С. 17-23. Геотермия южных районов Восточной Сибири



жүктеу 237.53 Kb.
Дата11.04.2019
өлшемі237.53 Kb.

Лысак С.В. Геотермия южных районов Восточной Сибири // Геофизические исследования в Восточной Сибири на рубеже XXI века: Сб. науч. тр. - Новосибирск: Наука. Сибирская издательская фирма РАН, 1996. - С. 17-23.

Геотермия южных районов Восточной Сибири

С.В.Лысак Институт земной коры СО РАН

Термальные источники на берегах озера Байкал и многолетняя мерзлота в высокогорных районах Прибайкалья и Забайкалья известны более 250 лет. Собственно геотермические исследования в южных районах Восточной Сибири ведутся менее 50 лет. В глубоких скважинах, пробуренных в Тункинской, Баргузинской, Усть-Селенгинской впадинах и в южной части Сибирской платформы, операторами Восточного геофизического треста в 1950-1980 гг. проведен термокаротаж. Обработка термометрических данных в совокупности с результатами исследований термальных источников или пластовых термальных вод, содержащихся в осадочном чехле межгорных впадин или на платформе, позволила сделать вывод о том, что разогрев верхней части земной коры в районе озера Байкал более высокий, чем на юге Сибирской платформы (12, 14). Прецезионные геотермические исследования на суше проводились преимущественно в сравнительно неглубоких (0.5-1.5 км) поисково-разведочных скважинах, пробуренных в горном обрамлении рифтовых впадин или на месторождениях трещинных термальных вод (1, 11, 15, 18; и др.). Такие измерения сделаны в 69 скважинах. Гидрогеотермические и геокриологические исследования осуществлены в 19 и 30 соответственно. В 82 скважинах выполнена непрерывная запись температур по стволу скважин при определении геотермических градиентов (27 скв.) или термо-

метрии (55 скв.). Измерения велись в основном в скважинах, заполненных водой и находящихся в состоянии покоя от 0.5-20 мес. до 2-5 лет. Теп-лофизические свойства кернового материала изучались лабораторным путем чаще всего в Институте земной коры СО РАН.

Новые фактические геотермические данные получены по северо-восточной части Байкальской рифтовой зоны (17), по юго-востоку Сибирской платформы (7), по Забайкалью, Северной и Восточной Монголии (3, 9).

Относительно слабая и неравномерная геотермическая изученность региона на суше в значительной мере компенсируется исследованиями озера Байкал. Первые 11 определений теплового потока были сделаны московскими геофизиками (19), но в последующие годы они проводились преимущественно иркутскими и новосибирскими геотермиками. Через 20 лет количество геотермических станций на оз. Байкал достигло 330 (10), а сейчас превышает 600 (20). Резкое накопление озерных геотермических данных стало возможным благодаря работам В.А.Голубева, который, усовершенствовав аппаратуру и методику геотермических исследований на водоемах, детально изучил и продолжает изучать геотермические параметры в донных отложениях оз. Байкал и оз. Хубсугул (64 станции) и природу геотермических аномалий (2, 3, 4).

17

Пунктами геотермических наблюдений на суше служили скважины, имеющие глубину от 0.3 до 1 км в горных районах, 1-2.5 км в межгорных впадинах, 2.5-3 км на Сибирской платформе. Геотермия озер изучалась при внедрении в донные осадки термоградиентографа (10, 19) или кабельного зонда-термометра (3).

Величины основных геотермических параметров. Температура (Т°С}. Глубины измерения температур весьма изменчивы: в современных донных осадках оз. Байкал под 0.3-1.6 км толщей холодной пресной воды они в среднем около 1 м, на побережье озера или на разбуренных участках в зонах выхода термаль-ных источников - несколько десятков метров, на поднятиях и горных хребтах - несколько сотен метров, в межгорных впадинах и на Сибирской платформе - более 2.5-3 км.

