теплового поля осложнена многочисленными разномас- штабными аномалиями, связанными с активи- зацией геодинамических процессов, перерас- пределением радиогенных источников тепла, изменением условий теплопереноса в земной коре и теплообмена на ее поверхности. Геолого-геофизический анализ и модели- рование теплового поля свидетельствуют о глубинной природе региональных аномалий теплового потока. Их создают глубинные те- пломассопотоки, сопровождающие геодина- мические процессы деструктивного типа и поднятие астеносферы (конвективные пото- ки, плюмы, разномасштабные диапиры и пр.) Дополнительный поток тепла из мантии до- стигает 20—50 мВт/м2. Большая роль в выносе глубинного тепла принадлежит долгоживущим глубинным разломам. Повышение теплового ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 23 потока за счет радиогенных источников теп- ла при увеличении мощности верхнего слоя земной коры (осадки, метаосадки, гранитный слой) в основном не превышает 10—12 мВт/м2. Распределение температур в литосфере со- гласуется с плотностью теплового потока. Они увеличиваются на одних и тех же глубинах от древней платформы к внутрикарпатскому бас- сейну с минимальной мощностью литосферы и земной коры. Температура на разделе Мохо изменяется от 500 до 800 С, на глубинах 20 и 40 км — соответственно от 320 до 600 и от 550 до 970 С. Повышение теплового потока в Паннонском бассейне связано с поднятием астеносферного слоя, которое сопровождается растяжением и разрушением литосферы, а также утонением, дроблением, подплавлением земной коры, формированием подкоровых и коровых оча- гов плавления. Между плотностью теплового потока и мощностью земной коры существует обратная зависимость. Атлас родовищ нафти і газу України. Т. 4, 5. Львів: Українська нафтогазова академія, 1998. Глушко В. В. Тектоника и нефтегазоносность Карпат и прилегающих прогибов. Москва: Недра, 1968. 264 с. Глушко В. В. Западные и Восточные Карпаты. В кн.: Литосфера Центральной и Восточной Европы. Молодые платформы и Альпийский складчатый пояс. Гл. ред. А. В. Чекунов. Киев: Наук. думка, 1994. С. 24—94. Гнилко О. М. Тектонічне районування Карпат у світ- лі терейнової тектоніки. Геодинаміка. 2011. № 1. С. 47—57. Грицик І., Куровець І., Осадчий В., Приходько О. Су- часний стан досліджень теплопровідності порід- колекторів вуглеводнів. Геологія і геохімія горю- чих копалин. 2007. № 3. С. 43—48. Заяц Х. Б. Основные поверхности земной коры Карпатского региона и прилегающего склона Украинского щита. Геофиз. журн. 1980. Т. 2. № 3. С. 29—34. Заяць Х. Б. Глибинна будова надр Західного регіону України на основі сейсмічних досліджень і на- прямки пошукових робіт на нафту і газ. Львів: Центр Європи, 2013. 80 с. Карпатська нафтова провінція. Відп. ред. В. В. Ко- лодій. Львів;Київ: Укр. видавничий центр, 2004. 388 с. Крупський Ю. З. Геодинамічні умови формування і нафтогазоносність Карпатського та Волино- Подільського регіонів України. Київ: УкрДГРІ, 2001. 144 с. Кутас Р. І. Вплив насувних структур на теплове поле в районі Карпат. Докл. АН УССР. 1965. № 8. С. 1031—1035. Кутас Р. И. Оценка искажающего влияния рельефа Список литературы на геотермические параметры. Геофиз. сб. АН УССР. 1964. Вып. 9. № 11. С. 49—55. Кутас Р. И. Поле тепловых потоков и термическая модель земной коры. Киев: Наук. думка, 1978. 140 c. Кутас Р. И. Тепловое поле и геотермический режим литосферы. В кн.: Литосфера Центральной и Восточной Европы. Обобщение результатов ис- следований. Киев: Наук. думка, 1993. С. 115—135. Кутас Р. И., Бевзюк М. И. Новые результаты опре- деления тепловых потоков на территории юго- запада СССР. Геофиз. сб. АН УССР. 1979. Вып. 87. C. 68—72. Кутас Р. И., Гордиенко В. В. Тепловое поле Украины. Киев: Наук. думка, 1971. 