Геотермия южных районов Восточной Сибири

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
метрии (55 скв.). Измерения велись в основном в
Байкал и многолетняя мерзлота в высокогорных
скважинах, заполненных водой и находящихся в
районах Прибайкалья и Забайкалья известны более
состоянии покоя от 0.5-20 мес. до 2-5 лет.
250 лет. Собственно геотермические исследования в
Теп-лофизические свойства кернового материала
южных районах Восточной Сибири ведутся менее 50
изучались лабораторным путем чаще всего в
лет. В глубоких скважинах, пробуренных в
Институте земной коры СО РАН.
Тункинской,
Баргузинской,
Усть-Селенгинской
Новые фактические геотермические данные
впадинах и в южной части Сибирской платформы,
получены по северо-восточной части Байкальской
операторами Восточного геофизического треста в
рифтовой зоны (17), по юго-востоку Сибирской
1950-1980 гг. проведен термокаротаж. Обработка
платформы (7), по Забайкалью, Северной и
термометрических данных в совокупности с
Восточной Монголии (3, 9).
результатами исследований термальных источников
Относительно слабая и неравномерная
или пластовых термальных вод, содержащихся в
геотермическая изученность региона на суше в
осадочном чехле межгорных впадин или на
значительной мере компенсируется исследованиями
платформе, позволила сделать вывод о том, что
озера Байкал. Первые 11 определений теплового
разогрев верхней части земной коры в районе озера
потока были сделаны московскими геофизиками
Байкал более высокий, чем на юге Сибирской
(19), но в последующие годы они проводились
платформы (12, 14). Прецезионные геотермические
преимущественно иркутскими и новосибирскими
исследования на суше проводились преимущественно
геотермиками.
Через
20
лет
количество
в
сравнительно
неглубоких
(0.5-1.5
км)
геотермических станций на оз. Байкал достигло 330
поисково-разведочных скважинах, пробуренных в
(10), а сейчас превышает 600 (20). Резкое
горном обрамлении рифтовых впадин или на
накопление озерных геотермических данных стало
месторождениях трещинных термальных вод (1, 11,
возможным благодаря работам В.А.Голубева,
15, 18; и др.). Такие измерения сделаны в 69
который, усовершенствовав аппаратуру и методику
скважинах.
Гидрогеотермические
и
геотермических исследований на водоемах, детально
геокриологические исследования осуществлены в 19
изучил и продолжает изучать геотермические
и 30 соответственно. В 82 скважинах выполнена
параметры в донных отложениях оз. Байкал и оз.
непрерывная запись температур по стволу скважин
Хубсугул (64 станции) и природу геотермических
при определении геотермических градиентов (27
аномалий (2, 3, 4).
скв.) или термо17
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
18
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-
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/м 2): 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-Селен20
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-
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 глубине300-400°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 между22
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
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