На дне оз. Байкал температура осадков близка к 3°С. Под толщей многолетнемерзлых пород, которые развиты в основном на северовосточном фланге Байкальской рифтовой зоны и в ее гольцовой части и имеют мощность до нескольких сотен метров, измеренные температуры на глубинах 0.1-0.5 км не превышают 1.5-5°С. На остальной территории региона многолетняя мерзлота встречается лишь в виде отдельных островов или вообще отсутствует, поэтому на тех же глубинах температуры почти в 2 раза выше (8-12 °С). В зонах активных разломов, ограничивающих или пересекающих рифтовые впадины, они достигают 30-50 °С и более(13).

В породах кристаллического фундамента измеренные температуры изменяются от 15 °С на глубине 0.5 км (хребет Хамар-Дабан) до 29 °С на глубине 1.2 км (Приморский хребет). В Тункинской и Усть-Селенгинской впадинах температуры, измеренные в осадочных породах на глубинах 2-2.6 км, превышают 50-65 °С. Пластово-трещинные термальные воды, фонтанирующие с таких глубин, нагреты до 40-7 5 °С (в устье скважин) или до 90-95 °С (на глубинах залегания водоносных горизонтов). Разница температур под рифтовыми впадинами и их "плечами" продолжает сохраняться даже глубже эрозионного среза (1-2 км), при этом впадины прогреты сильнее, чем хребты. В осадочном чехле южных районов Сибирской платформы температуры достигают 20-30 °С лишь глубже 1-1.5км(23).

Геотермический градиент (gradt, мК/м). При обработке скважинных термограмм gradt вычислялся как средневзвешенное зна

чение величин градиентов, полученных в интервалах одинакового наклона температурной кривой, с погрешностью от 0.2 до 28% (15). В донных осадках озер gradt определялся при перемещении зонда из придонного слоя воды в осадки на глубину 1-2 м с приборной погрешностью измерения 10% (2).

В верхнем слое донных осадков оз. Байкал gradt варьирует от 15 до 500 мК/м и более (20). Так как этот слой составляет лишь незначительную часть осадочного чехла Байкальской впадины, можно полагать, по аналогии с другими рифтовыми впадинами, что средние величины gradt в 4-6 км толще осадков равны 30-40 мК/м. На побережье Байкала и на окружающих его горных хребтах gradt ниже 20 мК/м, в зонах разгрузки трещинных гидротерм -более 40-60 мК/м. В южных районах Сибирской платформы gradt значительно ниже, чем в сопредельных районах: на Непском своде и краевых поднятиях вблизи оз. Байкал и Восточного Саяна не превышает 10 мК/м, в центральной части региона и на соляных куполах увеличивается до 15 мК/м. Средняя величина gradt в осадочном чехле платформы и верхних горизонтах ее фундамента около 13 мК/м (7).

Теплопроводность (лямбда Вт/м К). Из различных теплофизических свойств, определяемых по образцам керна в лаборатории по стандартным методикам (5), для последующего вычисления теплового потока использовался только коэффициент теплопроводности, который оценивался по литологическому разрезу скважин в интервалах их температурных измерений по экспериментальным или справочным данным. Теплопроводность донных осадков устанавливалась по их весовой влажности или in situ (2) и на большей части дна оз. Байкал оказалась близкой к 1 Вт/мК. В песчано-глинистых кайнозойских осадках рифтовых впадин и плато-базальтах она равна 2 Вт/мК, вблизи фундамента - увеличивается до 2.5 Вт/мК. Максимальные величины теплопроводности характерны для участков, сложенных разнообразными изверженными или метаморфическими породами докембрия, в которых в зависимости от степени трещиноватости и вещественного состава они варьируют от 1.1-3.6 (граниты) до 3.8-5.5 (гранитогнейсы и сланцы) Вт/мК. Если в разрезе преобладают галогенные или карбонатные породы, что характерно для южных районов Сибирской платформы, теплопроводность превышает 3 Вт/мК. Присутствие терригенных или трапповых включений снижает региональ-


18

ную теплопроводность до 2.5-2.7 Вт/мК. Средняя теплопроводность кристаллической толщи до глубины 5 км равна 2.45 Вт/мК (21).