140 с. Кутас Р. И., Гордиенко В. В., Бевзюк М. И., Завгород- няя О. В. Новые определения теплового потока в Карпатском регионе. Геофиз. сб. АН УССР. 1975. Вып. 63. С. 68—71. Кутас Р. І., Корчагін І. М., Цвященко О. В., Зу- баль С. Д. Технологія моделювання теплового поля в складних однорідних та неоднорідних се- редовищах: програмне забезпечення, методичні принципи, практичні результати. Геоінформати- ка. 2003. № 2. С. 35—45. Кутас Р. І., Лялько В. І., Митник М. М. Вплив гідрогео- логічних факторів на результати геотермічних вимірів. Докл. АН УССР. 1967. № 12. С. 1077—1080. Кутас Р. И., Цвященко В. А., Корчагин И. Н. Модели- рование теплового поля континентальной лито- сферы. Киев: Наук. думка, 1989. 192 с. Литосфера Центральной и Восточной Европы. Геотраверсы I, ІI, V. Гл. ред. А. В. Чекунов. Киев: Наук. думка, 1988. 168 с. Литосфера Центральной и Восточной Европы. Обобщение результатов исследований. Гл. ред. Р. И. КУТАС 24 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 А. В. Чекунов. Киев: Наук. думка, 1993. 259 с. Литосфера Центральной и Восточной Европы. Мо- лодые платформы и Альпийский складчатый пояс. Гл. ред. А. В. Чекунов. Киев: Наук. думка, 1994. 332 с. Ляшкевич З. М., Медведев А. П., Крупский Ю. З., Ва- ричев А. С., Тимощук В. Р., Ступка О. О. Тектоно- магматическая эволюция Карпат. Киев: Наук. думка, 1995. 131 с. Ляшкевич З. М., Яцожинский О. М. Альпийский магматизм Украинских Карпат, его эволюция и геодинамика. Геофиз. журн. 2005. Т. 27. № 6. С. 1005—1011. Международная Тектоническая карта Европы и смежных областей. М-б 1:2500 000. Под ред. В. Е. Хаина. Москва: Наука, 1981. Осадчий В. Г., Грицик І. І., Приходько О. Ф. Геотерміч- ний режим та нафтогазоносність Лопушнянсько- го нафтогазоносного району. Геологія і геохімія горючих копалин. 1999. № 2. С. 42—51. Павлюк М. І., Медведєв А. П. Панкардія: проблеми еволюції. Львів: Ліга-Прес, 2004. 94 с. Тектонічна карта України. М-б 1:1 000 000. Ред. Д. С. Гурський, С. С. Круглов. Київ: УкрДГРІ, 2007. Тектоническая карта Украинских Карпат. М-б 1:200 000. Ред. В. В. Глушков, С. С. Круглов. Киев: Мингео УССР, 1986. Хаин В. Е. Региональная геотектоника: Альпийский средиземноморский пояс. Москва: Недра, 1984. 344 с. Black P. R., Braile L. W., 1982. Pn velocity and cooling of the continental lithosphere. J. Geophys. Res. 87, 10557—10568. Bodri L., Bodri B., 1985. On the correlation between heat flow and crustal thickness. Tectonophysics 120, 69—81. Cermak V., Bodri L., Rybach L., Buttenbarth G., 1990. Relalionship between seismic velocity and heat pro- duction: comparison of two sets of data and test of validity. Earth Planet. Sci. Lett. 99, 48—57. Cermak V., Bodri L., 1998. Heat flow map of Europe re- vised. Dtsch. Geophys. Ges. II, 58—63. Geothermal Atlas of Europe. Eds E. Hurtig, V. Cermak, R. Haenel, V. Zui. Hermann Haak Verlagsgesell- schaft mbH, Gotha, Germany, 1992. 156 p. Horváth F., 1993. Towards a mechanical model for the formation of the Pannonian basin. Tectonophysiсs 226, 333—357. Hyndman R. D., Lewis T. J., 1999. Geophysical conse- quences of the Cordillera-Craton thermal transi- tion in southwestern Canada. Tectonophysiсs 306, 397—442. Janik T., Crad M., Guterch A., Vozar J., Bielik M., Vo- zarova A., Hegedus E., Kovacs C. A., Kovacs I., Keller G. R., 2011. Crustal structure of the Western Carpathians and Pannonian Basin: Seismic mo- dels from CELEBRATION 2000 data and geologi- cal implications. J. Geodyn. 