Теплогенерация (А, мкВт/м3). Этот параметр оценивался по содержанию урана, тория и калия в изверженных и метаморфических породах, для осадочных пород использовались в основном справочные данные (6, 22). Во впадинах как в Байкальской рифтовой зоне, так и в Забайкальской складчатой области тепло-генерация изученного разреза ниже (0,5-1,5 мкВт/м3), чем в окружающих их горных хребтах и поднятиях (1-2 мкВт/м3). В районах, приподнятых на 1.5-2 км над уровнем моря, количество радиогенных изотопов из-за эрозии существенно снижается, поэтому теплогенера-ция в изученных разрезах ниже 1-0.5 мкВт/м3. Для юга Сибирской платформы среднее значение А = 1.3 мкВт/м3.

Тепловой поток ( q, мВт/м2). Этот параметр определяется как произведение средневзвешенных величин геотермических градиентов и теплопроводности разреза в интервалах температурных измерений скважин или полного заглубления зонда в донные осадки. С учетом точности температурных измерений и поправок к геотермическим градиентам за рельеф, влияние эффекта осадконакопления или охлаждение водной массой озер и к теплопроводности рыхлых пород за влажность, погрешность определения q в среднем составила 15-20% (2, 5).

Тепловой поток в южных районах Восточной Сибири весьма неоднороден, а его вариации соответствуют геологической и тепловой эволюции основных геологических структур (рис. 1).

На изученной части Сибирской платформы тепловой поток варьирует от 21 до 60 мВт/м2 и в среднем составляет 38±4 мВт/м2. Относительно интенсивный вынос тепла (45±6 мВт/м2) наблюдается в сводовых частях антиклинальных структур и соляных куполов, осложненных тектоническими нарушениями в районе Жигалово, Усть-Кута и др.(рис. 2). Низкие величины теплового потока характерны для Непского свода (28+5 мВт/м2) и краевых поднятий в Прибайкалье и Присаянье (35±4 мВт/м2).

Распределение теплового потока в этом регионе обусловлено преимущественно геолого-структурными особенностями осадочного чехла и связанными с ними неоднородностями тепло-физического разреза, а также переносом тепла в условиях Ангаро-Ленского артезианского бассейна. В областях питания этого бассейна на

краевых поднятиях тепловой поток значительно ниже, чем в очагах разгрузки на соляных куполах (12). Относительно низкие величины регионального теплового потока свидетельствуют о тектонической стабильности южных районов Сибирской платформы, которые можно считать своеобразным эталоном стационарного геотермического режима.

Рис. 1. Гистограмма распределения величин теплового

потока в южных районах Восточной Сибири а - основные геологические структуры: А - южные районы Сибирской платформы, Б - Байкальская рифтовая зона, В - Забайкальская складчатая область, б - Байкальская рифтовая зона : б] - горное обрамление оз. Байкал, Бг - оз. Байкал. Величина теплового потока (q, мВт/м2): I - < 30, И - 30-40, III - 40-50, IV - 50-60, V - 60-70. VI - 70-80, VII -80-90. VIII-90-100, IX- 100-110, Х- >110.

В Забайкальской складчатой области тепловой поток изменяется от 28 до 95 мВт/м2. Аномально повышенные значения (>=75 мВт/м2) приурочены к Ундино-Газимурскому поднятию (см. рис. 2). Средняя величина теплового потока в этом регионе равна 51±5 мВт/м2, причем на поднятиях тепловой поток здесь, как правило, на 5-10 единиц выше, чем в межгорных депрессиях (10). Тепловое поле в основном стационарное, хотя в зоне кайнозойского вулканизма на Витимском плато и на участках повышенной раздробленности верхней части земной коры в



19

южном и юго-восточном Забайкалье, испытавших мезо-кайнозойскую активизацию, вероятен нестационарный вынос глубинного тепла (16).

В Байкальской рифтовой зоне тепловой поток особенно неоднороден, так как его величины варьируют от 15-20 до 100-200 мВт/м2 и более, причем весь этот диапазон значений присущ прежде всего самой Байкальской впадине (см. рис. 1). Детальное описание теплового потока, поступающего через дно оз. Байкал, имеется в публикациях В.А.Голубева (2, 3, 4,). Поэтому следует лишь отметить, что тепловой поток здесь практически повсеместно превышает 50



мВт/м2, аномально повышенный вынос тепла (>100-200 мВт/м2) происходит в зонах суб аквальных разломов, чаще всего вытянутых вдоль берегов озера. Экстремальные значения потока (более 250-3000 и даже до 8000 мВт/м2) приурочены к локальным очагам разгрузки тре-щинных гидротерм на дне озера. Средняя величина теплового потока, поступающего через дно озера Байкал, исключая его экстремальные значения, равна 71±21 мВт/м2 (20), но, если учесть аномалии до 500 мВт/м2, эта величина превысит 75-80 мВт/м2 (16).



Рис. 2. Карта теплового потока южных районов Восточной Сибири 1 - пункты определения теплового потока; 2 - термальные источники; 3, 4 - изолинии (мВт/м ) преобладающих региональных (3) или предполагаемых по геологическим или геофизическим данным (4) величин теплового потока; 5, 6 -станции с аномально высоким тепловым потоком на оз. Байкал (мВт/м2): более 200-250 (5) и более 1000-3000 (6).

На остальной территории рифтовой зоны тепловой поток изменяется от 18 до 134 мВт/м2 (14). Средняя величина потока для этой территории без Байкальской аномалии равна 56 мВт/м2. Наиболее интенсивный вынос глубинного тепла наблюдается в Тункинской и Баргу-зинской рифтовых впадинах и в сухопутной части Байкальской впадины (в Усть-Селен-

гинской впадине), где величины теплового потока более 60-70 мВт/м2. В зонах разломов, ограничивающих эти впадины, такие величины иногда превышают 80-100 мВт/м2 (например, в зоне Тункинского сброса).

Региональный тепловой поток на северовосточном фланге Байкальской рифтовой зоны снижается до 50-60 мВт/м2 и только на отдель-


20

ных участках (в Верхнеангарской и Ингамакит-ской впадинах, а также в зонах разломов на Северомуйском хребте) он достигает 70-80 мВт/м2.

В горном обрамлении рифтовых впадин (на "плечах" рифтов) тепловой поток резко уменьшается (до 40 мВт/м2) и менее. На хребтах Хамар-Дабан, Улан-Бургасы, Икатском и подобных им высокогорных участках по фактическим и прогнозным данным интенсивность выноса глубинного тепла вряд ли превышает 30 мВт/м2.

Сравнение величин потока для различных глубин рифтовой зоны показывает, что от поверхности примерно до глубины 0.5 км они постепенно уменьшаются (в среднем от 61 до 52 мВт/м2), но затем в интервале 0.5-2 км постепенно увеличиваются (в среднем от 52 до 68 мВт/м2). Это свидетельствует о дополнительном подтоке глубинного тепла, особенно под рифтовыми впадинами, и о нестационарном, т.е. неустановившемся тепловом режиме на значительной части рассматриваемой территории.

Прогнозные температуры в земной коре. Имеющиеся фактические геотермические данные характеризуют распределение основных величин геотермических параметров в основном до глубин 7-2.5 км (см. выше). Для расчета температур на больших глубинах тепловое поле считалось стационарным, теплопроводность и теплогенерация принимались изменяющимися по ступенчатым моделям, а сами расчеты проводились по известным и преобразованным формулам (5, 6, 24).