52 (is. 2), 97—113. doi: 10.1016/j. jog.2010.12.002. Konečny V., Kovač M., Lexa J., Sefara J., 2002. Neogene evolution of the Carpatho-Pannonian region: an in- terplay of subduction and back-arc diapiric uprise in the mantle. EGS Spec. Publ. Ser. 1, 165—194. Kubik J., 1986. The relation between the heat flow field and the distribution of the Pn-wave velocities for the European continent. Stud. Geophys. Geod. 30, 60—78. Kutas R. I., 1984. Heat flow, radiogenic heat and crustal thickness in southwest USSR. Tectonophysics 103, 167—174. Lenkey L., Dövényi P., Horváth E., Cloetingh S. A. P. L., 2002. Geothermics of the Pannonian basin and its bearing on the neotectonics. EGS Stephan Mueller Spec. Publ. Ser. 3, 29—40. Lexa J., Seghedi I., Nemeth K., Szakacs A., Konecny V., Pecskay Z., Fűlop A., Kovacs M., 2010. Neogene- Quaternary volcanic forms in the Carpathian-Pan- nonian Region: a review. Central Europ. J. Geophys. 2(3), 207—270. Majcin D., 1993. Thermal state of the west Carpathian lithosphere. Stud. Geophys. Geod. 37, 345—364. Majorowicz J. A., Cermak V., Safond J., Krzywiec P., Wroblewska M., Guterch A., Grad M., 2003. Heat flow models across the Trans-European Suture Zone in the area of the Polonaise’97 seismic experiment. Phys. Chem. Earth 28, 375—391. Pecskay Z., Lexa J., Szakacs A., Seghedi I., Bologh K., Konecny V, Zelenka T., Kovacs M, Poka T., Fűlőp A., Marton E., Panaiotu C., Cvetkovic V., 2006. Geo- chronology of Neogene magmatism in the Car- pathian arc and intra-Carpathian area. Geologica Carpathica 57(6), 511—530. Ringwood A. E., 1975. Composition and Petrology of the Earth’s Mantle. New York: McCraw-Hill, 618 p. Royden L., 1998. Late Cenozoic tectonics of the Panno- nian Basin system. In: The Pannonian Basin: A Study in Basin evolution. Eds L. H. Royden, F. Horvath. AAPG Memoir 45, 27—48. Rybach L., 1996. Heat sources, heat transfer, and rock types in the lower continental crust-inference from deep drilling. Tectonophysics 257, 1—6. ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 25 Rybach L., Buntebarth G., 1982. Relationship between the petrophysical properties, density, seismic veloc- ity, heat generation and mineralogical constitution. Earth Planet. Sci. Lett. 57, 367—376. Sandulescu M., 1998. Cenozoic tectonic history of the Carpathians. In: The Pannonian Basin: A Study in Basin evolution. Eds L. H. Royden, F. Horvath. AAPG Memoir 45, 17—26. Sclater J. G., Jaupart C., Galson D., 1980. The heat flow through oceanic and continental crust and the heat loss of the earth. Rev. Geophys. Space Phys. 18, 269—311. Šroda P., Gzuba W., Grad M., Gaczynski A., Guterch A. and POLONAISE Working Group, 2002. Three- dimensional seismic modeling of crustal structure in the TESZ region based on POLONAISE’97 data. Tectonophysics 360, 169—185. Šroda P., Gzuba W., Grad M., Guterch A., Tokarshi A. K., Janik T., Rauch M., Keller G. R., Hegedűs E., Vazar J. and CELEBRATION 2000 Working Group, 2006. Crustal and upper mantle structure of the Western Carpathians from CELEBRATION 2000 profiles CEL 01 and CEL 04: seismic models and geological im- plications. Geophys. J. Int. 167, 737—760. Starostenko V., Janik T., Kolomiyets K., Czuba W., Środa P., Grad M., Kovács I., Stephenson R., Lysyn- chuk D., Thybo H., Artemieva I. M., Omelchenko V., Gintov O., Kutas R., Gryn D., Guterch A., Hegedűs E., Komminaho K., Legostaeva O., Tiira T., Tolkunov A., 2013. Seismic velocity model of the crust and up- per mantle along profile PANCAKE across the Car- pathians between the Pannonian Basin and the East European Craton. Tectonophysics 608, 1049—1072. Wyllie P. J., 1979. Magmas and volatile components. Am. Mineral. 