В южных районах Сибирской платформы на глубине 1 км температуры варьируют от 14 до 30 °С. Температурные аномалии известны в Иркутско-Черемховской впадине (25-30°С), в районе Усть-Кута и Жигалово (25 °С). Расчетные температуры на глубине 3 км изменяются от 25 до 70 °С. На глубине 5 км они достигают 40-120 °С, на подошве земной коры, т.е. на 40-км глубине- 300-400°С.

В Забайкальской складчатой области температуры на глубине 1 км в основном ниже 25-20°С и лишь на локальных участках достигают 30 °С, на глубине 3 км они изменяются от 31 до 92 °С на 5 км - от 52 до 144 °С. Максимальные температуры на этих глубинах вероятны на Ундино-Газимурском поднятии, а также под Боргойской, Удинской и Еравнинской впадинами. На подошве земной коры (на глубинах 42-45 км) расчетные температуры могут быть раты 500-600 °С.

На глубине 1 км в Байкальской рифтовой зоне крупные впадины оконтуриваются изотермой 20 °С. Внутри таких контуров температуры повышаются до 37-56°С - в Тункинской и Усть-Селенгинской впадинах, до 26-66 °С - в Баргузинской впадине. Под дном оз. Байкал, по расчетам В.А.Голубева, они могут достигать 40-50 °С. На глубине 3 км температуры в рифтовых депрессиях варьируют от 43 до 174 °С, а на окружающих хребтах - от 20 до 131°С. На глубине 5 км вероятен разогрев до 60-280 °С под впадинами и до 30-205°С под горными хребтами. На подошве земной коры (на глубинах 36-40 км) расчетные температуры могут достигать 800-1200"С (7).

Выявленным закономерностям нарастания глубинных температур соответствует повышение интенсивности современных неотектонических движений и сейсмической активности, при этом толщина литосферы уменьшается от 180-200 км под южными районами Сибирской платформы до 40-50 км под Байкальской рифтовой зоной.

Природа геотермических аномалии. Региональные и локальные геотермические аномалии, выявленные при анализе закономерностей распределения глубинных температур и определениях тепловых потоков, приурочены преимущественно к рифтовым впадинам в центральной и юго-западной частях Байкальской рифтовой зоны, к районам кайнозойской тектонической активизации в Юго-Восточном Забайкалье и даже к локальным участкам на юге Сибирской платформы. Величины таких аномалий контролируются геологическим строением, тектоникой и топографией региона, наличием и мощностью мерзлоты, вертикальными литоло-гическими и структурными неоднородностями земной коры и вариациями теплопроводности разреза, циркуляцией подземных, особенно тер-мальных вод, соотношениями коровой (радиогенной) и глубинной (мантийной) составляющих теплового потока.

Региональный тепловой поток в горном обрамлении рифтовых впадин и на междувпа-динных перемычках, в сопредельных районах Забайкалья и на юге Сибирской платформы обусловлен преимущественно кондуктивным выносом тепла. Вклад радиогенного тепла превышает 80% на платформе, достигает 60-70% в Забайкальской складчатой области и уменьшается до 30% и менее в Байкальской рифтовой зоне (22). Остальная часть регионального выноса тепла обеспечивается мантийным тепловым потоком, который на подвижных



21

участках коры составляет более 2/3 наблюдаемого.

В зонах крупных региональных разломов и повышенной раздробленности коры под риф-товыми впадинами к региональному потоку прибавляются дополнительные порции глубинного тепла, источниками которого могут быть трещинные интрузии мантийного вещества из областей повышенного разогрева верхней мантии в земную кору и гидротермальный тепло-массрдеренос. Дополнительный вынос глубинного тепла, который происходит чаще всего путем конвекции, особенно заметен в рифтовых впадинах и в зонах активных разломов наиболее проницаемых участков земной коры. Локальные тепловые аномалии, часто совпадающие с зонами разгрузки трешинных гидротерм (см. рис. 2), обусловлены в основном тектонотер-мальной активизацией и конвективным выносом тепла из наиболее проницаемых и подвижных участков в верхних горизонтах земной коры. Такие участки наиболее перспективны для получения и использования геотермальной энергии. Геотермические условия южных районов Сибирской платформы благоприятны для накопления углеводородных залежей под соляными куполами и в нижней части осадочного чехла.



Термальная эволюция литосферы. Гетерогенность теплового потока и различные температуры на одинаковых глубинах в южных районах Восточной Сибири позволяют сделать первые предположения о термальной эволюции геодинамических процессов в этом регионе. В частности, существование узких линейных зон повышенного тепловыделения в рифтовых впадинах на фоне относительно холодных и менее подвижных окружающих литосферных блоков свидетельствует о нестационарном разогреве отдельных участков Байкальской рифтовой зоны, которая возникла в кайнозое как межплитная граница между докембрийской Сибирской платформой и Байкальской и Забайкальской складчатыми областями, испытавшими тектоническую активизацию в кайнозое и мезо-кайнозое.

Выводы. По региональным и локальным аномалиям теплового потока и максимальным значениям глубинных температур в южных районах Восточной Сибири выделяется Байкальская рифтовая зона, возникшая в результате кайнозойской активизации. Тепловое поле этой зоны неоднородно, так как в нем имеется цепочка относительно узких региональных геотермических аномалий, соответствующих рифто-вым впадинам, и локальные аномалии, приуроченные к зонам глубинных разломов. В горном обрамлении рифтовых впадин и на между-

впадинных перемычках интенсивность выноса глубинного тепла резко уменьшается и приближается к величинам, характерным для окружающих районов Прибайкалья и Забайкалья. Региональные аномалии теплового потока и начало рифтообразования обусловлены подъемом разогретых астеносферных диапиров в зонах структурных неоднородностей литосферы. Локальные аномалии связаны с дополнительными источниками тепла в коре (с трещинными ин-трузиями), с зонами разломов, которые являются каналами активного тепломассопере-носа, с топографическими, эрозионными (или седиментационными) и гидрогеологическими условиями перераспределения тепла, особенно в верхних горизонтах литосферы.

Тепловое состояние глубинных недр Байкальской рифтовой зоны в сочетании с интенсивными неотектоническими движениями, высоким уровнем сейсмической активности и особенностями глубинного строения (наличием под подошвой коры астеносферного диапира) свидетельствует о том, что активное тектоническое развитие этого региона продолжается.

В Забайкальской складчатой области горные хребты и поднятия разогреты сильнее, чем межгорные впадины, главным образом в ее юго-восточной части. Геотермическое поле южных районов Сибирской платформы более однородно, что соответствует тектонической стабильности этого региона.

Исследования термальной эволюции рассматриваемого региона начались недавно и проводятся при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант 95-05-14210).

Список литературы

1.Борисенко И.М., Зимина Л.В. Минеральные воды Бурятской АССР. Улан-Удэ, 1978. - 162 с. 2. Голубев В.А. Геотермия Байкала. -Новосибирск: Наука, 1982. - 150 с. 3. Голубев В.А. Тепловой поток через дно оз. Хубсугул и его горное обрамление // Изв. АН СССР. Физика Земли. - 1992.- №1. - с.48-60. 4. Голубев В.А. Очаги субаквальной гидротермальной разгрузки и тепловой баланс Северного Байкала // Докл. РАН. -1993. -т.328. №3. - с.315-318. 5. Дорофеева Р.П. Теплопроводность земной коры юга Восточной Сибири // Геология и геофизика. -1986. - №10. - с.85-94. 6. Дорофеева Р.П. Тепло-генерация горных пород и радиогенное тепло Прибайкалья и Забайкалья // Изв. АН СССР. Физика Земли. - 1990. - № 1. - с. 82-90. 7. Дорофеева Р.П., Лысак С.В. Геотермический режим