64, 469—500. Heat flow and geothermal crustal model of the Ukrainian Carpathians © R. I. Kutas, 2014 Within the limits of the Ukrainian sector of the East Carpathians and adjacent edge of the East European platform thermal flows vary from 35 to 130 mVt/m2. It has been shown on the base of geological-geophysical analysis and mathematical modeling of the heat flow that the principal regularities in distribution of thermal flow are controlled by regional tectonic zoning, which was formed by the process of geological development of the region. Low values of heat flow correspond to the structures with earth’s crust produced in Precambrian and Early Paleozoic (the slope of Pre- cambrian platform and considerable parts of Pre-Carpathian flexure and external flysh Carpathians). Variations of thermal flow within the Folded Carpathians are possibly stipulated by lateral changes of heat generation or heat conductivity within sedimentary layer. High thermal flows in the Panno- nian basin are associated with special features of tectonic evolution of lithosphere and earth’s crust during the Alpine stage and with magmatic activity. The increase of thermal flow is conditioned by stretching of the earth’s crust and lifting of asthenosphere. Key words: Carpathians, temperature, thermal flow, geothermic model, the earth’s crust. Atlas of oil and gas fields of Ukraine, 1998. Ed. M. M. Ivanyuta. Lviv: Tsentr Evropy. Vol. 4, 5 (in Ukrainian). Glushko V. V., 1968. Tectonics and oil-and gas bearing of the Carpathians and adjoining throughs. Moskow: Nedra, 264 p. (in Russian). Glushko V. V., 1994. Western and Eastern Carpathians. In: Lithosphere of Central and Eastern Europe belt. Young platforms and Alpine Folded (Ed. A. V. Cheku- nov) Kiev: Naukova Dumka, 24—94 (in Russian). Gnilko O. M., 2011. Tectonic zoning of the Carpathians in terms of the terrene tectonics. Geodinamika (1), 47—57 (in Ukrainian). References Grytsik I., Kurovets I., Osadchyi V., Prykhodko O., 2007. Modern state of studding heat conductivity of hy- drocarbon-reservoir rocks. Geologiya i geohimiya goryuchih kopalin 3, 43—48 (in Ukrainian). Zayats Kh. B., 1980. The Basic Crustal Surfaces of the Carpathian Region and the Ukrainian Shield Adja- cent Slope. Geofizicheskiy zhurnal 2(3), 29—34 (in Russian). Zayats Kh. B., 2013. Deep structure of the Western re- gion of Ukraine based on seismic investigation and directions of exploration works on oil and gas. Lviv: Tsentr Evropy, 80 p. (in Ukrainian). Carpathian petroliferous province, 2004. Editor-in- Р. И. КУТАС 26 Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 Chief V. V. Kolodiy. Lviv; Kyiv: Ukr. vidavnichiy tsentr, 388 p. (in Ukrainian). Krupski Yu. Z., 2001. Geodynamic conditions of form- ing and gas-bearing of the Carpathian and Volyn’- Podolian regions Ukraine. Kyiv: UkrDGRI Publ., 144 p. (in Ukrainian). Kutas R. I., 1965. Influence of thrust structures on heat field in the Carpathian region. Doklady AN USSR 8, 1031—1035 (in Ukrainian). Kutas R. I., 1964. Estimation of relief-distorting influ- ences on geothermal parameters. Geofizicheskiy sbornik AN USSR is. 9 (11), 49—55 (in Russian). Kutas R. I., 1978. Field of heat flow and thermal model of the crust. Kiev: Naukova Dumka, 140 p. (in Russian). Kutas R. I., 1993. Thermal field and geothermal regime of the lithosphere. In: Lithosphere Central and East- ern Europe. Summary of the Studies. Editors-in-Chief A. V. Chekunov. Kiev: Naukova Dumka, 115—132 (in Russian). Kutas R. I., Bevzyuk M. I., 1979. New results of heat flow determination. Geofizicheskiy sbornik AN USSR is. 87, 68—72 (in Russian). Kutas R. I., Gordienko V. V., 1971. Thermal field of the Ukraine. Kiev: Naukova Dumka, 140 p. (in Russian). Kutas R. I., Gordienko V. V., Bevzyuk M. I., Zavgorod- nyaia O. V., 1975. New heat flow determinations in the Carpathian region. Geofizicheskiy sbornik AN USSR is.63, 68—71 (in Russian). Kutas R. I., Korchagin I. M., Tsvyaschenko A. V., Zu- bal’ S. D., 2003. Modelling technology of thermal field in homogeneous and non-homogeneous envi- ronment programs, methodical principles, practical results. Geoinformatika 2, 35—45 (in Ukrainian). Kutas R. I., Lyalko V. I., Mytnik M. M., 1967. Influence of hydrogeological factors on results of geothermal measurement. Doklady AN UkrSSR 12, 1077—1080 (in Ukrainian). Kutas R. I., Tsvyaschenko V. A., Korchagin I. N., 1989. Thermal field modeling of the continental litho- sphere. Kiev: Naukova Dumka, 192 p. (in Russian). Lithosphere of Central and Eastern Europe, 1988. Gto- traverses I, II, V. Editor-in-Chief A. V. Chekunov. Kiev: Naukova Dumka, 168 p. (in Russian). Lithosphere of Central and Eastern Europe. Summary of the Studies, 1993. Editor-in-Chief A. V. Chekunov. Kiev: Naukova Dumka, 259 p. (in Russian). Lithosphere of Central and Eastern Europe. Young platforms and Alpine Folded, 1994. Editor-in-Chief A. V. Chekunov. Kiev: Naukova Dumka, 332 p. (in Russian). Lyashkevich Z. M., Medvedev A. P., Krupski Yu. Z., Va- richev A. S., Timoschuk V. R., Stupka O. O., 1995. Tec- tonic and magmatic evolution of the Carpathians. Kiev: Naukova Dumka, 131 p. (in Russian). Lyashkevich Z. M., Yatsozhynskiy O. M., 2005. The alpine magmatic activity of the Ukrainian Carpathians, its evolution and geodynamics. Geofizicheskiy zhurnal 27(6), 1005—1011 (in Russian). International tectonic map of Europe and adjacent re- gions 1:2500 000, 1981. Editor-in-Chief V. E. Khain. Moscow: Nauka (in Russian). Osadchuy V. G., Grytsik I. I., Prykhodko O. F., 1999. Geo- thermal regime and oil and gas-bearing potential of Lopushna oil and-bearing region. Geologiya i geo- himiya goryuchih kopalin (2), 42—51 (in Ukrainian). Pavlyuk M. I., Medvedev A. P., 2004. Pankardi: problems of evolution. Lviv: Liga-Press, 94 p. (in Ukrainian). Tectonic map of the Ukraine 1:1000 000, 2007. Eds D. S. Gurskiy, S. S. Kruglov. Kyiv: UkrDGRI Publ. (in Ukrainian). Tectonic map of the Ukrainian Carpathians 1:200 000, 1986. Eds V. V. Glushko, S. S. Kruglov. Kiev: Mingeo USSR (in Russian). Khain V. E., 1984. Regional geotectonic: Alpine Medi- terranean belt. Moscow: Nedra, 344 p. (in Russian). Black P. R., Braile L. W., 1982. Pn velocity and cooling of the continental lithosphere. J. Geophys. Res. 87, 10557—10568. Bodri L., Bodri B., 1985. On the correlation between heat flow and crustal thickness. Tectonophysics 120, 69—81. Cermak V., Bodri L., Rybach L., Buttenbarth G., 1990. Relalionship between seismic velocity and heat pro- duction: comparison of two sets of data and test of validity. Earth Planet. Sci. Lett. 99, 48—57. Cermak V., Bodri L., 1998. Heat flow map of Europe re- vised. Dtsch. Geophys. Ges. II, 58—63. Geothermal Atlas of Europe. Eds E. Hurtig, V. Cermak, R. Haenel, V. Zui. Hermann Haak Verlagsgesell- schaft mbH, Gotha, Germany, 1992. 156 p. Horváth F., 1993. Towards a mechanical model for the formation of the Pannonian basin. Tectonophysiсs 226, 333—357. Hyndman R. D., Lewis T. J., 1999. Geophysical conse- quences of the Cordillera-Craton thermal transi- tion in southwestern Canada. Tectonophysiсs 306, 397—442. Janik T., Crad M., Guterch A., Vozar J., Bielik M., Vo- zarova A., Hegedus E., Kovacs C. A., Kovacs I., ТЕПЛОВОЙ ПОТОК И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ УКРАИНСКИХ КАРПАТ Геофизический журнал № 6, Т. 36, 2014 27 Keller G. R., 2011. Crustal structure of the Western Carpathians and Pannonian Basin: Seismic mo- dels from CELEBRATION 2000 data and geologi- cal implications. J. Geodyn. 52(is. 2), 97—113. doi: 10.1016/j. jog.2010.12.002. Konečny V., Kovač M., Lexa J., Sefara J., 2002. Neogene evolution of the Carpatho-Pannonian region: an in- terplay of subduction and back-arc diapiric uprise in the mantle. EGS Spec. Publ. Ser. 1, 165—194. Kubik J., 1986. The relation between the heat flow field and the distribution of the Pn-wave velocities for the European continent. Stud. Geophys. Geod. 30, 60—78. Kutas R. I., 1984. Heat flow, radiogenic heat and crustal thickness in southwest USSR. Tectonophysics 103, 167—174. Lenkey L., Dövényi P., Horváth E., Cloetingh S. A. P. L., 2002. Geothermics of the Pannonian basin and its bearing on the neotectonics. EGS Stephan Mueller Spec. Publ. Ser. 3, 29—40. Lexa J., Seghedi I., Nemeth K., Szakacs A., Konecny V., Pecskay Z., Fűlop A., Kovacs M., 2010. Neogene- Quaternary volcanic forms in the Carpathian-Pan- nonian Region: a review. Central Europ. J. Geophys. 2(3), 207—270. Majcin D., 1993. Thermal state of the west Carpathian lithosphere. Stud. Geophys. Geod. 37, 345—364. Majorowicz J. A., Cermak V., Safond J., Krzywiec P., Wroblewska M., Guterch A., Grad M., 2003. Heat flow models across the Trans-European Suture Zone in the area of the Polonaise’97 seismic experiment. Phys. Chem. Earth 28, 375—391. Pecskay Z., Lexa J., Szakacs A., Seghedi I., Bologh K., Konecny V, Zelenka T., Kovacs M, Poka T., Fűlőp A., Marton E., Panaiotu C., Cvetkovic V., 2006. Geo- chronology of Neogene magmatism in the Car- pathian arc and intra-Carpathian area. Geologica Carpathica 57(6), 511—530. Ringwood A. E., 1975. Composition and Petrology of the Earth’s Mantle. New York: McCraw-Hill, 618 p. Royden L., 1998. Late Cenozoic tectonics of the Panno- nian Basin system. In: The Pannonian Basin: A Study in Basin evolution. Eds L. H. Royden, F. Horvath. AAPG Memoir 45, 27—48. Rybach L., 1996. Heat sources, heat transfer, and rock types in the lower continental crust-inference from deep drilling. Tectonophysics 257, 1—6. Rybach L., Buntebarth G., 1982. Relationship between the petrophysical properties, density, seismic velo- city, heat generation and mineralogical constitution. Earth Planet. Sci. Lett. 57, 367—376. Sandulescu M., 1998. Cenozoic tectonic history of the Carpathians. In: The Pannonian Basin: A Study in Basin evolution. Eds L. H. Royden, F. Horvath. AAPG Memoir 45, 17—26. Sclater J. G., Jaupart C., Galson D., 1980. The heat flow through oceanic and continental crust and the heat loss of the earth. Rev. Geophys. Space Phys. 18, 269—311. Šroda P., Gzuba W., Grad M., Gaczynski A., Guterch A. and POLONAISE Working Group, 2002. Three- dimensional seismic modeling of crustal structure in the TESZ region based on POLONAISE’97 data. Tectonophysics 360, 169—185. Šroda P., Gzuba W., Grad M., Guterch A., Tokarshi A. K., Janik T., Rauch M., Keller G. R., Hegedűs E., Vazar J. and CELEBRATION 2000 Working Group, 2006. Crustal and upper mantle structure of the Western Carpathians from CELEBRATION 2000 profiles CEL 01 and CEL 04: seismic models and geological im- plications. Geophys. J. Int. 167, 737—760. Starostenko V., Janik T., Kolomiyets K., Czuba W., Środa P., Grad M., Kovács I., Stephenson R., Lysyn- chuk D., Thybo H., Artemieva I. M., Omelchenko V., Gintov O., Kutas R., Gryn D., Guterch A., Hegedűs E., Komminaho K., Legostaeva O., Tiira T., Tolkunov A., 2013. Seismic velocity model of the crust and up- per mantle along profile PANCAKE across the Car- pathians between the Pannonian Basin and the East European Craton. Tectonophysics 608, 1049—1072. Wyllie P. J., 1979. Magmas and volatile components. Am. Mineral. 64, 469—500.
id nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-101181
institution Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
issn 0203-3100
language Russian
last_indexed 2025-12-07T18:09:38Z
publishDate 2014
publisher Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
record_format dspace
spelling Кутас, Р.И.
2016-05-31T18:35:53Z
2016-05-31T18:35:53Z
2014
Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат / Р.И. Кутас // Геофизический журнал. — 2014. — Т. 36, № 6. — С. 3-27. — Бібліогр.: 56 назв. — рос.
0203-3100
https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/101181
550.36
У межах українського сектора Східних Карпат і прилеглого до них краю Східноєвропейської платформи теплові потоки змінюються від 35 до 130 мВт/м2. На підставі геолого-геофізичного аналізу та математичного моделювання теплового поля показано, що основні закономірності в розподілі теплового потоку контролюються регіональною тектонічною зональністю, що сформувалася в процесі геологічного розвитку регіону. Низькі значення теплового потоку відповідають структурам, земна кора яких сформувалася в докембрії і ранньому палеозої (схил докембрійської платформи та значні частини Передкарпатського прогину і Зовнішніх (Флішових) Карпат). Варіації теплового потоку в Складчастих Карпатах можуть бути зумовлені латеральними змінами теплогенерації або теплопровідності в осадовому шарі. Високі теплові потоки в Паннонському басейні асоціюються з особливостями тектонічної еволюції літосфери та земної кори на альпійському етапі і магматичною активністю. Підвищення теплового потоку пов'язане з розтяганням земної кори і підняттям астеносфери.
Within the limits of the Ukrainian sector of the East Carpathians and adjacent edge of the East European platform thermal flows vary from 35 to 130 mVt/m2. It has been shown on the base of geological-geophysical analysis and mathematical modeling of the heat flow that the principal regularities in distribution of thermal flow are controlled by regional tectonic zoning, which was formed by the process of geological development of the region. Low values of heat flow correspond to the structures with earth’s crust produced in Precambrian and Early Paleozoic (the slope of Precambrian platform and considerable parts of Pre-Carpathian flexure and external flysh Carpathians). Variations of thermal flow within the Folded Carpathians are possibly stipulated by lateral changes of heat generation or heat conductivity within sedimentary layer. High thermal flows in the Pannonian basin are associated with special features of tectonic evolution of lithosphere and earth’s crust during the Alpine stage and with magmatic activity. The increase of thermal flow is conditioned by stretching of the earth’s crust and lifting of asthenosphere.
ru
Інститут геофізики ім. С.I. Субботіна НАН України
Геофизический журнал
Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат
Тепловий потік і геотермічні моделі земної кори Українських Карпат
Thermal flow and geothermic models of the earth’s crust of the Ukrainian Carpathians
Article
published earlier
spellingShingle Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат
Кутас, Р.И.
title Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат
title_alt Тепловий потік і геотермічні моделі земної кори Українських Карпат
Thermal flow and geothermic models of the earth’s crust of the Ukrainian Carpathians
title_full Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат
title_fullStr Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат
title_full_unstemmed Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат
title_short Тепловой поток и геотермические модели земной коры Украинских Карпат
title_sort тепловой поток и геотермические модели земной коры украинских карпат
url https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/101181
work_keys_str_mv AT kutasri teplovoipotokigeotermičeskiemodelizemnoikoryukrainskihkarpat
AT kutasri teploviipotíkígeotermíčnímodelízemnoíkoriukraínsʹkihkarpat
AT kutasri thermalflowandgeothermicmodelsoftheearthscrustoftheukrainiancarpathians

Similar Items