22

нижнекембрийских отложений Иркутского амфитеатра // Сов. геология. -1983. - №12. - с.102-108. 8. Дорофеева Р.П., Лысак С.В. Геотермические разрезы (геотраверсы) литосферы южной части Восточной Сибири // Геология и геофизика. - 1987. - №6. - с.71-80. 9. Дорофеева Р.П., Синцов А.А. Тепловой поток юго-восточного Забайкалья и Восточной Монголии // Геология и геофизика. - 1990. - № 9. - с.130-141.

10. Дучков А.Д., Лысак С.В., Балобаев В.Т. и др. Тепловое поле недр Сибири / Отв. ред. Э.Э. Фотиади. - Новосибирск: Наука. - 1987.-197 с.

11. Дучков А.Д., Соколова Л.С. Геотермические исследования в Сибири. - Новосибирск: Наука. -1974. - 279 с. 12. Лысак С.В. Геотермические условия и термальные воды южной части Восточной Сибири. - М.: Наука, 1968. - 120 с. 13. Лысак С.В. Тепловые аномалии зон активизированных разломов юга Восточной Сибири // Проблемы разломной тектоники. - Новосибирск: Наука, 1981. - с. 87-101. 14. Лысак С.В. Тепловой поток континентальных рифтовых зон. - Новосибирск: Наука, 1988. - 188 с. 75. Лысак С.В., Зорин Ю.А. Геотермическое поле Байкальской рифтовой зоны. - Новосибирск: Наука, 1976. - 90 с. 16. Лысак С.В., Балобаев В.Т. и др. Тепловой поток Сибири и Монголии // Методика и результаты изучения пространственно-временных вариаций геофизических полей / Научн. ред. А.Д.Дучков, В.В.Кузнецов. - Новосибирск:

ОИГГМ, 1992. - с. 6-43. 17. Лысак С.В., Платонов Л.М., Дорофеева Р.П. и др. Геотермические исследования в Байкало-Ангароканском районе трассы БАМ // Сейсмотектоника и сейсмичность района строительства БАМ. - М.:



Наука, 1980. - с. 139-153. 18. Любимова Е.А., Лысак С.В., Фирсов Ф.В. и др. Тепловой поток в пос. Лиственичное-на-Байкале // Байкальский рифт. - Новосибирск: Наука, 1975. - с. 94-102. 19. Любимова Е.А., Шелягин В.А. Тепловой поток через дно оз.Байкал // Докл. АН СССР. -1966. - т. 171. - № 6. - с. 1321-1325. 20. Golubev V.A., Klerkx L, Kipfer R. Heat flow, hydrothermal vents and static stability of discharging thermal water in Lake Baikal (South-Eastern Siberia) // BCREDP ElfAquitaine. - 1993. - vol. 17, N 1. - pp. 53-65. 21. Dorofeeva R.P., Lysak S.V. Geothermal profiles of the lithosphere in Central Asia // Tectonophysics. - 1989. - vol. 164. - pp. 165-173. 22. Dorofeeva R.P., Lysak S. V., Duchkov A.D. et at. Terrestrial heat flow in Siberia and Mongolia // Terrestrial heat flow and geothermal energy in Asia / Edit. M.Gupta, M.Yamano. - India: New Delhi, 1995. - pp. 251-279. 23. Lysak S.V. Terrestrial heat flow in the south of East Siberia // Tectonophysics. - 1984. -vol. 103. - pp. 205-215. 24. Pollack H.M. Steady heat condition in layered media: the half space and sphere // J. Geophys. Res. - 1965. - vol. 70. - pp. 5645-5648.

23

Достарыңызбен бөлісу:


©kzref.org 2019
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет