Эволюция континентальной литосферы в зонах коллизии докембрия

Парфенюк, Ольга Ивановна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Эволюция континентальной литосферы в зонах коллизии докембрия
ВАК РФ 25.00.10, Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Эволюция континентальной литосферы в зонах коллизии докембрия"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ИНСТИТУТ ФИЗИКИ ЗЕМЛИ им. О.Ю. ШМИДТА

На правахрукописи

ПАРФЕНЮКОльга Ивановна

ЭВОЛЮЦИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛИТОСФЕРЫ В ЗОНАХ КОЛЛИЗИИ ДОКЕМБРИЯ (по результатам численного моделирования)

Специальность 25.00.10 - геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

Москва - 2004

Работа выполнена в Институте физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН

Научный консультант:

чл.- корр. РАН, доктор физ.-мат. наук

А.О. Глико

Официальные оппоненты:

чл.- корр. РАН, доктор физ.-мат. наук

B.IL Трубицын (ИФЗ РАН)

доктор физ.-мат. наук, проф.

А.М. Денисов (МГУ, ф-т ВМК)

доктор геол.-мин. наук, проф.

М.Д. Хуторской (ТИН РАН)

Ведущая организация:

Институт геофизики УрО РАН, г. Екатеринбург

Защита состоится 27 октября 2004 г. в 11 часов на заседании Диссертационного совета Д.002.001.01 при Институте физики Земли им. О.Ю. Шмидта Российской Академии наук по адресу: 123995 ГСП-5, г. Москва Д-242, ул. Большая Грузинская, 10. Факс Института (095) 255 60 40.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН

Автореферат разослан_сентября 2004 г.

Ученый секретарь Диссертационного Совета Д.002.001.01

канд. физ.-мат. наук А.П. Трубицын

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность проблемы

Природа глубинных процессов, определяющих эволюцию континентальной коры, представляет собой сложнейшую мультидисциплинарную проблему. Трудности продвижения в этой области связаны с косвенным (опосредованным) характером большей части геолого-геофизических данных, поскольку глубины средней и нижней коры недоступны для прямых исследований. В этом отношении глубоко эродированные области древних щитов (архейских и протерозойских), характеризующиеся выходами на поверхность высокометаморфизован-ных пород с метками палеодавлений и палеотемператур нижней и средней коры (20-40 км), служат неоценимым источником информации. Выведенные на поверхность породы глубоких слоев, сформировавшиеся в процессе многоэтапной тектонической эволюции, включающей континентальную коллизию, создают основу для геодинамического моделирования возможных процессов эволюции тектоносферы Земли.

Структуры с наблюдаемыми на поверхности породами нижней и средней коры найдены практически во всех частях мира: пояс Лимпопо в южной Африке, Лапландский Гранулитовый пояс Балтийского щита, пояс Пиквитоней Северной Манитобы, зона Ивреа в северной Италии, Билляхская и Котуйканская коллизионные зоны Анабарского щита, формация Касила на западе Африки, массив Масгрейв в центральной Австралии, южная кромка кратона Дхарвар на юге Индии, зона Капускейсинг Канадского щита и др.

Обнаруживаемая тектоническая расслоенность литосферы является следствием изменения реологических свойств при изменении тектонических условий и температурного режима. Использование совокупности данных по коллизионным структурам древних щитов (гранулитовых поясов) с целью построения численных моделей их эволюции позволяет приблизиться к пониманию строения нижней коры, возможных путей ее формирования и последовательности тектонических событий, приводящих к современной картине физических полей, наблюдаемых в пределах указанных структур.

Цель работы

Исследование эволюции теплового режима и механических деформаций, происходящих в реологически расслоенной континентальной литосфере в условиях коллизии, и формирования глубоко эродированных надвиговых структур докембрия.

Задачи, которые последовательно решались в процессе исследования: 1. анализ геолого-геофизических и геохимических данных по архейским и протерозойским коллизионным структурам и обоснование роли тектоно-термальной активизации как одного из определяющих механизмов в формировании и эволюции континентальной коры и литосферы гранулитовых комплексов;

2. физико-математическая постановка задачи термомеханической эволюции реологически расслоенной литосферы, формирующейся путем внутрикра-тонного надвига;

3. численная постановка задачи, алгоритм решения методом конечных элементов и его программная реализация;

4. аппроксимация граничных условий с учетом особенностей распределения нагрузки над зоной надвига и деформации элементов и границ моделируемой области в процессе численного решения;

5. построение численных моделей различных коллизионных орогенов и определение допустимых диапазонов значений определяющих физических параметров;

6. изучение влияния основных факторов, определяющих формирование и эволюцию поднятия и утолщения коры в условиях горизонтального сокращения литосферы: скорости и продолжительности надвига и скорости эрозии, угла наклона ограничивающей разломной зоны, вязкости вещества нижней коры и ли-тосферной верхней мантии.

7. оценка условий постколлизионного развития орогена в связи с возможностью либо сохранения структуры с утолщенной корой в течение длительного геологического времени, либо посторогенного растяжения;

8. построение термомеханической модели формирования и эволюции структурной надвиговой зоны Капускейсинг провинции Сьюпериор Канадского щита;

9. сравнительный анализ общих черт и особенностей внутрикратонных коллизионных структур Анабарского, Балтийского и Канадского щитов на основе численного моделирования.

Методика исследования и личный вклад автора

Основные результаты, полученные в работе, базируются на анализе численных двумерных моделей, описывающих тепловую и механическую эволюцию коллизионных орогенов. Методом конечных элементов решалась полная система уравнений сохранения момента, массы и энергии. Автором разработаны программы расчетов полей температур, скоростей и напряжений в деформируемой среде с учетом неоднородного распределения основных физических параметров среды, внутренних источников тепла и меняющихся во времени граничных условий. Выбор метода конечных элементов обусловлен особенностями задачи и обоснован в данном исследовании. При написании программ были использованы основные структурные элементы программы FEM2D (В.гййу, 1984). Автором разработан квазистационарный подход к решению динамической задачи, выполнена численная реализация граничных условий смешанного типа на границах произвольной формы, написаны подпрограммы, определяющие изменение во времени дополнительной нагрузки над зоной надвига и ее перераспределение в процессе эрозии поднятых покровов и переотложения эродированного материала в виде осадков. Программа расчетов эволюции теплового поля написана для реально деформированной сетки (в процессе решения динамической задачи формируются массивы данных, которые используются как входные дан-

ные в тепловой задаче) с учетом внутренних распределенных источников тепла, изменения тепловых параметров модели по слоям и движения слоя верхней коры в процессе надвига. Постановка задачи, выбор объектов исследования, численное моделирование выполнены автором. Интерпретация результатов по структурной зоне Капускейсинг Канадского щита выполнена совместно с Ж.-К. Марешалем (Университет Квебек, Монреаль, Канада).

Защищаемые научные положения

1. Разработанная модель конвергенции двух относительно легких континентальных плит, одна из которых надвигается на другую, формируя корни на уровне нижней коры, которые компенсируются вязкими деформациями в области нижней коры и верхней мантии, представляет приемлемый механизм, объясняющий возникновение областей с утолщенной корой и выведенными на поверхность в результате надвига и эрозии породами средней и частично нижней коры.

2. Определяющая роль в реализации коллизии по механизму надвига принадлежит основным параметрам тепловой и механической задач: скорости горизонтального сокращения коры (надвига), значениям вязкости нижней коры и ли-тосферной верхней мантии и их контрасту, величине угла ограничивающего надвиг разлома, скорости эрозии образовавшихся покровов и значениям тепловых параметров слоев.

3. Определен диапазон параметров модели, в рамках которого возможно формирование структур с наблюдаемым современным строением, прогрессивно возрастающим уровнем метаморфизма на поверхности вдоль разлома и особенностями геофизических полей (гравитационного, магнитного, теплового).

4. На основе предположения о реологической расслоенности литосферы предложена модель, описывающая динамику мощности коры в зонах континентальной коллизии и образование орогенов; из результатов моделирования следует, что вязкие течения играют определяющую роль в передаче движущих сил на значительные расстояния.

5. На примере структурной зоны Капускейсинг провинции Сьюпериор Канадского щита показано, что существует достаточно узкий диапазон температур, совместимых с относительно низкой вязкостью нижней коры, допускающей формирование структуры с корнями, и относительно высокой вязкостью верхней мантии, позволяющей их сохранить.

Научная новизна

1. Построена новая двумерная комплексная модель тепловой и механической эволюции зон континентальной коллизии, которая осуществляется в виде надвига вдоль разлома в верхней коре и компенсируется вязкими течениями в реологически расслоенной литосфере.

2. Предложен и реализован численно на основе метода конечных элементов новый подход к расчету полей температур, скоростей и напряжений с учетом внутренних распределенных источников тепла и реальных деформаций границ верхней и нижней континентальной коры.

3. На основе разработанных численных моделей проведен комплексный анализ влияния факторов, определяющих формирование коллизионной структуры с поднятием рельефа и углублением корней коры в результате горизонтального сжатия и дополнительной нагрузки над областью надвига: скорости и продолжительности горизонтального сокращения коры (надвига), значений вязкости нижней коры и литосферной верхней мантии и их контраста, величины угла ограничивающего разлома и скорости эрозии образовавшихся покровов.

4. Впервые приведены оценки возможности сохранения существующих неустойчивых структур с корнями нижней коры на постколлизионной стадии в течение 1-2 млрд. лет и показана их зависимость от основных параметров задачи.

5. Впервые проведен сравнительный анализ общих черт и особенностей докембрийских внутрикратонных коллизионных структур Анабарского, Балтийского и Канадского щитов на основе выполненного численного моделирования.

6. Впервые на основе результатов численного моделирования показана зависимость P-T-t условий и, соответственно, режима метаморфизма от положения глубинных пород относительно плоскости надвига в реально деформируемой среде.

Научное и практическое значение

Рассмотренная модель континентальной коллизии позволила с единых позиций подойти к изучению как общих закономерностей, так и региональных особенностей эволюции докембрийской континентальной литосферы. Результаты работы могут быть использованы для вычисления полей скоростей, вязких напряжений и распределения температуры в областях, испытавших горизонтальное сжатие в различные геологические эпохи, в том числе и более молодых. Анализ результатов численного моделирования по разработанным алгоритмам позволит понять дальнейшую эволюцию коллизионных орогенов, в частности, возможность сохранения корней коры или посторогенного растяжения.

Апробация работы и публикации

Основные результаты работ по теме диссертации докладывались автором на региональной конференции "Геотермия и ее применение в региональных и поисково-разведочных исследованиях" (Свердловск, 1989), Ш рабочем Совещании по проекту LITHOPROBE (Торонто, Канада, 1991), Международном совещании "Новые достижения в области геотермических исследований в скважинах" (Клейн-Корис, Германия, 1993), XXI Генеральной Ассамблее IUGG (Бол-дер, Колорадо, США, 1995), XXI - XXVII Генеральных Ассамблеях EGS (Гаага, Нидерланды, 1996, 1999; Вена, Австрия, 1997; Ницца, Франция, 1998, 2000, 2001,2002), Международных конференциях "Тепловое поле Земли и методы его изучения" (Москва, 1997, 1998, 2000, 2002), Международных совещаниях "Heat flow and the structure of the lithosphere" (Трест, Чешская Республика, 1996; Кос-телец, Чешская Республика, 2001), Международной конференции "Протерозойская эволюция Северной Атлантики" (Лабрадор, Канада, 1996), XXIX Генеральной Ассамблее IASPEI (Салоники, Греция, 1997), Международном совещании

"Геотермика ла рубеже столетий" (Эвора, Португалия, 2000), VII чтениях Зава-рицкого "Постколлизиош1ая эволюция подвижных поясов" (Екатеринбург, 2001), секции "Тепловое поле Земли и методы его изучения" VI Международной конференции "Новые идеи в науках о Земле" (Москва, 2003), Объединенной Ассамблее EGS-AGU-EUG (Ницца, Франция, 2003), на международной конференции "Structures in the continental crust and geothermal resources" (Сиена, Италия, 2003).

Работа по теме диссертации поддержана грантами РФФИ 96-05-65561, 9705-65975, 00-05-64723,03-05-64451.

Основные результаты работы изложены в двух научных отчетах, по теме диссертации опубликовано 40 работ.

Структура и объем работы

Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения, списка литературы и приложения; содержит 245 страниц текста, включая 66 рисунков, 4 таблицы. Список использованной литературы содержит 280 наименований.

Работа выполнена в лаборатории теоретической геофизики Института физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН. Автор считает своим приятньш долгом выразить особую благодарность научному консультанту работы, чл.-корр. РАН, профессору А.О. Глико за постоянное внимание и поддержку, консультации и советы, которые помогли в работе над рукописью.

Автор выражает искреннюю благодарность Ж.-К. Марешалю, профессору Университета Квебек, Канада, соавтору первых работ по теме диссертации, по приглашению которого автор работала в Канаде в 1989, 1991 и 1993 гг. по проекту Lithoprobe. Свою признательность автор хотел бы выразить своему университетскому учителю в области численных методов академику РАН А.А. Самарскому. Автор считает своим долгом вспомнить с глубокой благодарностью профессора Е.А. Любимову, под руководством которой автор начинала свою работу в области геофизических исследований.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во Введении обоснована актуальность проблемы, определены цель и задачи исследований. Сформулированы защищаемые научные положения и научная новизна исследований.

Глава 1. Особенности строения континентальной литосферы

Первая глава носит постановочный характер. Здесь приводится анализ комплексных геологических, геохимических и геофизических данных о строении и эволюции древних докембрийских провинций и областей континентальной коллизии, рассматриваются как их общие характерные черты, так и особенности современного строения, полученные на основе данных по гравитационным, магнитным, тепловым полям и сейсмических исследований.

Особенности геофизических полей и структуры литосферы в областях тектоно-термальной переработки дают основание полагать, что процессы коллизии и горизонтального сокращения литосферы происходили во многих областях земной коры по однотипному механизму в обстановке тангенциального сжатия и привели в ходе последующей эрозии к обнажению на поверхности пород вплоть до средней и нижней коры. Таким образом, глубоко эродированные области древних щитов позволяют изучать породы, сформировавшиеся на глубинах 20-40 км. Их многоэтапная тектоническая эволюция отражена в метаморфических преобразованиях. Рассматриваются возможные модели формирования и эволюции континентальных коллизионных структур.

1.1. Древние щиты и коллизионные области докембрия

Главными геотектоническими элементами континентальной коры в докембрии являлись гранит-зеленокаменные и гранулитовые области и пояса тек-тоно-термальной переработки. Сложная геологическая история докембрийских областей включает периоды собственно их формирования, деформаций, метаморфизма и плутонизма (Розен, 1995; Anhaeusser et al, 1969). Некоторые особенности этой сложной геологической истории являются общими для всех периодов и отражаются как в строении гранит-зеленокаменных областей, так и в областях распространения высокометаморфизованных образований. В строении архейских областей основная доля пород приходится на граниты и гнейсы (80 -90 %), остальное составляют зеленокаменные вулканиты (Конди, 1983). Наиболее ярко выраженная особенность этих регионов заключается в их сходстве в глобальном масштабе (Anhaeusser, 1973; Глебовицкий, 1973; Эз, 1978, 1980; Божко, 1995). Исследования выявили следующие существенные черты, присущие метаморфическим структурам докембрия.

1. Деформации древних метаморфических комплексов протекали в условиях метаморфизма, при этом значительную роль в процессе переработки играл гранулитовый метаморфизм. Интенсивность деформаций во много раз превышает обычную интенсивность деформаций неметаморфических толщ и проявляется крайне неравномерно.

2. В связи с большой величиной напряжений в результате деформаций возникали сильно сжатые складки, которые нарушались на следующих этапах системой разрывов.

3. В строении поясов тектоно-термальной переработки доминирующую роль играет покровно-надвиговая тектоника и горизонтальные деформации в обстановке сжимающих напряжений. Господство обстановки стресса выражается на минеральном уровне в виде вытянутости зерен формирующихся минералов и переориентировки первично-горизонтальной полосчатости в крутую субверти-кальиую (Божко, 1995; Калинин и др., 1989). В результате происходит значительное латеральное сокращение коры и увеличение ее мощности. Причем, надвиги, возможно, более свойственны зеленокаменным поясам, чем обычно считалось (Конди, 1983; Глебовицкий, 1973).

4. Проявление гранулитового метаморфизма и тектоно-термальной переработки имело место в течение всего докембрия (Конди, 1983; Божко, 1995; Эз, 1980).

Границы поясов тектоно-термальной переработки - тектонические, преимущественно надвигового типа. Особая роль надвигов в перестройке структуры зеленокаменных поясов начала серьезно рассматриваться практически только начиная с середины 1970-х (Копди, 1983; Coward et al., 1976), хотя основы теории надвигов как явления большого относительного проскальзывания соседних масс породы были заложены еще в 1840-1850 гг. А. Эшером при изучении альпийских покровов в Центральных Швейцарских Альпах (Надаи, 1869).

Связанные с надвигами прямые наблюдения стратиграфии коры стали возможными начиная с работы Беркхемера (Berckhemer, 1969), в которой он отметил, что высокометаморфизованная область зоны Ивреа - Вербано на севере Италии отличается ярко выраженными геофизическими аномалиями. Интерпретируя гравитационные и сейсмические данные, автор постулировал, что этот необычный террейн представляет собой глубинное сечение переходной зоны от континентальной коры к верхней мантии, выведенное на поверхность в результате мощного надвига и поднятия блока верхней вплоть до нижней коры.

Наиболее изученными и характерными по литературным данным являются несколько областей, в которых установлены выходы на поверхность пород гранулитовой фации. Фонтейн и Солсбери (Fountain, Salisbury, 1981) описали 5 районов, где в результате столкновения континентальных глыб породы гранули-товой фации были выжаты вверх и обнажены. Это зона Ивреа, Италия; субпровинция Пиквитоней, Канада; хребты Фрейзер и Масгрейв, Западная Австралия; зона Касила, Сьерра-Леоне. В последующие 20 лет были изучены и описаны и другие области с аналогичным строением и метаморфизмом. Кратон Сьюпериор Канадского щита разбит структурной зоной Капускейсинг, образовавшейся за счет надвига по разлому озера Иванхое (Percival, Card, 1983; Cook, 1985). Ана-барский щит Сибирской платформы двумя разломными коллизионными зонами - Билляхской и Котуйкапской - разделен на три гранулитовых террейна: Маган-ский, Далдынский и Хапчанский (Лутц, Оксман, 1990; Розен, 1990,1995). Породы Лапладского гранулитового пояса Балтийского щита надвинуты в юго-западном направлении на подстилающие породы Карельской провинции, образовав тектоническую зону пояса Танаелв (Barbey et al., 1984; Marker, 1985; Tec-tonophysics, 1989). Раннепротерозойский пояс Полмак-Пасвик-Печенга (продолжением которого на Кольском полуострове является зона Печенга-Имандра-Варзуга), расположенный в северной части Балтийского щита, интерпретируется как шовная зона, разделяющая архейскую провинцию Инари на юге и архейский террейн Серварангер на севере (Сейсмогеологическая ..., 1997; Kern et al., 1993). В зоне сочленения протерозойского пояса Натал-Намакваленд с Каапва-альским кратоном (Южная Африка) установлена система надвигов, на основании чего она идентифицирована как коллизионная зона (Божко, 1995; Глебовиц-кий и др., 2001).

1.2. Общие черты и особенности геологического строения и геофизических полей коллизионных надвиговых структур

Фундаментальными общими чертами строения надвиговых зон в областях континентальной коллизии являются: присутствие высокометаморфизованных пород, выведенных на поверхность и обнаженных в результате эрозии, положительные гравитационная и магнитная аномалии и часто значительное утолщение коры непосредственно под зоной надвига и в его окрестности. Коллизионные зоны являются ярко выраженными структурными элементами, так как аномалии геофизических полей архейских и протерозойских поясов прослеживаются по протяженности на несколько сотен километров при ширине в десятки километров. Связано это с тем, что формирование и эволюция земной коры различных геологических провинций в окрестности главного разлома, по которому происходит надвиг и поднятие верхнего слоя, принципиально могут быть описаны одним процессом и представлены качественно одной картиной. В ходе неизбежной коллизии двух континентов, приближающихся друг к другу (рис. 1а), пассивная окраина частично погружается, а верхняя кора активной окраины надвигается вверх; последующие поднятие и эрозия приведут к обнажению на поверхности в области А (рис. 1Ь) пород нижней коры с указанным стрелкой возрастанием степени метаморфизма в направлении разлома вдоль поверхности надвинутого блока.

Породы таких комплексов характеризуются повышенными значениями плотности. Например, лапландские гранулиты имеют плотность 2.76-2.84

О Коотшчиплышк

Рис 1. Коллизия между двумя континентами (а); постулированная геометрия области в результате коллизии (Ь); теоретическая гравитационная аномалия Буге (с), вычисленная для структуры коры на рис. (b) (no Fountain, Salisbury, 1981)

г/см3 при плотности обрамляющих их гранитогнейсов 2.62-2.72 г/см3, что находит отражение в гравитационном поле в виде положительного максимума над гранулитами. Для Анабарского щита гравитационные максимумы связаны с Далдынским (Уоранским) блоком с повышенной плотностью до 2.89 г/см3 и верхнеанабарской серией с плотностью 2.8 г/см3. Переход от амфиболитовой к гранулитовой фации в структурной зоне Капускейсинг Канадского щита приводит к увеличению плотности от 2.7 до 2.82 г/см3 и появлению ярко выраженной положительной гравитационной аномалии до 60 мГал (Percival, West, 1994).

Поднятие вдоль зоны надвига пород более плотной нижней коры и погружение менее плотного материала верхней коры под действием дополнительной нагрузки порождает характерные гравитационные аномалии, наблюдаемые вдоль этих зон и отражающие углубляющийся фундамент структуры (рис. 1с). Сигмовидная аномалия Буге имеет ярко выраженный максимум, смещенный примерно на 20 км от разлома. Такая характерная картина является результатом наложения обширной отрицательной аномалии, сформированной корнями с низкой плотностью, и меньшей по протяженности положительной аномалии, вызванной присутствием более плотных пород нижней коры под поверхностью.

Основной отличительной чертой структур, сформированных в коллизионных зонах по механизму надвига, является характерная метаморфическая зональность. Следствием процесса коллизии является увеличение степени метаморфизма вдоль поверхности надвинутого блока по направлению к ограничивающему разлому (от D к В), так как породы с последовательно более глубоких уровней коры расположены ближе к разлому (рис. 1Ь). Породы, выведенные на поверхность в области А этой же схемы, были метаморфизованы на глубинах нижней коры. Например, для зоны Ивреа эти условия дают равновесные давления 9-11 кбар и температуры 700-820°С (Fountain, Salisbury, 1981). Палеодавле-ния в гранулитах массива Масгрейв достигают 10-12 кбар, а температуры меняются от 900 до 1000°С (Goode, Moore, 1975). Максимальные условия метаморфизма гранулитовой фации пояса Лимпопо кратона Каапвааль (Южная Африка) оцениваются значениями Т = 850°С и палеодавлениями 8.5-9.5 кбар (Van Reenen, Smit, 1996; Перчук и др., 1996). Условия метаморфизма Анабарского щита соответствуют наиболее глубинной обстановке и по площади щита варьируют от Р = 5.5-7.0 кбар и Т = 750-820°С в Хапчаыском террейне до Р = 8.5-11 кбар иТ = 820-950°С в Далдынском террейне (Гранулитовые ..., 1991; Розен, 1995). Для структурной зоны Капускейсинг Канадского щита. 120-километровый профиль вкрест южного сегмента поднятия от озера Сью-периор до разлома озера Иванхое показывает непрерывный переход от зеле-нокаменных пород низкой ступени метаморфизма (зона Мичипикотен) с характерными давлениями 2-3 кбар через тоналиты амфиболитовой фации гнейсовой зоны Вава (5-6 кбар) к амфиболитовым и гранулитовым гнейсам высокой ступени метаморфизма (7-9 кбар) поднятия Капускейсинг (Percival, McGrath, 1986;Lithoprobe, 1993).

Строение коры и верхней мантии в области зон надвига подтверждается данными сейсмических исследований в тех областях, где они проводились.

Сейсмические разрезы указывают на аномально высокие скорости сейсмических воли у поверхности надвинутого блока в окрестности разлома или шва, а метод преломленных волн позволяет определить положение поверхности Мохо. Эта зопа интерпретируется как поверхность раздела, вдоль которого в результате раннепротерозойской активизации (коллизии, надвига и горизонтального сокращения коры на 30-70 км) произошло поднятие 20-км слоя пород Капускей-синг - Абитиби (Boland et al, 1988,1989; Percival et al., 1989).

Таким образом, для протерозойских структур коллизионного типа характерны значительные неоднородности поля скоростей сейсмических волн, явно выраженная расслоенность и сложное структурное строение.

1.3. Реология литосферы и ее роль в процессах орогенногоразвития

Геофизические наблюдения и лабораторные эксперименты привели к лучшему пониманию реологии континентальной литосферы (Ashby, Verrall, 1978; Kirby, 1983; Kirby, Kronenberg, 1987; Ranalli, 1995). Механическое поведение литосферы является весьма сложным. Реологические свойства геоматериалов меняются во времени и пространстве как функция многих факторов, важнейшими из которых являются состав и структура пород, температура, окружающее (литостатическое) давление, поровое давление насыщающей жидкости, величина и скорость изменения сдвиговых напряжений в среде. Глубина перехода поведения пород от хрупкого к пластичному зависит от состава и температуры, меняясь от < 10 км для нагретых кислых пород до > 30 км для холодных основных пород {Николаевский, 1983, 1996; Fernandez, Ranalli, 1997; Ranalli, 2000). Литосфера различных регионов, характеризующихся собственной тектонической обстановкой и тепловым режимом, будет обладать особой реологической структурой. В разделе приведены реологические карты, которые дают наглядное представление об изменении режимов деформирования верхней мантии с глубиной.

Из различных геофизических и экспериментальных данных следует тот факт, что в геологическом масштабе времени (порядка 1 млн. лет) материал верхней мантии и нижней коры может деформироваться пластичным (вязким) образом в условиях давлений и температур, оцениваемых для этих глубин. Лабораторные и натурные наблюдения также указывают на то, что нижняя кора может быть ослабленным слоем, ограничешшм сверху переходом от хрупкого поведения к пластичному и снизу - изменением состава на границе Мохо (Brace, Kohlstedt, 1980; Carter, Tsenn, 1987; Ranalli, 2000). Глубина и природа этих переходов в целом изучены недостаточно и зависят от предположения о составе слоев, распределении температуры и скорости деформаций. Результаты изучения реологии реальных образцов пород нижней коры Канадского щита (один из них был взят из архейской области Пиквитоней провинции Сьюпериор с максимальными условиями метаморфизма 640 МПа и 630-750°С, другой - непосредственно из зоны Капускейсинг с максимальными условиями метаморфизма в диапазоне 600-800 МПа и 800-1000°С) подтверждают геологический и геофизический

выводы о разрыве, происходящем при переходе Мохо, причем, нижняя кора представляет собой ослабленный материал (Wilks, Carter, 1990).

Оценка средне-мантийной вязкости из данных по послеледниковому поднятию дает величину примерно 1021 Па-с (Peltier, 1980; Peltier et al. 1981). Вязкость существенно зависит от температуры и убывает с глубиной (по мере роста температуры). Подстилающая астеносфера представляет собой более слабый слой, чем литосфера, и ее вязкость оценивается величиной 4-1020 Па*с (Теркот, Шуберт, 1985). Поэтому весьма разумным будет предположение, что нижняя кора имеет вязкость 5-Ю20 - 5-Ю21 Пас, а лежащая ниже литосферная верхняя мантия - вязкость соответственно 5'1021-5-1022 Па-с.

Для несжимаемой ("ньютоновской") жидкости соотношение между напряжением и скоростью деформаций определяется линейной зависимостью

с --а.

Предположение о возможности использования ньютоновского приближения для оценки вязкости верхней мантии явилось предметом специального исследования в работе (G. Ranalli, 1984). На основе изучения поведения поликристаллов оливина с различными физическими характеристиками в лабораторных условиях получены оценки напряжений, температур и эффективной вязкости для диффузионного (линейного, или суперпластичного) скольжения и криповой (нелинейной) ползучести при различных значениях параметров. Показано, что в пределах неопределенности, создаваемой разбросом в значении основных параметров, задающих характер деформаций, и с учетом геофизических оценок вязкости, на больших временах можно аппроксимировать верхнюю мантию ньютоновской жидкостью с линейной зависимостью скорости деформаций от напряжений.

1.4. Модели формирования и эволюции коллизионныхзон вусловияхреологи ческирасслоеннойлитосферы

Широко известны примеры структур, которые не испытали послеороген-ного растяжения (Аппалачи, некоторые области фронта Гренвилл). Корни коры сохраняются 2 млрд. лет под структурной зоной Капускейсинг провинции Сью-периор Канадского щита. Тепловые и реологические условия, которые сделали возможным формирование и сохранение этих корней, обсуждены в работах Парфенюк и др. (1993, 1994, 1996) и в главах 3 и 4 данной диссертации. Общепризнанным является представление о том, что растяжение может вознюагуть непосредственно после окончания коллизии или с некоторым интервалом после орогенного сжатия, т.к. топография образовавшихся поднятий приводит к режиму растягивающих напряжений (Артюшков, 1993; Mareschal, 1994).

Влияние утолщения на тепловую структуру коры исследовалось рядом авторов в рамках одномерных моделей. В работе (Brewer,\9%\) изучены тепловые эффекты трения и частичного плавления при надвигании горизонтальных пластин мощностью 5, 10 и 15 км при различных значениях коэффициента трения

(Byerlee, 1978). С учетом трения вдоль надвига температуры могут повышаться на 300К только для значительных горизонтальных движений при высоких скоростях (5 см/год). В работе (England, Bickle, 1984) даны оценки температур и давлений в архее при утолщении коры и формировании горных поясов. Исходя из модели мгновенного перемещения надвигаемого слоя, приводятся P-T-t диаграммы при постепенном снятии нагрузки и оценки возможных температурных градиентов и давлений в архее. На основе изучения эволюции температуры и давления после горизонтального сокращения и утолщения литосферы авторы приходят к выводу о сходстве современного и архейского режимов.

Влияние структурно-геологических пеоднородностей на распределение температур и теплового потока рассматривалось в работах М.Д. Хуторского (1982, 1996). В этих исследованиях приведены оценки донадвигового и после-надвигового теплового режима на примере строения литосферы складчатых зон Центрально-Азиатского пояса. "Быстрый" надвиг одной или нескольких пластин приводит к формированию области отрицательного температурного градиента, которая исчезает ~ через 25 млн. лет после образования надвига.

Ши и Ванг (Shi, Wang, 1987) предложили одну из первых двумерных моделей регионального метаморфизма для простых надвиговых зон. Они показали, что двумерность модели наряду с продолжительностью и скоростью надвига оказывают значительное влияние на P-T-t параметры, которые, в свою очередь, зависят от латерального расположения точки в орогенном поясе. Авторы использовали упрощенную модель тепловой эволюции надвигаемой плиты без учета механических деформаций материала под влиянием изменяющейся нагрузки, т.е. в такой постановке воспроизводится крайний случай абсолютно жестких недеформируемых плит.

Попытка оценки тепловой структуры литосферы в процессе утолщения коры была предпринята в работе (Gaudemer et al.y 1988). Авторы предположили, что увеличение температуры в горных поясах происходит из-за возрастающей генерации тепла в утолщенной коре. Двумерные расчеты теплового режима показали, что в ходе сжатия температура значительно увеличивается только при условии, что увеличение мощности коры происходит в протяженной области (порядка 500 км) с очень малой скоростью (порядка 1 мм/год). Такие значения скоростей сокращения представляются слабо обоснованными с точки зрения геологически наблюдаемых скоростей деформаций, ибо приводят к очень низким значениям последних (порядка 10 ~17 с ).

Модели компрессионных орогенов, разрабатываемые в последние годы, в основном различаются реологическими законами расслоенной литосферы и механизмом осуществления конвергенции. Например, в работе (Willett et al.t 1993) горизонтальное сокращение и деформация коры управляются сходящимися мантийными плитами, одна из которых поддвигается под другую. Аналогичный подход к проблеме коллизии расслоенной литосферы предложен в модели B.C. Захарова (1996) на основе концепции двухъярусной тектоники плит (Лобков-ский, 1988). Моделирование динамики литосферы в приближении тонкого слоя позволило автору получить некоторые характерные особенности коллизионных областей: значительное увеличение мощности коры при горизонтальных разме-

pax орогена в сотни километров и высоте поднятий до 8 км. Определены факторы, влияющие на структуру деформаций: соотношение между скоростью движения плит и реологией коры, скорости денудации и осадконакопления. Модели этого класса описывают многие характерные особенности орогенов.

Глава 2. Постановка задачи формирования и эволюции коллизионной

структуры путем внутрикратонного надвига в двумерной области

Во второй главе содержится постановка задачи формирования и эволюции континентальных коллизионных структур, образованных в процессе надвига. В первом разделе главы проанализирован комплекс данных и оценок, позволяющих сделать вывод о возможности осуществления крупных надвигов. Затем приводится физико-математическая постановка задачи тепловой и динамической эволюции глубинных надвиговых зон. Численная постановка (разделы 3,4) включает дискретизацию области на конечные элементы с учетом особенностей строения области и граничных условий, меняющихся во времени. Проведена процедура выбора оптимального способа перехода к безразмерным параметрам ввиду очень широкого разброса их возможных значений. Приведены вариационные формулировки исходных уравнений, алгоритм метода конечных элементов для рассматриваемой задачи и особенности перестроения сетки в области надвига и в ее окрестности.

2.1. Возможность осуществления крупных надвигов

Изучение поведения разломов на основе сейсмотектонических данных и лабораторных экспериментов по изучению свойств геоматериалов при различных нагрузках позволило сделать ряд важных выводов о возможности осуществления движения (надвига) при относительно большой протяженности горизонтального смещения {Николаевский, Шаров, 1985; Гарагаш и др., 1986). Самые крупные амплитуды смещений составляют десятки километров.

Величина тектонического напряжения, необходимого для перемещения надвигового покрова длиной L, определяется равенством г = ppgL (Теркот, Шуберт, 1985). Для типичных значений тектонических напряжений г = 100 МПа, длины покроваХ = 50 км up = 2750 кг/м3 получаем коэффициент трения fi = 0.072. Т.е. существование надвиговых покровов оказывается возможным только при низких значениях коэффициента трения. Типичное значение коэффициента трения ограничено сверху величиной 0.6 (Byerlee, 1978; Brewer, 1981) и составляет в среднем примерно 0.3.

Так называемый "парадокс больших надвигов" состоит в том, что фактическое существование покровов не вызывает сомнений, но при этом сложно согласовать наблюдаемые высокие значения коэффициента трения с оценкой требуемых для осуществления надвига напряжений. В качестве причин, снижающих внутреннее и внешнее трение, были предложены следующие. Во-первых, это присутствие высокопластичных пород в качестве "смазки" вдоль поверхностей надвигов в виде либо особого типа пород, либо в обстановке частичного

плавления при средне-коровых давлениях. Во-вторых, присутствие воды в сильно пористых породах (Hubbert, Rubeyt 1959), т.к. вода, будучи практически несжимаемой, принимает на себя всю нагрузку, что приводит к уменьшению величины эффективных напряжений. Теория М. Хубберта и У. Раби о первостепенном значении порового давления до сих пор учитывается практически во всех объяснениях образования крупных надвиговых покровов. Касательные напряжения в этих условиях не изменяются, а нормальные напряжения, повышающие сцепление и трение, уменьшаются. В условиях периодически накапливающихся напряжений происходит прерывистое движение - stick-slip motion.

Тектонические процессы в присутствии воды не ограничиваются изменением нормальных напряжений, но приводят также к "смазыванию" поверхностей, способствующему перемещению блоков (Teisseire, 1972; Ярошевский, 1981). В качестве возможного механизма понижения прочности предложен также эффект Ребиндера (Артюшков, 2001): инфильтрация малого объема водосодержащего флюида из астеносферы в литосферу приводит к быстрому уплотнению пород основного состава и резкому понижению прочности литосферы, что облегчает процесс сжатия литосферы и приводит к значительным деформациям.

Особое значение в реализации движения по разломам имеет подвижность взаимодействующих блоков геоматериала (Гарагаш и др.у 1986; Николаевский, 1996). Эксперименты с моделями массивов, искусственно составленными из многоугольных блоков различной формы, показали, что такая кладка при неравномерном обжатии приобретает весьма низкое сопротивление сдвигу, при этом обнаружено, что энергетически более выгодной является прямоугольная форма блоков дробления материала. Кроме того, было обнаружено, что в зоне локализации сдвиговой деформации образуются закономерные системы блоков, которые приобретают установившееся значение сопротивления сдвигу, существенно меньшее максимального (Tchalenko, 1970). В механике горных пород такой процесс называют квазипластическим, а в геологии - катакластическим (Гарагаш и др., 1986). Катакластическое течение фиксируется в выходах на дневную поверхность разломов некоторых древних щитов (Grocott, 1977).

Существование слоя, который оказывает наименьшее сопротивление сдвигу, является принципиально важным для концепции тектонически расслоенной литосферы и для изучения явления прерывистого скольжения в условиях резкого возрастания и сброса напряжения. Важнейшее воздействие флюидной (жидкой) фазы на реологические свойства твердого тела состоит в увеличении его деформируемости, когда реология твердого тела сближается с реологией ньютоновской жидкости. Такая деформируемость реализуется посредством развития и функционирования глубинных сдвиговых зон (Калинин и др., 1989). Таким образом, распределение вертикальных и горизонтальных усилий в литосферных плитах оказывает влияние на строение, расположение и развитие разломов, а сама динамика литосферных плит реализуется прежде всего по системе разломов, поскольку материал в них оказывает наименьшее сопротивление сдвигу. Эти представления использованы при решении задачи по изучению движения по типу надвига вдоль разлома.

2.2. Физико-математическая постановказадачи термомеханической эволюции литосферы в зоне надвига

На рис.2 показана геометрия двумерной модели литосферы, используемой для постановки задачи и численного решения. Вязкие течения в нижней коре и литосферной верхней мантии (эта область обозначена сплошными линиями) компенсируют горизонтальное сокращение, дополнительную нагрузку и эрозию в области надвига (верхняя кора отмечена штриховыми линиями).

Рис.2. Геометрия модели деформаций и граничные условия для механической и тепловой моделей. Давление на верхней, правой и нижней границах обозначено через Р\, Рг, и Р3 соответственно

Для моделирования вязких течений на глубинах нижней коры и литосфер-ной верхней мантии методом конечных элементов уравнения движения и неразрывности для двухслойной несжимаемой вязкой жидкости решались в приближении ньютоновской реологии (Ландау, Лифшиц, 1953):

Здесь Р- давление, и- вектор скорости, р- плотность, ft- эффективная кинематическая вязкость (ji = const), g - ускорение силы тяжести. Индексы i = 1,2 соответствуют веществу нижней коры и литосферной верхней мантии. Инерционными членами пренебрегаем, т.к. число Рейнольдса пренебрежимо мало в случае очень медленных течений сильно вязкой жидкости. Расчеты поля температур выполнялись для всей области, включая верхнюю кору некоторой заданной мощности (i = 3 на рис.2), на подвижной сетке, которая деформировалась в ходе надвига, дополнительной нагрузки, эрозии и вязких течений. Основное внимание уделялось изучению влияния величины вязкости, продолжительности и скорости сокращения и эрозии, которые могли привести к значительным горизонтальным неоднородностям мощности коры и поверхностного рельефа.

В данной модели деформация жесткой верхней коры рассматривается лишь в общем виде: надвиг, дополнительная нагрузка и ее перераспределение (эрозия и осадконакопление) не включаются непосредственно в механические

расчеты, а используются в качестве граничных условий для вязких течений. Горизонтальное сокращение моделируется движущейся левой вертикальной границей и условием прилипания слева от разлома, где верхняя и нижняя кора движутся с одинаковой скоростью (движение без проскальзывания)

На верхней границе, справа от разлома, горизонтальное смещение отсутствует, вертикальное смещение определяется нормальным напряжением, т.е.

и = 0, оа = Р1(х),

где - тензор напряжений, п - единичный вектор, задающий нормальное направление границы, Pi - литостатическое давление, создаваемое весом пород верхней коры, включая дополнительную нагрузку.

На правой границе задано условие открытой границы в направлении нормали, т.е. вертикальная составляющая скорости v = 0 при заданной нормальной компоненте напряжений, равной литостатическому давлению на данной глубине

V = 0, ал = (у).

Нижняя граница литосферы может отклоняться как из-за влияния горизонтального сокращения коры, так и в результате воздействия дополнительной нагрузки в предположении, что подстилающая астеносфера является существенно менее вязкой, чем литосфера. Поэтому на нижней границе литосферы предполагается выполненным условие литостатического равновесия (т.е. нормальное напряжение полагается постоянным и равным литостатическому давлению на данной глубипе в отсутствие дополнительной нагрузки) при условии отсутствия сопротивления горизонтальному проскальзыванию:

сп = Рз, о! = 0,

где t - единичный вектор, задающий касательное направление на нижней границе, Рг - литостатическое давление.

Тепловые расчеты были выполнены для всей области, включая верхнюю кору с зоной надвига. Уравнение сохранения энергии для случая обобщенных лагранжевых координат (сетка привязана к движущейся материальной точке) формулируется как уравнение теплопроводности без инерционного члена, который содержится в производпой по впемени:

с.р^Л^Т+Н,, (2)

где с - удельная теплоемкость, X - коэффициент теплопроводности, Я - скорость генерации тепла. Индексы соответствуют слоям с различными тепловыми свойствами: i = 1 - нижней коре, i = 2 - верхней мантии, i = 3 - верхней коре. Предполагается, что начальное состояние коры и литосферы определяется как состояние теплового равновесия при постоянных температуре поверхности Т = 0°С и температуре в основании литосферы Т = 1200°С. Вертикальные границы теплоизолированы (тепловой поток равен нулю). На границах слоев с различными теплофизическими свойствами выполнено условие непрерывности температуры. В качестве значений генерации тепла выбраны средние величины для пород, характерные для архейских режимов соответствующих областей. Значения

параметров, входящих в уравнения (1)-(2), приведены в соответствующих главах для конкретных изучаемых структур.

2.3. Численная постановка задачи и алгоритмрешения методом конечных элементов

Для решения системы уравнений сохранения момента, массы и энергии (1)-(2) в двумерной области, показанной на рис.2, использовался метод конечных элементов, являющийся синтезом вариационных (или проекционных) методов и метода конечных разностей (Самарский, 1977; Андреев, Руховец, 1986; Reddy, 1984; Бахвалов, Жидков, Кобельков, 1987). Искомая неизвестная функция ищется в виде разложения по специальным координатным функциям в узлах сетки. Система уравнений исходной задачи с заданными граничными условиями в непрерывной области заменяется системой линейных уравнений в сеточной области, разбитой на конечное число элементов выбранной формы (обычно это треугольники или четырехугольники), с неизвестными коэффициентами, определяемыми в узлах сетки.

В разделе 2.3.1. детально показано и обосновано построение сеток для решения тепловой и динамической задач.

Раздел 2.3.2. дает подробное изложение преобразования уравнений, описывающих очень медленные вязкие течения двухслойной несжимаемой жидкости в безразмерных координатах:

(3)

где и литосферной верхней мантии

И2 (/ = 2), р - плотность, ц -туЪ ■- приведенная кинематическая вязкость, Р -давление, объемные силы (литостатическое давление).

Граничные условия - естественные или фиксированные - в общем виде формально могут быть записаны следующим образом:

_ ди (ск ДЛ _ г 1Х = 2 и—п + ¡А — + — и -Рп = /

х ¿к 1 Ч4> &) '

(дА , А _ г

наП

(4а)

и = и,у= V наГг (46)

В разделе 2.3.3. приведены вариационные формулировки уравнений сохранения момента и неразрывности (3-4). Квадратичная форма вариационной формулировки задачи (3-4) задается как функционал

В предположении, что компоненты скорости удовлетворяют уравнению неразрывности, член функционала, содержащий давление, исчезает. Обозначив через 1о(и,у) приведенную выше квадратичную форму без давления (Р = 0), мы можем рассматривать решение уравнепий (3) и (4) как задачу минимизации функционала Ь^^) при условии выполнения уравнения неразрывности.

Метод штрафных функций позволяет вернуть ограничение на скорости в квадратичную форму в смысле аппроксимации методом наименьших квадратов, то есть минимизировать функционал

где уе- штрафной параметр, значение которого обосновано ниже.

В разделе 23.4. изложен алгоритм метода конечных элементов для модели штрафных функций (5). На основе аппроксимации искомых функций и, v и Р значениями в узлах четырехугольных элементов приведены соотношения метода конечных элементов, включая уравнения, матрицы жесткости и кинематических связей (Reddy, 1984).

При выборе штрафного параметра у следует учитывать две противоположные тенденции при численной реализации. С одной стороны, рекомендуется, чтобы значение у удовлетворяло неравенству

где ц •- значение приведенной вязкости, а величина л определяется типом используемого компьютера и ограничениями па у, вытекающими из сущности метода штрафных функций. Но для очень больших значений у мы получим тривиальное решение для вектора скорости. С другой стороны, параметр не может быть выбран слишком малым, т.к. тогда ограничение метода будет выполняться недостаточно точно. В результате оценок и тестовых численных решений показатель в правой части неравенства (6) принимается в диапазоне Л = 13-г-15

В разделе 2.3.5. приведена реализация метода конечных элементов для уравнения теплопроводности (2) в виде матричных форм вариационных соотношений. Тепловая задача решалась на деформированной сетке, разбитой на треугольные элементы, и этому вопросу посвящен отдельный раздел.

2.4. Геометрия модели деформируемой области, преобразование элементов в процессе численного решения и аппроксимация граничныхусловий

В этом разделе приведено математическое описание процесса движения вещества верхней коры по разлому, детально описан алгоритм перемещения элементов в ходе надвига при деформируемой верхней коре.

(5)

у = цх 106 ¿10",

(6)

Глава 3. Термомеханическая эволюция и формирование структур континентальной литосферы в зонах глубинных надвигов

Основное содержание третей главы составляет исследование влияния различных параметров задачи и исходных данных на процесс формирования, эволюции и постколлизионного развития надвиговых зон. Рассмотрено влияние скорости надвига и эрозии на формирование и топографию поверхности поднятия, а также на возможность образования структуры с корнями нижней коры. Обоснована определяющая роль денудации в процессе появления на поверхности глубинных пород, поднятых в результате надвига. Определена роль угла заглубления ограничивающего разлома, по которому осуществляется надвиг, в формировании топографии коровых границ, приведена оценка влияния вязкости нижней коры и литосферной верхней мантии на формирование и дальнейшее развитие корней нижней коры. Приведены результаты расчетов Р-ТЧ путей в зависимости от основных параметров задачи и определены их особенности при различном положении глубинных пород относительно плоскости разлома и под-надвиговой поверхности.

Показана определяющая роль комплекса всех перечисленных параметров в реализации коллизии по механизму надвига и даны оценки возможного диапазона параметров модели, которые могли бы привести к формированию структур с наблюдаемым современным строением и особенностями геофизических полей. Приводятся некоторые оценки возможных дальнейших путей эволюции коллизионных орогенов, в частности, обоснован диапазон значений температур и совместимых с ними значений вязкости нижней коры и литосферной верхней мантии, при которых возможно сохранение структуры с утолщенной корой в ходе последующей вязкой релаксации.

3.1. Влияние скорости надвига и эрозии на формирование поднятия и увеличение мощности коры в условиях горизонтального сокращения литосферы

Скорость надвига и эрозии оказывают существенное влияние на формирование рельефа поверхностного поднятия и очень слабое влияние на топографию углубления Мохо. Так как задача решалась в приближении линейной ньютоновской реологии, то изменение скорости горизонтального сокращения коры (или надвига) приводит к изменению интервала времени, необходимого для достижения сокращения коры па заданную величину, но отклонения границы Мохо и границы литосферы и астеносферы от их региональных фоновых значений будут иметь одинаковую величину.

Основное влияние скорость надвига оказывает на значения напряжений, возникающих в обстановке сжатия. Максимальные значения сдвиговых напряжений достигаются непосредственно под и поблизости от начальной области действия нагрузки и изменяются от 40 МПа для скорости сокращения 0.5 см/год до почти 160 МПа при скорости надвига и = 2 см/год. Максимальные горизонтальные вязкие напряжения концентрируются в области основного сокращения

и составляют 1.2 - 5% от величины полного напряжения на данной глубине (Дарфепюк, Марешаль, 1993; Рагрквпик & а1, 1994).

Для определения влияния эрозии на процесс формирования поднятия рельефа и углубления Мохо рассмотрим два сценария. В первом эрозия отсутствует, во втором процесс денудации происходит в процессе надвига, но не с самого начала, а в момент выхода на поверхность достаточно большого фрагмента верхней коры. Предположим, что эрозия со скоростью 1 мм/год начинает размывать рельеф с момента времени 1.82 млн. лет. При этом эродированный материал откладывается в виде осадков в наиболее низких частях поверхности. На рис. 3 показаны рельеф поверхности над зоной надвига (IV), положение разлома (I - слева от точки, отмеченной кружком), топография углубления верхней коры (II) и топография Мохо (1П) в случае отсутствия эрозии (тонкая штриховая линия) и для сценария с денудацией в процессе надвига (жирная штриховая линия). Все кривые соответствуют моменту времени, близкому к завершению надвига (6.5 млн. лет). Сплошные линии показывают положение соответствующих границ спустя 4 млн. лет после завершения коллизии. Значения уровня эрозии (в км) отмечены цифрами под соответствующими точками поверхности. В результате денудации и отложения осадков поверхность выполаживается и над плоскостью надвига появляются породы, выведенные с глубин средней коры.

А.

км

-«О

Рис 3. Положение разлома (слева от точки, отмеченной кружком) и погруженной поверхности (I), границы верхней и нижней коры (П), границы Мохо (Ш) и рельеф поверхности (IV) на момент завершения надвига (6.5 млн. лет) и после его окончания (10.5 млн. лет).

По мере развития коллизии на краях коллизионного поднятия при заполнении осадками прогибов формируются осадочные бассейны, горизонтальные размеры и глубина которых увеличиваются с течением времени. В представленном выше варианте в момент времени 16 млн. лет при полном выполаживании поверхности глубина осадочного слоя достигает 4 км во фронтальной области по отношению к надвигу. Процесс перераспределения нагрузки, вызванного денудацией и осадконакоплением, оказывает слабое влияние на формирование утол-

щения коры, но является определяющим в появлении на поверхности глубинных пород и способствует перетеканию материала в виде конвективных течений с очень малыми скоростями (порядка десятых и сотых долей мм/год) после окончания процесса надвига. Эти скорости определяются внутренними источниками течений - горизонтальными градиентамидавления из-за сформировавшейся в результате надвига и вязких течений топографии границ. То есть процесс перераспределения нагрузки играет очень важную роль в постколлизионную стадию, препятствуя размыванию сформировавшихся корней коры и углубления верхней коры.

3.2. Рольугла наклона ограничивающейразломнойзоны

Данные сейсмических и сейсмогеологических разрезов по надвиговым структурам приводят к выводу о существовании высокоскоростной аномалии, углубляющейся с некоторым углом под поверхность до глубин 12 - 20 км. Эта зона интерпретируется как поверхность раздела, вдоль которого в результате тектонического надвига в позднем архее или в раннем протерозое произошло поднятие путем надвига слоя пород примерно такой же мощности. Углы падения ограничивающих надвиг разломов лежат в диапазоне 15 - 40°. Для зоны Ка-пускейсинг этот угол определяется величиной 15±2°, для Печенгской структуры он составляет примерно 30°, для Анабарского щита по данным существующих сейсмических профилей его можно определить как 30 - 35°.

На качественном уровне влияние этого параметра до некоторой степени очевидно. Более крутой угол падения при прочих равных условиях приведет к формированию поднятия на поверхности и углубления коровых границ с более высокой амплитудой при меньшей протяженности. Кроме того, для выведения на поверхность фрагмента коры определенной мощности в условиях более крутого угла падения потребуется меньшее горизонтальное сокращение коры. Численное моделирование надвигания вдоль разломов с углами падения а = 15 и 30 0

показало, что высота поднятия поверхности в момент завершения надвига в случае а = 30° почти вдвое превышает высоту рельефа для а = 15° и имеет вид горного сооружения. Величина угла падения разлома, вдоль которого происходит надвиг при коллизии континентальной коры, играет определяющую роль в формировании топографии коровых границ и рельефа поверхности.

3.3. Оценка влияния вязкости нижней коры илитосферной верхней мантии на формирование и эволюцию корней нижней коры

Рассмотрение условий реологической расслоенности литосферы (раздел 1.3) приводит к выводу о том, что в условиях температур и давлений, характерных для нижней коры и верхней мантии, породы могут деформироваться вязким образом в геологических масштабах времени (порядка млн. лет). При этом нижняя кора является слабым слоем, ограниченным сверху переходом от хрупкого

поведения к пластичному и снизу - изменением состава на границе Мохо {Brace, Kohlstedt, 1980; Carter, Tsenn, 1987).

Параметры дунита часто используются для оценок мантийной реологии, т.к. они приводят к значению эффективной вязкости порядка 1021 - 1022 Пас в основании литосферы, что согласуется с оценками вязкости, полученными по результатам исследования послеледникового поднятия (Peltier, 1986). Рис. 4 показывает изменение эффективной вязкости для гранулитов области Пиквитоней, сухого дунита и сухого оливина в диапазоне температур 500 - 1000 °С при скорости деформаций е= 10"14 с'1. Из приведенных расчетов следует, что эффективная вязкость пород нижней коры может иметь значения в диапазоне 102 - 1022 Пас, в то время как эффективная вязкость мантии ниже Мохо оказывается выше на 1-2 порядка.

Рис 4. Эффективная вязкость дунита, сухого оливина и гранулитов области Пиквитоней в диапазоне температур 500-1000 °С, рассчитанная для скорости деформации 10"14 с"1

Именно эти значения эффективной вязкости для ньютоновской (линейной) реологии нижней коры и литосфериой верхней мантии предполагались в проводимых нами расчетах. Следует отметить, что в приближении линейной реологии при постоянной скорости сокращения изменение эффективной вязкости приводит к пропорциональному изменению напряжений, т.е. влияние этого параметра аналогично влиянию скорости надвига: чем выше вязкость, тем больше значения напряжений. На рис. 5а,б показаны изолинии полных напряжений на момент завершения надвига при сокращении коры на 64 км (1 = 6.4 млн. лет). Значения вязкости отличаются на порядок (вязкость нижней коры 5-Ю21 Па-с для изобар на рис. 5а и 5-1022 Пас для изолиний на рис. 56). Контраст вязкости нижней коры и верхней мантии составляет также один порядок величины. Рис. 5в показывает изолинии полных напряжений спустя примерно 4.6 млн. лет после завершения надвига. Следует отметить, что посторогенная релаксация напряжений происходит со скоростью, примерно в 5 раз меньшей в случае более высокой вязкости.

г. ьа.«1т

г, *«ш.99ня

Рис 5. Изолинии полных напряжений в момент завершения надвига (/=6.4 млн. лет):

а) VI = 5-Ю21 Пас, V, = 510 й Пас;

б) VI - 5-Ю22Пас, V = 5-1023 Пас;

в) /=4.6 млн. лет после завершения надвига

Форма и значение отклонения границы Мохо от региональных значений, а также тектонические напряжения, которые вызывают процесс сокращения и надвига, ограничивают возможный диапазон значений вязкости величинами 10 - 2-Ю22 Пас для нижней коры и 5-Ю22 - 5-Ю23 Пас для литосферной верхней мантии. По-видимому, для более холодных регионов можно использовать верхние оценки, для более "горячих" - нижние.

3.4. Особенности теплового режима коллизионных надвиговых

структур

Широкое развитие горизонтальных и наклонных движений пластин и блоков земной коры приводит к резким нестационарным нарушениям теплового режима и теплового потока. Физическая основа этого процесса состоит в том, что на пластину с некоторым начальным распределением температуры посте-

пенно надвигается слой некоторой мощности (в нашей модели это верхняя кора) с таким же распределением температуры. И в результате надвига "холодный" слой оказывается под "горячим" слоем.

На рис. 6 показаны расчетные геотермы, которые характеризуют тепловую эволюцию коллизионной зоны. Кривые представляют распределение температуры по глубине, построенное для центральной части надвиговой зоны при скорости горизонтального сокращения коры 0.5 см/год. Все остальные параметры задачи соответствуют условиям, воспроизводящим обстановку в стуктурной зоне Капускейсинг. Процесс надвига при такой скорости продолжается 14 млн. лет и приводит к горизонтальному сокращению коры на 70 км. Основной прирост температуры происходит на глубинах средней и нижней коры и является довольно значительным, достигая 250 °С. Т.е. на глубинах 20 - 40 км достигается температура, характерная для глубин 40 - 60 км соответственно. При этом изменение теплового режима происходит неравномерно и по глубине, и во времени. Характерной особенностью коллизионных геотерм является максимальный разогрев поднадвиговой пластины.

//, км

Рис. 6. Расчетные геотермы для центральной части коллизионной зоны на различных стадиях коллизии при горизонтальном сокращении коры на 70 км со скоростью 0.5 см/год. Кривая 2 соответствует завершению надвига, кривые 3 и 4 - постколлизионной стадии

Из результатов моделирования также следует вывод о различной степени нагрева нижней коры под областью надвига в зависимости от горизонтального расположения точки относительно надвиговой зоны (см. рис. 10). Под фронтальной частью надвига в нашей модели (точка С на рисунке) нагрев значительнее, чем под начальной точкой надвига, что обусловлено увеличением мощности те-плогенерирующего слоя и наличием горизонтального градиента температуры.

Зависимость степени нагрева от расположения точки была установлена по результатам расчетов тепловой модели без деформации и внутренних источников тепла, представленным в одной из первых работ в области двумерного моделирования процессов надвига (Shi, Wang, 1987).

5.5. Условия постколлизионногоразвития орогена - возможность сохранения структуры сутолщенной корой в течение длительного геологического времени и посторогенноерастяжение

Возможность сохранения корней коры под многими надвиговыми структурами докембрия на первый взгляд противоречит сделанному предположению о реологии нижней коры и верхней мантии. Такая топография Мохо должна быстро релаксировать из-за вязких течений в коре и мантии и привести к изостати-ческой компенсации и пассивному постколлизионному растяжению. Характерное время вязкой релаксации возмущенной границы раздела жидкостей с различной плотностью и вязкостью оценивается величиной (Chandrasekhar, 1981) 4Я-Р, +/и2)

г = -

(7)

g4pi-p2)

Здесь g -- ускорение свободного падения, Л, - длина волны для рассматриваемой топографии, р и Ц - плотность и вязкость соответственно. Из соотношения (7) следует, что при большом контрасте вязкостей слоев значение времени вязкой релаксации определяется величиной большей вязкости. Т.е. корни коры могут сохраниться в ходе вязкой релаксации при условии, что вязкость мантии остается достаточно высокой независимо от значения эффективной вязкости нижней коры.

В частности, для топографии, определяемой длиной волны X = 200 км (в случае структурной зоны Капускейсинг), характерное время будет больше 2 млрд. лет, если вязкость верхней мантии выше, чем 5«10в Пас. Учет фактора конечной величины мощности коры приводит к снижению этой оценки примерно в 4 раза (Ramberg, 1981), т.е. к значению эффективной вязкости литосферной мантии порядка 1023 Пас.

Существует достаточно узкий диапазоп температур, совместимых с относительно .низкой вязкостью нижней коры, допускающей формирование структуры с корнями, и относительно высокой вязкостью верхней мантии, позволяющей их сохранить. Рассмотрим ситуацию провинции Сьюпериор Канадского щита. Рис. 7 показывает, что эти температурные условия зависят от предполагаемой реологии нижней коры и литосферной мантии. В нижней коре, где вязкость уменьшается до 1021 Па-с, требуются температуры выше 600°С и 750°С для гранулитов областей Адирондак и Пиквитоней соответственно (рис. 4). В мантии, где вязкость должна оставаться выше 10 Пас, температура не должна превышать 700° С и 1000°С для сухого оливина и сухого дунита соответственно. В зависимости от предполагаемой реологии "окно" для температур может быть достаточно широким (от 600°С до 1000°С), или может не существовать совсем.

Деформация и сохранение структуры с утолщенной корой может иметь место в обстановке очень высоких температур для мантийной реологии типа сухого дунита, в то время как сохранение такого строения коры представляется невозможным в предположении мантийной реологии типа сухого оливина. И хотя ограничение на температуру Мохо остается слабым из-за неопределенности знания реальной реологии, по-видимому, температура порядка 800°С будет совместима с моделью формирования и сохранения структуры со значительным углублением Мохо. Требуемый диапазон температур в области нижней коры существенно выше, чем современные значения для глубин нижней коры Канадского щита.

600 700 800 900 1000 Температура, С

Рис 7. Реологические условия и температурное окно для формирования и сохранения корней коры при различных реологических законах для нижней коры и верхней мантии. Температурные условия характерны для этой части Канадского щита в промежутке времени между 2.5 и 2 млрд. лет (Parphermk et al., 1994)

Пине и Марешаль с соавторами (Prnet et al.3 1991; Mareschal et al. 1989) оценили современный мантийный тепловой поток величиной 12 мВт/м2 и вклад коровой составляющей за счет тегоюгенерации в западной части зеленокаменно-го пояса Абитиби, в окрестности зоны Капускейсинг, величиной 40 мВт/м2. Большая часть тепла выделяется породами тоналитового состава. Современное значение средней генерации тепла в тоналитовых породах составляет 1.1 мкВт/м3 и 0.4 мкВт/м в породах нижней коры. Генерация тепла в коре была примерно в 1.7 раза выше 2.0 млрд. лет назад и в 2.1 раза выше 2.7 млрд. лет назад (см., например, West, Mareschal, 1979). Значения генерации тепла для тектонического события, имеющего возраст 2.5 млрд. лет, близки к предполагаемым в нашей модели (табл. 2 гл. 4). Таким образом, более высокая генерация тепла в коре была достаточной для нагревания нижней коры 2 млрд. лет назад без учета возможно более высокого мантийного теплового потока.

Более точная интерпретация данных по распределению теплового потока, исходя из которых получены рассматриваемые тепловые условия, с целью определенного вывода о датировке последней тектонической деформации структурной зоны Капускейсинг представляется невозможной. По-видимому, тепловые

условия в момент времени 2 млрд. лет назад были более предпочтительными для формирования и сохранения изучаемой надвиговой структуры.

Глава 4. Сравнительное изучение внутрикратонных надвиговых структур Анабарского, Балтийского и Канадского щитов на основе численного моделирования

Четвертая глава посвящена сравнительному анализу формирования и эволюции структур, испытавших горизонтальное сжатие и надвиг, на основе рассмотренных в первой главе общих черт и особенностей геологического строения и различных полей коллизионных структур. Для докембрийских структур коллизионного типа характерны значительные неоднородности в распределении скоростей сейсмических волн, явно выраженная расслоешюсть с аномально высокой плотностью и углублением фундамента структуры под зоной надвига, которая проявляется положительной гравитационной аномалией, наблюдаемой вдоль этих зон. Кроме того, эти области имеют характерную метаморфическую зональность с прогрессивно возрастающим уровнем палеодавлений и палеотем-ператур по направлению к ограничивающему разлому зоны надвига. Однотипные аномалии наблюдаемых геофизических полей в зонах коллизии позволяют прийти к выводу, что эти области могут быть принципиально описаны одним процессом и представлены качественно одной эволюционной моделью. Особенности их формирования и современного строения могут быть объяснены различием в некоторых параметрах или исходных данных процесса надвига.

Современная структура древних щитов (в качестве объектов изучения выбраны Канадский, Балтийский и Анабарский щиты) имеет отчетливые общие характерные черты. На дневной поверхности метаморфические комплексы определяют различные Р-Т условия формирования выведенных пород, причем их последовательность в совокупности с элементами структурного строения свидетельствует о надвигании террейнов вдоль коллизионных зон (Berckhemer, 1969; Конди, 1983; Розеп, Федоровский, 2003).

4.1. Термомехани ческаямодел ь формирования и эволюции структур -ной зоныКапускейсингпровинции Съюпериор Канадского щита

В данном разделе детально описана термомеханическая модель формирования и эволюции зоны Капускейсинг провинции Сьюпериор Канадского щита как наиболее комплексно изученной надвиговой структуры докембрия. Для структурной зоны Капускейсинг провинции Сьюпериор Канадского щита 120-км профиль вкрест южного сегмента поднятия показывает непрерывный переход от зе-ленокаменных пород низкой степени метаморфизма к амфиболитовым и грану-литовым гнейсам высокой степени метаморфизма с палеодавлениями, возрастающими от 200-300 до 700-900 МПа, и резкое возвращение к условиям зелено-каменной и амфиболитовой фаций метаморфизма (Trie Kapuskasmg..., 1994). Это позволяет интерпретировать основное архейское ядро провинции Сьюпериор как непрерывный пояс, расколотый поднятием Капускейсинг. Возрастание сте-

пени метаморфизма и давлений вкрест поднятия Капускейсинг указывает на углубляющиеся в восточном направлении структурный уровень и глубину эрозионного среза от региональных (фоновых) значений 6-9 км в зеленока-менных поясах до 25-30 км в окрестности озера Иванхое.

Кроме того, зона Капускейсинг характеризуется положительными гравитационной и магнитной аномалиями, повышением значений теплового потока (от 29 до 44 мВт/м2), а сейсмическое изучение структуры показывает, что глубина Мохо увеличивается от региональных значений 40-43 км до 50-53 км непосредственно под поднятием, формируя корни структуры на уровне нижней коры протяженностью около 200 км.

Характерный сейсмический разрез для структурной зоны Капускейсинг показан на рис. 8 вместе с обобщенным геологическим профилем для этого же разреза. В рамках проекта LITHOPROBE в 1984-1990 гг. в зоне Капускейсинг было выполнено 5 профилей протяженностью 360-450 км каждый для получения детального скоростного разреза методом преломленных сейсмических волн и 10 сегментов профилей MOB общей протяженностью 380 км. Основные результаты этих комплексных сейсмических исследований можно суммировать следующим образом: определенная с помощью метода преломленных волн

Рис8. (а) - схема геологического разреза профиля А-А'; (б) - сглаженные изолинии скоростей с разрешением на А-А1. Заштрихованная область (1) обозначает скорости от 6 6 до 6 8 км/с

граница Мохо углубляется от региональных значений 40—43 км под зеленока-менными поясами до 50-53 км непосредственно под и к западу от южной части поднятия Капускейсинг (рис. 8а). Данные MOB в южной части зоны Капускейсинг выявили сложную зону полого падающих отражающих поверхностей и слоев с высокой скоростью. По результатам моделирования на основе метода синтетических сейсмограмм выделяется высокоскоростная аномалия 6.6 - 6.7

км/с, углубляющаяся к северо-западу с углом наклона 15 ± 2°. Аномалия простирается с глубины 20 км на западе почти до самой поверхности под зоной Ка-пускейсинг (рис. 86).

Весь комплекс данных подтверждает идею о внутрикратонном надвиге вдоль разлома с углом заглубления 15±2° ССЗ, в результате которого на поверхность были выведены породы средней и частично нижней коры с глубины ~ 20 км. Структурная зона Капускейсинг рассматривается как диагональное поверхностное сечение примерно 20 км верхней и средней архейской коры,которая была выведена на поверхность вдоль разлома озера Иванхое. Основные черты этого сечения следующие:

(1) Структура Капускейсинг, по-видимому, относительно тонкий надвиго-вый пласт, для которого ограничивающий разлом может быть прослежен до глубин 15 - 20 км со средним углом заглубления 15±2° ССВ. Для того чтобы вывести на поверхность пласт мощностью 15-20 км, требуется горизонтальное сокращение коры на 50-70 км.

(2) Данные геобарометрии показывают возрастание метаморфических давлений от 200-300 МПа в зеленокаменных сланцах зоны Мичипикотен до 400-600 МПа в амфиболитах гнейсовой зоны Вава и до 700-900 МПа в гранули-тах зоны Капускейсинг, что указывает на углубляющийся к востоку уровень эрозионного среза от региональных фоновых значений 6-10 км в зеленокамен-ных поясах до 20-32 км около разлома озера Иванхое.

(3) Сейсмические данные по MOB и преломлешшм волнам указывают на существование корней нижней коры, которые прослеживаются на протяжении 200 км под зоной Капускейсинг с мощностью коры от 35-44 км до более 50 км под самим поднятием.

(4) Существование положительной гравитационной и магнитной аномалий, а также положительной аномалии теплового потока в направлении зоны Капускейсинг свидетельствует о неоднородности строения земной коры в рассматриваемой области.

Таким образом, модели эволюции структурной зоны Капускейсинг должны содержать в качестве основных следующие элементы: горизонтальное сокращение коры с надвигом вдоль разлома блоков хрупкой верхней коры, дополнительную нагрузку в результате надвига и ее перераспределение в процессе эрозии и осадконакопления, а также вязкую компенсацию в области нижней коры и литосферной верхней мантии.

Для исследования возможности осуществления предложенного механизма надвига для поднятия Капускейсинг, в результате которого образовалась структура с выведенными на поверхность породами средней и частично нижней коры, и оценки влияния сокращения коры и нагрузки на отклонение границы Мохо и вязкую компенсацию под ней было выполнено численное моделирование этих процессов методом конечных элементов. Основные параметры для расчетов тепловой и механической эволюции приведены в табл. 2 данного раздела диссертации.

Изучение влияния некоторых параметров (скорости надвига и эрозии, угла разлома, вязкости) проводилось с целью определения их наиболее вероятных

значений (т.е. значений, совместимых с предложенной эволюционной моделью и комплексом геофизических данных) (Парфепюк, Марешаль, 1993,1998). Топография поверхности, современные поверхностные палеодавления и оценки величины сжимающих напряжений приводят к выводу о значении скорости надвига (горизонтального сокращения коры) в диапазоне 1-2 см/год и скорости эрозии 5—10% от скорости сокращения, при этом процесс денудации начинался вероятно еще до завершения надвига, что соответствует современным представлениям об эволюции континентальных коллизионных зон (Розен, Федоровский, 2003). Форма границы Мохо, оцениваемая величина сокращения коры и тектонические напряжения, требуемые для осуществления процессов сокращения и надвига, ограничивают значения вязкости величинами 1021 - 1022 Па-с для нижней коры и 1022 - 1023 Пас для верхней мантии при контрасте вязкости примерно на порядок величины. Такая реология согласуется с температурами выше 600°С для глубин нижней коры и 750-850°С для верхней мантии.

Более низкие температуры будут препятствовать вязкой деформации, более высокие температуры в верхней мантии приведут к размыванию корней коры и к окончанию эпизода сокращения. Такой температурный профиль совместим с тепловым режимом, преобладавшим в западной части зеленокамснного пояса Абитиби в раннем протерозое, оцененном на основе данных по распределению теплового потока и генерации тепла для этой части Канадского щита (West, Mareschal, \979; Jaupart, Mareschal, 1999; ParphenuketaL, 1994).

4.2. Термомеханическаямодель одной из стадий формирования континентальной кори в окрестности Кольской сверхглубокой скважины (структурнаязона СевернойПеченги Балтийского щита)

Уникальность данных по Балтийскому щиту определяется не только комплексной изученностью Северной Печенги, но и возможностью проверки получаемых результатов данными по бурению Кольской СГ-3. Согласно сейсмическим данным пояс Печенга отмечен как высокоскоростное тело, разбитое субвертикальными разломами на отдельные блоки. Отчетливая надвиговая структура с углом заглубления ~30° ЮЗ вдоль Лучломпольского разлома прослеживается до глубины примерно 15 км. Печенгская формация характеризуется также присутствием высокометаморфизованных пород и положительной гравитационной аномалией. 60-км профиль, пересекающий Печенгу в ЮЗ-СВ направлении и проходящий через СГ-3, демонстрирует непрерывный переход от зеленокамен-ной до амфиболитовой фации метаморфизма, и поверхностное зонирование совпадает с метаморфическими последовательностями, вскрываемыми Кольской СГ вплоть до глубин 12 км. Мохо прослеживается на глубине 37-42 км в окрестности Кольской скважины (Ссйсмогсологичсская .... 1997; Строение ... , 1993).

За 70-летний период исследований Лапландско-Печенгского региона интерпретация геолого-геофизических данных и реконструкция геотектонического и геодинамического режимов формирования коры претерпели серьезные изменения вместе с появлением новых геофизических данных, а также в связи со сменой геологических концепций. Последние данные о метаморфизме и возрас-

те докембрийских пород Печенгского района исключают модель асимметричного сишелинория и согласуются только с коллизионной моделью (Казанский и др., 1994). Результаты геохронологических исследований свидетельствуют в пользу тектонической модели при определяющей роли обстановки сжатия (Минц и др., 1989).

Чисто тектонические модели образования Печенга-Имандра-Варзугского пояса были разработаны позднее в работах (Berthelsen, Marker, 1986; Melezhik, Sturt, 1994; Минц, 1993,1996). Все эти модели включают практически те же стадии, что и модели, описанные выше: формирование Печенгско-Варзугского (Имандра-Варзугского) континентального рифта, смену режима растяжения режимом сжатия, этапы субдукции, коллизии островная дуга - континент и континент - континент. Но основная роль в формировании зоны Печенга - Имандра -Варзуга отводится коллизии двух архейских микроконтинентов - Инари и Сер-варангер - 1.9 млрд. лет назад. В результате континентальной коллизии, по мнению В. Мележика, Б. Спорта (1994) и А. Бертельзена, М. Маркера (1986), был окончательно сформирован Печенгско-Варзугский пояс (Кольский сутурный шов) как структура из нескольких чешуи, надвинутых с юга на север.

На настоящий момент геотектоническая природа Печенгского района остается предметом дискуссий. Эта ситуация наиболее подробно отражена в одной из последних комплексных публикаций по Кольской сверхглубокой скважине -"Кольская сверхглубокая. Научные результаты и опыт исследований" (1998). В монографии сделала попытка обобщить и систематизировать результаты исследований СГ-3 и окружающего ее геопространства, полученные в1984-1995 гг., после выхода в свет первой монографии. В итоге были предложены две альтернативные геодинамические модели Печенгского района. Модель, которая трактует Печенгский рудный район как горизонтальное сечение мантийной рудооб-разующей системы центрального типа, разработана на основе детального исследования разреза СГ-3 и его корреляции с опорным профилем на поверхности. Вторая модель, базирующаяся в основном на региональных геолого-геофизических исследованиях западной части Кольского полуострова, рассматривает Печенгский район как часть длительно развивавшегося коллизионного пояса (Кольская..., 1998).

На основе представленного геолого-геофизического и петролого-геохимического материала и рассмотрения альтернативных моделей строения и эволюции зоны Печенга - Имандра - Варзуга следует вывод о предпочтительности по комплексу данных модели континентального коллизиона.

По результатам численного моделирования можно сделать несколько выводов о возможном механизме формирования строения пространства в окрестности СГ-3 и предпочтительном диапазоне значений основных параметров. Последовательные стадии возможного сценария формирования структуры Северной Печенги в окрестности Кольской СГ-3 показаны на рис. 9: поле скоростей (а) и деформация сетки на завершающей стадии надвига (t = 3.9 млн. лет) и спустя примерно 3 млн. лет после его окончания. Горизонтальное сокращение верхней коры происходит со скоростью 1 см/год в течение 4 млн. лет. Надвиг вдоль Лучломпольского разлома, секущего с 3111V ЦОДУГЛОМ,r30t.я х

БИБЛИОТЕКА СПетерСург 03 200 ИТ £

реологически расслоенной литосферы приводит к формированию корней коры протяженностью примерно 100 км с максимальным углублением Мохо примерно на 10 км на момент завершения надвига (рис. 96). После прекращения надвига происходит очень медленное выполаживание деформированных границ со скоростью, определяемой скоростью эрозии (рис. 9в). Процесс денудации наиболее поднятых покровов начинается момента времени 1 млн. лет от начала

ПОле СКОРОСТЕЙ 141ШКЛП -» 1 ОМ/ГОД

УФ. ЛИ/ /// *

''А / —■— ш тнЬ

1 № '77

с/ 1 ——" ШшгтУ

ш /У^л шшааш

1 1 1 V 'и.

Ц. 8

Рис 9 Поле скоростей (а) и деформация сетки: (б) в момент завершения надвига см/год, t=3 9 млн. лет), (в) - примерно 3 млн. лет после окончания надвига

надвига со скоростью 0.08 - 0.05 см/год. После окончания тектонического сжатия начинается процесс релаксации напряжений и температур. Т.к. сформировавшийся прогиб коры имеет малую длину волны, то в результате последующей эволюции корни структуры на уровне границы Мохо практически не сохраняются, но при этом частично сохраняется углубление утолщенной верхней коры (рис. 9в). В случае Печснгской структуры более вероятными являются более низкие по сравнению с зоной Капускейсинг значения вязкости нижней коры (1021-5-1021 Пас) и верхней мантии (1022 - 5-Ю22 Пас), что соответствует приведенным ранее оценкам, выполненным другими авторами для этой части Балтий-

ского щита. Распределение температуры в результате тепловой релаксации будет незначительно отличаться от температурного распределения в ненарушенной части щита в связи с относительно небольшой мощностью надвигаемых пластин и небольшой величиной горизонтального сокращения {Парфенюк, 2004).

4.3. Моделирование стадии коллизии Маганского и Далдынского террейнов Анабарского щита (Котуйканской коллизионной зоны)

Сибирский кратон, состоящий из тектонических элементов, сформированных в архее и раннем протерозое, занимает площадь примерно 4*109 км2. На основе комплексного анализа геологических, геофизических и изотопно-возрастных данных было выполнено тектоническое районирование кратона исходя из представления о террейнах как первичных тектонических элементах, которые изначально развивались независимо друг от друга как изолированные микроконтиненты (Розен, Федоровский, 2003; Rosen et аl 1994). Разделяющие их континентальные разломные зоны обнаруживают признаки горизонтального тектонического сжатия и надвигания, присущие зонам столкновения (коллизии) континентальных масс, и представляют собой реликтовые сутурные швы, сохранившиеся на границах столкновения микроконтинентов и вышедшие на поверхность в результате глубокой эрозии горного сооружения, образовавшегося в ходе коллизии.

По мнению О.М Розена и B.C. Федоровского (2001, 2003Х комплекс данных по Сибирскому кратону создает достаточно определенную картину его эволюции через распад и объединение суперконтинентов, составляющих геологическую историю поверхности планеты (Трубицын, 2000). Процесс коллизии, маркерами которого выступают метаморфизм и гранитообразование, на Сибирской платформе проявился наиболее интенсивно приблизительно 1.9 и 1.8 млрд. лет назад. На каждом из этих этапов локальный метаморфизм и гранитообразо-вание внутри коллизионных зон (сутурных швов) сопровождались синхронным ареальным гранулитовым метаморфизмом в прилегающих террейнах. Такая синхронность была отмечена еще в работах Ингланда с соавторами (England et al, 1984,1986) и является определяющей неотъемлемой чертой однородного поля температур и давлений внутри утолщенной коры коллизионной призмы.

Наиболее полные и всесторонние исследования коллизионного петрогене-зиса были проведены в пределах Анабарского щита, где на поверхность выведены Маганский и Далдынский гранулитовые террейны, которые сочленяются по Котуйканской коллизионной зоне.

Гранулит-гнейсовые террейны выделяются по преобладанию гранулитовых комплексов, линейных положительных магнитных полей и повышенных гравитационных полей. Все элементы структуры Анабарского щита имеют отчетливое общее северо-северо-западное простирание и крутой наклон к ССВ, что свидетельствует о надвигании террейнов вдоль коллизионных зон в запад-юго-западном направлении. В пределах Сибирского кратона Билляхская и Котуйкан-ская коллизионные зоны являются ярко выраженными структурными элемента-

ми и прослеживаются на картах магнитных и гравитационных аномалий по протяженности более чем на 1000 км при ширине 10 - 30 км (Розен, 1995).

Анабарский щит представляет собой эрозионное окно фундамента в полярной части Сибирской платформы и включает 3 гранулитовых террейна - Маган-ский, Далдынский и Хапчанский, разделенные Билляхской и Котуйканской коллизионными зонами ССЗ простирания. Эти зоны сформированы в условиях ам-фиболитовой фации метаморфизма при сильном тангенциальном сжатии. Основное тектоническое событие протерозойского этапа развития этих структур (1.9-2 млрд. лет) связано с надвиганием соответствующих блоков в ЮЗ направлении при сравнительно малой мощности блоков надвигаемой коры и сравнительно большом угле заглубления разломов (~35° СВ). Результатом протерозойской коллизии стало нарушение сплошности гранулитовых тсррейнов, повышение температуры и появление ретроградного метаморфизма амфиболитовой фации. Полная величина эрозии оценивается до глубин залегания нижней коры, т.е. по меньшей мере 30 км. Углубление под надвигом составляет ~48 км при средней мощности 40 км (Розен, 1995).

На построенной по результатам расчетов P-T-t диаграмме для пород, находившихся непосредственно под точкой надвига (А), под фронтальной точкой (С) и между двумя этими точками (В) (их расположение схематически показано на рис.10а,б), можно заметить две тенденции. Во-первых, в ходе надвига быстрее нагревается область максимально утолщенная, и во-вторых, в связи с

400 500 600 700 800 Т,*С

• « •

А В С

Рис 10. a) P-T-t кривые для модели надвига

О - Р-Т условия в момент завершения надвига (/=3.61 млн. лет) • - Р-Т условия через ~ 6 млн. лет после завершения надвига (/=10.1 млн. лет) б) Положение точек А, В, С относительно разломной зоны увеличением количества количества эродированного материала эти точки переходят в области понижающихся давлений, т.е. перемещаются ближе к поверхно-

сти, при этом нагреваясь (рис. 10а). Например, уровень эрозии для точки С составляет на момент окончания надвига 2.3 км, а спустя примерно 6 млн. лет после завершения надвига - 7.3 км. Относительный уровень эрозии в данном сценарии составляет от сотен метров над точкой выхода пород на поверхность до 7.3 км перед фронтальной точкой надвига, что соответствует появлению на поверхности пород с давлениями примерно до 3 кбар. Если учесть, что общий уровень эрозии всей поверхности щита составляет 20-25 км, то мы получим возрастание палеодавлений вкрест надвиговой зоны до 8 кбар. При учете дополнительного тепловыделения в зоне скольжения за счет трения возможно получение оценок давлений и температур, приведенных в работе (Розен, 1995).

4.4. Особенности строения зон коллизии, связанные сразличием

основных геофизических параметров (порезультатам численного моделированияколлизионныхструктур)

В четвертом параграфе рассматриваются особенности строения зон коллизии, связанные с различием основных геофизических параметров, и возможность их объяснения на основе вариации параметров проведенного численного моделирования.

Предложенная модель конвергенции двух относительно легких континентальных плит, одна из которых надвигается на другую, формируя корни на уровне нижней коры, которые компенсируются вязкими деформациями в области нижней коры и верхней мантии, представляет приемлемый механизм, объясняющий возникновение областей с утолщенной корой и выведенными на поверхность в результате надвига и эрозии породами средней и частично нижней коры. По результатам моделирования коллизионных структур различного типа можно сделать выводы, касающиеся допустимого диапазона параметров моделей, которые приводят к формированию рассматриваемой области.

Определяющая роль в реализации коллизии по механизму надвига принадлежит основным параметрам тепловой и механической задач: скорости и продолжительности горизонтального сокращения коры, значениям вязкости нижней коры и литосферной верхней мантии и их контрасту, величине угла ограничивающего надвиг разлома, скорости эрозии образовавшихся покровов, значениям теплогенерации и начальному распределению температуры.

Скорость надвига и эрозии оказывают существенное влияние на формирование рельефа поверхностного поднятия и очень слабое влияние на топографию углубления Мохо. Так как задача решалась в приближении линейной ньютоновской реологии, то изменение скорости горизонтального сокращения коры (или надвига) приводит к изменению интервала времени, необходимого для достижения того же сокращения коры, но отклонения границы Мохо и границы литосферы и астеносферы от их региональных фоновых значений будут иметь одинаковую величину. Основное влияние скорость надвига оказывает на значения напряжеуий, возникающих в обстановке сжатия при заданых значениях вязко-стей слоев.

В приближении линейной реологии при постоянной скорости сокращения изменение эффективной вязкости приводит к пропорциональному изменению напряжений, т.е. влияние этого параметра аналогично влиянию скорости надвига: чем выше вязкость, тем больше значения напряжений. Форма и значение отклонения границы Мохо от региональных значений, а также тектонические напряжения, которые вызывают процесс сокращения и надвига, в совокупности с оценками теплового режима области в рассматриваемом интервале геологического времени ограничивают возможный диапазон значений вязкости величинами 1021 - 2-Ю22 Па-с для нижней коры и 5-Ю22 - 5-Ю23 Па-с для литосферной верхней мантии. По-видимому, для более холодных регионов можно использовать верхние оценки, для более "горячих" - нижние. Диапазон действующих скоростей сокращения определяется совокупностью всех вышеприведенных параметров, а также геологически приемлемыми значениями скоростей деформаций и составляет вероятнее всего несколько сантиметров в год.

Влияние процесса перераспределения нагрузки, вызванного денудацией и осадконакоплением, на формирование утолщения коры является слабым. Но после окончания эпизода надвига возникает потенциально гравитационно неустойчивая структура и происходит перетекание материала в виде конвективных течений с очень малыми скоростями (порядка десятых и сотых долей мм/год). Т.е. процесс перераспределения нагрузки играет решающую роль в процессе появления на поверхности выведенных в результате надвига глубинных пород и очень важную роль - в постколлизионную стадию, препятствуя размыванию сформировавшихся корней коры и углубления верхней коры.

Величина угла падения разлома, вдоль которого происходит надвиг при коллизии континентальной коры, играет определяющую роль в формировании топографии коровых границ и рельефа поверхности. Кроме того, этот параметр влияет на распределение дополнительной нагрузки из-за надвига. Так как условия сохранения корней под надвиговой структурой определяются значениями вязкости литосферной верхней мантии и топографией границы Мохо, то, следовательно, неявно этот процесс зависит от начального строения рассматриваемой области и угла падения разлома.

Исходное распределение температуры должно быть согласовано со значениями эффективной вязкости слоев, а также с данными по тепловым условиям рассматриваемого геологического времени. В частности, на основании изучения образцов пород, выведенных с разных глубин, можно оценить величину телоге-нерации и примерные значения теплового потока в различных докембрийских структурах.

В Заключении формулируются основные результаты работы и выводы.

Приложение содержит текст программы расчетов полей скоростей и напряжений (динамической модели) на языке FORTRAN, включая подпрограммы, реализующие автоматическое построение сетки по заданным начальным условиям, учет внутренних распределенных источников тепла, процедуру расчетов дополнительной нагрузки на верхней поверхности в результате выведения пород

вдоль надвига и ее перераспределение из-за денудации, а также часть графических подпрограмм, выполненных с использованием пакета РЬОТ88.

ВЫВОДЫ

1. Модель конвергенции двух относительно легких континентальных плит, одна из которых надвигается на другую, формируя корни на уровне нижней коры, которые компенсируются вязкими деформациями в области нижней коры и верхней мантии, представляет приемлемый механизм, объясняющий возникновение областей с утолщенной корой и выведенными на поверхность в результате надвига и эрозии породами средней и частично нижней коры.

2. Определяющая роль в реализации коллизии по механизму надвига принадлежит основным параметрам тепловой и механической задач: скорости и

1 продолжительности горизонтального сокращения коры (надвига), значениям вязкости нижней коры и литосферной верхней мантии и их контрасту, величине угла ограничивающего надвиг разлома, скорости эрозии образовавшихся покровов, значениям теплогенерации и начальному распределению температуры.

3. В рамках полученных оценок диапазона параметров моделей возможно формирование структур с наблюдаемым современным строением, прогрессивно возрастающим уровнем метаморфизма на поверхности вдоль разлома и особенностями геофизических полей: гравитационного, магнитного, теплового. На основе разработанных численных моделей проведен комплексный анализ влияния факторов, определяющих формирование коллизионной структуры с поднятием рельефа и углублением корней коры в результате горизонтального сжатия и дополнительной нагрузки над областью надвига: скорости горизонтального сокращения коры (надвига), значений вязкости нижней коры и литосферной верхней мантии и их контраста, величины угла ограничивающего разлома и скорости эрозии образовавшихся покровов.

4. Показано, что реологическая расслоенность литосферы в зонах коллизии является основным фактором, определяющим ее тектоническую расслоен-ность: вязкие течения играют определяющую роль в передаче движущих сил на значительные (десятки и сотни километров) расстояния.

5. Обоснована оценка возможности сохранения существующих неустойчивых структур с корнями нижней коры на постколлизионной стадии в течение 1-2 млрд. лет и определена их зависимость от основных параметров модели. На примере структурной зоны Капускейсинг провинции Сьюпериор Канадского щита показано, что существует достаточно узкий диапазон температур, совместимых с относительно низкой вязкостью нижней коры, допускающей формирование структуры с корнями, и относительно высокой вязкостью верхней мантии, позволяющей их сохранить.

6. Проведен сравнительный анализ общих черт и особенностей докем-брийских внутрикратонных коллизионных структур Анабарского, Балтийского и Канадского щитов на основе комплекса геофизических данных и представленных численных моделей.

7. По результатам численного моделирования обоснована зависимость Р-T-t условий и, соответственно, условий метаморфизма от расположения глубинных пород относительно плоскости надвига для деформируемой области.

Публикации по теме диссертации

1. Любимова Е.А., Любошиц В.М., Парфенюк О.И. Численные модели тепловых полей Земли. М.: Наука, 1983.125 с.

2. Mareschal J.-C., LeQuentrec M.-E, Parphenuk O.I. Finite element models of evolution for overthrust structures with application to the Kapuskasing zone // Abstracts. XXVIASPEI General Assembly. Turkey, Istambul, 1989. P. 121.

3. Парфенюк О.И. Численное моделирование зон надвига методом конечных элементов // Геотермия и ее применение в региональных и поисково -разведочных исследованиях. Тез. совещания. Свердловск. 1989. С. 18-19.

4. Глико А.О., Парфенюк О.И. Тепловое поле Земли // Комплексные исследования по физике Земли (ИФЗ - 60 лет). М.: Наука, 1989. С. 26 - 43.

5. LeQuentrec M.-E, Mareschal J.-C, Parphenuk O.I. A finite element model of the thermal evolution of the Kapuskasing structure // Abstracts. GAC, MAC Annual meeting, 15-17 May 1989, Vol.14. P. A103.

6. Parphenuk O.I. , Mareschal J.-C. A finite element model of evolution for the Kapuskasing structural zone // International meeting on terrestrial heat flow and the structure oflithosphere. Abstracts. Bechyne, Czech Rep., 1991. P. 63.

7. Parphenuk O.I., Mareschal J.-C. A finite element model of crustal thickening in the Kapuskasing structural zone // LITHOPROBE KSZ Workshop Ш, April 25-26, 1991. University ofToronto. LITHOPROBE REPORT № 18. P. 58 - 65.

8. Парфенюк О.И, Марешалъ Ж.-К. Моделирование эволюции структуры глубинных надвиговых зон методом конечных элементов (на примере зоны Ка-пускейсинг, Канада) //Физика Земли. 1993. № 7. С. 32 - 40.

9. Parphenuk O.I., Mareschal J.-C. Finite-element model of thermo-mechanical evolution for the Kapuskasing structural zone, Superior Province, Canadian Shield, Canada. In* New developments in geothermal measurements in boreholes // Klein Koris, Germany, October 18-23,1993.

10. Mareschal J.-C, Parphenuk O.I. Thermal regime and conditions for post-orogenic extension in collision belts // New developments in geothermal measurements in boreholes. Abstr. Klein Koris, Germany, October 18-23,1993.

11. Parphenuk O.I., Mareschal J.-C., Arkani-Hamed J. Scalar magnetic anomaly maps ofNorth America derived from POGO and Magsat data // AGU 1993 Fall Meeting. Abstracts.

12. Parphenuk O.I., Dechoux V., Mareschal J.-C. Finite - element models of evolution for the Kapuskasing structural zone // Can. J. Earth Sci. 1994. Vol. 31, № 7. P. 1227-1234.

13. Глико А.О., Леешенко В.Т., Парфенюк О.И, Петруиин AT., Суетнова Е.И. Тепловая эволюция литосферы и условия тепломассопереноса в земной коре // Институт Планетарной геофизики (Основные результаты работы в 19921993 гг.). М., 1994. С. 99-122.

14. Parphenuk O.I., Mareschal J.-C. Finite-element model of thermo-mechanical evolution for the Kapuskasing structural zone // IUGG XXI General Assembly, Boulder, Colorado, 1995. P. B333.

15. Mareschal J.-C., Parphenuk O.I. Thermal regime and conditions for post-orogenic extension in collision belts // IUGG XXI General Assembly. Boulder, Colorado, 1995. P. B336.

16. Parphenuk O.I., Mareschal J.-C. Finite-element model of thermo-mechanical evolution for overthrusting zones // The Nature of the Lower Crust and Exchange between Crust and Mantle. XXI EGS General Assembly. The Hague, the Netherlands, May 6-10,1996. Annales Geophysicae. Vol. 14.1996.

17. Parphenuk O.I., Mareschal J.-C. 2-D modelling ofthermo- mechanical evolution of collision belts // Heat flow and the structure of the lithosphere. 4th Intern. Workshop. Trest Castle, Czech Rep., June 9-15,1996. P. 77-78.

18. Parphenuk O.I., Mareschal J.-C. Finite-element model of thermo-mechanical evolution for overthrusting zones. // Proterozoic Evolution in the North Atlantic Realm (compiled by C.F.Gower). COPENA-ECSOOT-ШТА conference. Goose Bay, Labrador, July 29-August 2,1996. Program and Abstracts. P. 142.

19. Parphenuk O.I., Mareschal J.-C. Finite-element modeling of ductile flow and thermal evolution of overthrusting zones (example of the Kapuskasing structure, the Superior Province, Canada) // 30th IGC, 4-14 August, 1996. Beijing, China, Abstr. N 03231.

20. Парфенюк О.И. Термомеханическая модель эволюции расслоенной литосферы в зонах континентальной коллизии // Тепловое поле Земли и методы его изучения. М.: РУДН, 1997. С. 68-73.

21. Parphenuk O.I, Mareschal J.-C. Thermo-mechanical model of evolution of layered lithosphere in continental collisional zones // ХХП EGS General Assambly. Vienna, Austria, April 21-25,1997. Annales Geophysicae, 1997. V. 15. P. 19.

22. Parphenuk O.I. 2-D thermal-mechanical model of evolution of layered lithosphere in continental collisional zones // XXIXIASPEI General Assembly. Thessaloniki, Greece, August 18-28,1997. Abstracts. P. 252.

23. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical models of evolution of layered lithosphere in collisional belts // ХХШ EGS General Assembly. Nice, France, April 20-24, 1998. Annales Geophysicae. Vol.16. P. 94.

24. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical model of a formation stage of continental crust in Kola Superdeep region. In: The Earth's thermal field and related research methods // M.: RUPF, 1998. P. 193 -195.

25. Парфенюк О.И., МареишлъЖ.-К. Численное моделирование термомеханической эволюции структурной зоны Капускейсинг (провинция Сьюпериор Канадского щита) //Физика Земли. 1998. № 10. С.22 - 32.

26. Parphenuk O.I., Mareschal J.-C. Numerical modeling of the thermomechani-cal evolution of the Kapuskasing structural zone, Superior Province, Canadian Shield // Izvestiya, Physics of the Solid Earth. 1998. Vol. 34. № 10. P. 805 - 814.

27. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical model of a collision stage of continental crust formation in Kola Superdeep region (the Baltic Shield) // XXTV EGS General Assembly. The Hague, the Netherlands. April 19-23,1999. Abstracts.

28. Parphenuk O.I. Numerical modeling of a collision stage of continental crust formation in Kola Superdeep region (the Baltic Shield) // XXIX IASPEI General Assembly. Birmingham, England. August 23-28,1999. Abstracts.

29. Parphenuk O.I. Numerical models ofthermal - machanical evolution of colli-sional structures (comparative study) // Geothermics at the turn of the century. Univ. ofEvora, Portugal. April 3-7,2000. Abstracts. P. 45.

30. Парфенюк О.И. Численные модели термомеханической эволюции зон континентальной коллизии (сравнительное изучение) // Тепловое поле Земли и методы его изучения. М.: РУДН, 2000. С. 41 - 45.

31. Parphenuk O.I. Numerical models of thermal-mechanical evolution of continental collisional structures (comparative study) // XXVI EGS General Assembly. Nice, France. March 26-30,2001. Geophys. Res. Abstr., V. 3. P. 236.

32. Парфенюк О.И. Термомеханическая модель эволюции расслоенной литосферы в зонах континентальной коллизии и оценка условий постколлизионного развития // 2001. Тез. VII Чтений Заварицкого "Постколлизионная эволюция подвижных поясов". Екатеринбург, 30-31 мая 2001. С. 134 - 137.

33. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical models of continental collisional zones (comparative study) // Heat flow and the structure of the lithosphere. V International Meeting, Kostelec, Czech Republic. June 10-16,2001. Abstracts. P. 55.

34. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical numerical models of evolution for different Precambrian collisional zones // XXVII EGS General Assembly. Nice, France. 21-26 April 2002. Geophys. Res. Abstr., V. 4.

35. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical models of evolution for different Precambrian collisional zones and post-orogenic extension // The Earth's Thermal Field and Related Research Methods. Intern. Conference. Moscow. June 17-20,2002. P. 192 -196.

36. Parphenuk O.I. Thermal and mechanical evolution of Precambrian collisional structures (numerical modeling) // EGS-AGU-EUG Assembly. Nice, France. 7-11 April 2003. Geophys. Res. Abstr. N EAE03-A-09507

37. Parphenuk O.I. Thermal and mechanical models of evolution for different Precambrian structures and post-collisional evolution // VI Intern. Conf. "New ideas in Eearth Sciences". Moscow. April 8 - 22,2003. Vol. 3. P. 208.

38. Парфенюк О.И., Миранцев СВ. Термомеханическая модель эволюции различных коллизионных структур докембрия и оценка условий постколлизионного развития // VI Международная конф. "Новые идеи в науках о Земле". М., 8 - 22 апреля 2003 г. Т. 3. С. 207.

39. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical models ofPrecambrian continental colli-sional zones - exposed deep crustal structures // Structures in the continental crust and geothermal resources. Intern. Conf. Siena Univ., Italy. 24-27 Sept. 2003. P. 84- 85.

40. Парфенюк О.И. Термомеханическая модель эволюции расслоенной литосферы в зонах континентальной коллизии и оценка условий постколлизионного развития // Исследования в области геофизики (к 75-летию ОИФЗ РАН). М.: ОИФЗ РАН. Т. II. 2004. С. 312 -319.

Издательство ООО "МАКС Пресс". Лицензия ИД № 00510 от01.12.99 г. Подписано к печати 17.09.2004 г. Формат 60x90 1/16. Печ.лист 2,0. Тираж 120 экз. Заказ 988. Тел. 939-3890,939-3891,928-1042. ТелУФакс 939-3891. 119992, ГСП-2, Москва, Ленинские горы, МГУ им. МЗЛомоносова.

^ 679 f

Содержание диссертации, доктора физико-математических наук, Парфенюк, Ольга Ивановна

Введение.

Глава 1. Особенности строения континентальной литосферы.

1.1. Древние щиты и коллизионные области докембрия.

1.2. Общие черты и особенности геологического строения и геофизических полей коллизионных надвиговых структур.

1.3. Реология литосферы и ее роль в процессах орогенного развития

1.4. Модели формирования и эволюции коллизионных зон в условиях реологически расслоенной литосферы.

Глава 2. Постановка задачи формирования и эволюции коллизионных структур путем внутрикратонного надвига в двумерной области

2.1. Возможность осуществления крупных надвигов.

2.2. Физико-математическая постановка задачи термомеханической эволюции литосферы в зоне надвига.

2.3. Численная постановка задачи и алгоритм решения методом конечных элементов.

2.4. Геометрия модели деформируемой области, преобразования элементов в процессе численного решения и аппроксимация граничных условий.

Глава 3. Термомеханическая эволюция и формирование структур континентальной литосферы в зонах глубинных надвигов.

3.1. Влияние скорости надвига и эрозии на формирование поднятия и изменение мощности коры в условиях горизонтального сокращения литосферы.

3.2. Роль угла наклона ограничивающей разломной зоны.

3.3. Оценка влияния вязкости нижней коры и литосферной верхней мантии на формирование и эволюцию корней нижней коры.

3.4. Особенности теплового режима коллизионных надвиговых структур.

3.5. Условия постколлизионного развития орогена — возможность сохранения структуры с утолщенной корой в течение длительного геологического времени и посторогенное растяжение.

Глава 4. Сравнительное изучение внутрикратонных надвиговых структур Анабарского, Балтийского и Канадского щитов на основе численного моделирования.

4.1. Термомеханическая модель формирования и эволюции структурной зоны Капускейсинг провинции Сьюпериор Канадского щита.

4.2. Термомеханическая модель одной их стадий формирования континентальной коры в окрестности Кольской сверхглубокой скважины (структурная зона Северной Печенги Балтийского щита).

4.3. Моделирование стадии коллизии Маганского и Далдынского террейнов Анабарского щита (Котуйканской коллизионной зоны).

4.4. Особенности строения зон коллизии, связанные с различием основных геофизических параметров (по результатам численного моделирования коллизионных структур).

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Эволюция континентальной литосферы в зонах коллизии докембрия"

Актуальность проблемы.

Природа глубинных процессов, определяющих эволюцию континентальной коры, представляет собой сложнейшую мультидисциплинарную проблему. Трудности продвижения в этой области связаны с косвенным (опосредованным) характером большей части геолого-геофизических данных, поскольку глубины средней и нижней коры недоступны для прямых исследований. В этом отношении глубоко эродированные области древних щитов (архейских и протерозойских), характеризующиеся выходами на поверхность вы-сокометаморфизованных пород с метками палеодавлений и палеотемператур нижней и средней коры (20-40 км), служат неоценимым источником информации. Выведенные на поверхность породы глубоких слоев, сформировавшиеся в процессе многоэтапной тектонической эволюции, включающей континентальную коллизию, создают основу для геодинамического моделирования возможных процессов эволюции тектоносферы Земли.

Структуры с наблюдаемыми на поверхности породами нижней и средней коры найдены практически во всех частях мира: пояс Лимпопо в южной Африке, Лапландский Гранулитовый пояс Балтийского щита, пояс Пиквито-ней Северной Манитобы, зона Ивреа в северной Италии, Билляхская и Котуй-канская коллизионные зоны Анабарского щита, формация Касила на западе Африки, массив Масгрейв в центральной Австралии, южная кромка кратона Дхарвар на юге Индии, зона Капускейсинг Канадского щита (Божко, 1995; Конди, 1983; Глебовицкий и др., 2001; Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

Главным петролого-геохимическим маркером областей коллизии являются гранитоиды, появление которых возможно связано с процессами частичного плавления внутри утолщенной при коллизии коры (Розен, Федоровский, 2001; 2003). Изучение глубинной структуры коры основывается на концепции реологически расслоенной литосферы {Bird, 1989; Ranalli, Murphy, 1987; Willet et al., 1993; Beaumont et al., 1994; Лобковский, 1988). Расслоение коры является следствием изменения реологических свойств при изменении тектонических условий и температурного режима. Геофизическое понимание термина нижняя кора подразумевает современную картину физических полей, создаваемых глубинными породами, тогда как геохимическое понимание термина нижняя кора определяется составом пород и параметрами метаморфизма независимо от времени их формирования и поддается непосредственному изучению в глубоко эродированных складчатых областях, где эти породы обнажены на поверхности {Розен, 1995). Использование совокупности данных по коллизионным структурам древних щитов (гранулитовых поясов) с целью построения численных моделей их эволюции позволяет приблизиться к пониманию строения нижней коры, возможных путей ее формирования и последовательности тектонических событий, приводящих к современной картине физических полей, наблюдаемых в пределах указанных структур.

Цель работы заключается в исследовании эволюции теплового режима и механических деформаций, происходящих в реологически расслоенной континентальной литосфере в условиях коллизии и формирования глубоко эродированных надвиговых структур докембрия.

Данная проблема охватывает довольно широкий круг задач, которые последовательно решались в процессе исследования:

- анализ геолого-геофизических и геохимических данных по архейским и протерозойским коллизионным структурам и обоснование роли тектоно-термальной активизации как одного из определяющих механизмов в формировании и эволюции континентальной коры и литосферы гранулитовых комплексов;

- физико-математическая постановка задачи термомеханической эволюции реологически расслоенной литосферы, формирующейся путем внутрикра-тонного надвига;

- численная постановка задачи и алгоритм решения методом конечных элементов;

- аппроксимация граничных условий с учетом особенностей распределения нагрузки над зоной надвига и деформации элементов и границ моделируемой области в процессе численного решения;

- построение численных моделей различных коллизионных орогенов и определение допустимых диапазонов значений определяющих физических параметров;

- изучение влияния скорости и продолжительности надвига и скорости эрозии на формирование поднятия, его топографию и увеличение мощности коры под поднятием в условиях горизонтального сокращения литосферы;

- оценка роли угла наклона ограничивающей разломной зоны в формировании структуры с углубленной границей нижней коры;

- изучение влияния вязкости вещества нижней коры и литосферной верхней мантии на формирование и эволюцию корней нижней коры;

- оценка условий постколлизионного развития орогена в связи с возможностью либо сохранения структуры с утолщенной корой в течение длительного геологического времени, либо посторогенного растяжения;

- построение термомеханической модели формирования и эволюции структурной надвиговой зоны Капускейсинг провинции Сьюпериор Канадского щита;

- сравнительный анализ общих черт и особенностей внутрикратонных коллизионных структур Анабарского, Балтийского и Канадского щитов на основе численного моделирования.

Методика исследования и личный вклад автора. Основные результаты, полученные в работе, базируются на анализе численных двумерных моделей, описывающих тепловую и механическую эволюцию коллизионных ороч генов. Методом конечных элементов решалась полная система уравнений сохранения момента, массы и энергии. На основе опубликованных в книге

Reddy, 1984) алгоритмов автором разработаны программы расчетов полей температур, скоростей и напряжений в деформируемой среде с учетом неоднородного распределения основных физических параметров среды, внутренних источников тепла и меняющихся во времени граничных условий. Выбор метода конечных элементов обусловлен особенностями задачи и обоснован в данном исследовании. При написании программ были использованы основные структурные элементы программы FEM2D {Reddy, 1984). Автором разработан квазистационарный подход к решению задачи (система уравнений неразрывt ности и сохранения момента), выполнена численная реализация граничных условий смешанного типа на границах произвольной формы, написаны подпрограммы, реализующие изменение во времени дополнительной нагрузки над зоной надвига и ее перераспределение в процессе эрозии поднятых покровов и переотложения эродированного материала в виде осадков. Программа расчетов эволюции теплового поля написана для реально деформированной сетки (в процессе решения динамической задачи формируются массивы данных, которые используются как входные данные в тепловой задаче) с учетом внутренних распределенных источников тепла, изменения тепловых параметров модели по слоям и движения слоя верхней коры в процессе надвига. Постановка задачи, выбор объектов исследования, численное моделирование выполнены автором. Интерпретация результатов по структурной зоне Капускейсинг Канадского щита выполнена совместно с Ж.-К. Марешалем (Университет Квебек, Монреаль, Канада).

Научная новизна полученных автором результатов определяется следующими положениями.

Защищаемые научные положения.

2. Определяющая роль в реализации коллизии по механизму надвига принадлежит основным параметрам тепловой и механической задач: скорости горизонтального сокращения коры (надвига), значениям вязкости нижней коры и литосферной верхней мантии и их контрасту, величине угла ограничивающего надвиг разлома, скорости эрозии образовавшихся покровов и значениям тепловых параметров слоев.

3. В рамках полученных оценок диапазона параметров модели возможно формирование структур с наблюдаемым современным строением, прогрессивно возрастающим уровнем метаморфизма на поверхности вдоль разлома и особенностями геофизических полей (гравитационного, магнитного, теплового).

Научное и практическое значение

Апробация работы и публикации. Основные результаты работ по теме диссертации докладывались автором на региональной конференции "Геотермия и ее применение в региональных и поисково-разведочных исследованиях" (Свердловск, 1989), на Ш рабочем Совещании по проекту LITHOPROBE (Торонто, Канада, 1991), на Международном совещании "Новые достижения в области геотермических исследований в скважинах" (Кпейн-Корис, Германия, 1993), XXI Генеральной Ассамблее IUGG (Болдер, Колорадо, США, 1995), XXI - XXVII Генеральных Ассамблеях EGS (Гаага, Нидерланды, 1996, 1999; Вена, Австрия, 1997; Ницца, Франция, 1998, 2000, 2001, 2002), Международных конференциях "Тепловое поле Земли и методы его изучения" (Москва, 1997, 1998, 2000, 2002), Международных совещаниях "Heat flow and the structure of the lithosphere" (Трест, Чешская Республика, 1996; Костелец, Чешская Республика, 2001), Международной конференции "Протерозойская эволюция Северной Атлантики" (Лабрадор, Канада, 1996), ХХЖ Генеральной Ассамблее IASPEI (Салоники, Греция, 1997), Международном совещании "Геотермика на рубеже столетий" (Эвора, Португалия, 2000), VII чтениях Заварицкого "Постколлизионная эволюция подвижных поясов" (Екатеринбург, 2001), секции "Тепловое поле Земли и методы его изучения" VI Международной конференции "Новые идеи в науках о Земле" (Москва, 2003), Объединенной Ассамблее EGS-AGU-EUG (Ницца, Франция, 2003), на международной конференции "Structures in the continental crust and geothermal resources" (Сиена, Италия, 2003).

Работа по теме диссертации поддержана грантами РФФИ 96-05-65561, 97-05-65975, 00-05-64723,03-05-64451.

Основные результаты работы изложены в двух научных отчетах, по теме диссертации опубликовано 40 работ.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения, списка литературы и приложения; содержит 245 страниц текста, включая 66 рисунков, 4 таблицы. Список использованной литературы содержит 280 наименований.

Заключение Диссертация по теме "Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых", Парфенюк, Ольга Ивановна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Представленные в диссертации исследования выполнены с целью дальнейшего развития фундаментальной и актуальной области знания - строения, происхождения и эволюции земной коры.

В диссертации решены следующие задачи:

- проведен анализ геолого-геофизических и геохимических данных по коллизионным структурам архея и протерозоя и дано обоснование роли текто-но-термальной активизации в качестве определяющего механизма в процессе формирования и эволюции континентальной коры и литосферы гранулитовых комплексов;

- выполнена физико-математическая постановка двумерной задачи термомеханической эволюции реологически расслоенной литосферы, формирующейся путем внутрикратонного надвига;

- с учетом особенностей физико-математической постановки выполнена численная постановка задачи и построен алгоритм решения методом конечных элементов;

- реализована аппроксимация граничных условий с учетом особенностей распределения нагрузки над зоной надвига и деформации элементов и границ моделируемой области в процессе численного решения;

- построены численные модели различных коллизионных орогенов и определены допустимые диапазоны значений параметров задачи;

- изучено влияние скорости и продолжительности надвига (горизонтального сокращения коры) и скорости эрозии на формирование поднятия, его топографию и увеличение мощности коры под поднятием в условиях горизонтального сжатия литосферы;

- выполнена оценка роли угла наклона ограничивающей разломной зоны в формировании структуры с углубленной границей нижней коры;

- изучено влияние вязкости нижней коры и литосферной верхней мантии на формирование и эволюцию корней нижней коры;

- проведена оценка условий постколлизионного развития орогена в связи с возможностью либо сохранения структуры с утолщенной корой в течение длительного геологического времени, либо посторогенного растяжения;

- построена термомеханическая модель формирования и эволюции структурной надвиговой зоны Капускейсинг провинции Сьюпериор Канадского щита;

- выполнен сравнительный анализ общих черт и особенностей внутри-кратонных коллизионных структур Анабарского, Балтийского и Канадского щитов на основе численного моделирования.

Результаты решения перечисленных задач позволяют сделать следующие основные выводы.

1. Представленная модель конвергенции двух относительно легких континентальных плит, одна из которых надвигается на другую, формируя корни на уровне нижней коры, которые компенсируются вязкими деформациями в области нижней коры и верхней мантии, представляет приемлемый механизм, объясняющий возникновение областей с утолщенной корой и выведенными на поверхность в результате надвига и эрозии породами средней и частично нижней коры.

2. Определяющая роль в реализации коллизии по механизму надвига принадлежит основным параметрам тепловой и механической задач: скорости и продолжительности горизонтального сокращения коры (надвига), значениям вязкости нижней коры и литосферной верхней мантии и их контрасту, величине угла ограничивающего надвиг разлома, скорости эрозии образовавшихся покровов, значениям теплогенерации и начальному распределению температуры.

3. В рамках полученных оценок диапазона параметров моделей возможно формирование структур с наблюдаемым современным строением, прогрессивно возрастающим уровнем метаморфизма на поверхности вдоль разлома и особенностями геофизических полей: гравитационного, магнитного, теплового. На основе разработанных численных моделей проведен комплексный анализ влияния факторов, определяющих формирование коллизионной структуры с поднятием рельефа и углублением корней коры в результате горизонтального сжатия и дополнительной нагрузки над областью надвига: скорости горизонтального сокращения коры (надвига), значений вязкости нижней коры и лито-сферной верхней мантии и их контраста, величины угла ограничивающего разлома и скорости эрозии образовавшихся покровов.

4. Реологическая расслоенность литосферы в зонах коллизии является основным фактором, определяющим ее тектоническую расслоенность: вязкие течения играют определяющую роль в передаче движущих сил на значительные (десятки и сотни километров) расстояния.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора физико-математических наук, Парфенюк, Ольга Ивановна, Москва

1. Андреев В.Б., Руховец Л. А. Проекционные методы // Новое в жизни, науке и технике. Математика и кибернетика. 1986. № 11. 34 с.

2. АртюшковЕ.В. Физическая тектоника. М.: Наука, 1993. 456 с.

3. Архей Анабарского щита и проблемы ранней эвдлюции Земли. М.: Наука, 1988. 253 с.

4. Бахвалов Н.С., Жидков Н.П., Кобельков Г.М. Численные методы. М.: Наука, 1987. 598 с.

5. Башарин А.К. Деструктивные комплексы в структуре материков. Новосибирск: Наука, 1991. 238 с.

6. Белоусов В.В. Структурная геология. 3-е изд. М.: Изд. Моск. ун-та, 1986.248 с.

7. Божко Н.А. Тектоно-термальная переработка характерный эндогенный режим докембрия // Геотектоника. 1995. № 2. С. 61 - 74.

8. Взаимодействие флюид порода при метаморфизме. М.: Мир. 1989.249 с.

9. Гарагаш И.А., Жорин В.А., Лившиц Л.Д., Николаевский В.Н. Сверхпластическое течение материала внутри разлома // Физика Земли. 1986. № 1. С. 12-24.

10. ГлазиевВ.Н., Жамалетдинов А.А., Мирошников В.П. и др. Комплексная одномерная геофизическая модель строения литосферы северо-востока Балтийского щита // Проблемы комплексной интерпретации геолого-геофизических данных. Ленинград: Наука, 1991. С. 85 94.

11. Глебовицкий В.А. Проблемы эволюции метаморфических процессов в подвижных областях. Л.: Наука. 1973. 128 с.

12. Глебовицкий В.А. Геологические и физико-химические связи метаморфизма и тектоники в раннем докембрии // Геотектоника. 1996. № 5. С. 27 -42.

13. Глебовицкий В.А., Миллер Ю.В., Другова Г.Н. и др. Структура и метаморфизм Беломорско-Лапландской коллизионной зоны // Геотектоника. 1996. № 1.С. 63-75.

14. Глико А.О., Парфенюк О.И. Тепловое поле Земли // Комплексные исследования по физике Земли (ИФЗ 60 лет). М.: Наука, 1989. С. 26 - 43.

15. Глико А.О., Левшенко В.Т., Парфенюк О.И. и др. Тепловая эволюция литосферы и условия тепломассопереноса в земной коре // Институт планетарной геофизики (Основные результаты работы в 1992-1993 гг.). М., 1994. С. 99 -122.

16. Глубинное строение территории СССР. М.: Наука, 1991. 224 с.

17. Гранулитовые комплексы нижней коры континентов II Материалы конференции по проблеме "Петрогенезис, структура и эволюция нижней коры континентов". М., 1991. 92 с.

18. Динамика и эволюция литосферы. М.: Наука, 1986. 232 с.

19. Добрецов Н.Л., Соболев B.C., Соболев Н.В., Хлестов В.В. Фации регионального метаморфизма высоких давлений. М.: Недра, 1974. 328 с.

20. Докембрий. М.: Наука, 1980. 188 с.

21. Другова Г.М. Высокотемпературный режим метаморфизма ранних этапов развития земной коры // Геотермометры и палеотемпературные градиенты. М.: Наука, 1981. С. 19-24.

22. Захаров B.C. Динамика реологически расслоенной литосферы при континентальной коллизии // Автореф. дисс. к.ф.-м.н. М.: ОИФЗ РАН, 1996. 20 с.

23. Казанский В.И. Эволюция рудоносных структур докембрия: архейские кратоны и области протоактивизации // Рудоносные структуры докембрия. М.: Наука, 1982. С. 7 66.

24. Казанский В.И., Лобанов КВ. О границах и металлогении Печенгско-го рудного района (Балтийский щит) // Геология рудных месторождений. 1996, т. 38, № 1.С. 103-109.

25. Казанский В.И., Кузнецов О.Л., Кузнецов А.В., Лобанов КВ., Череми-сина Е.Н. Глубинное строение и геодинамика Печенгского рудного района: опыт изучения Кольской сверхглубокой скважины // Геология рудных месторождений. 1994, т. 36, № 6. С. 500 519.

26. Калинин В.А., Родкин М.В., Томашевская И.С. Геодинамические эффекты физико-химических превращений в твердой среде. М.: Наука, 1989.157 с.

27. Кольская сверхглубокая. Исследования глубинного строения континентальной коры с помощью бурения Кольской сверхглубокой скважины / Отв. ред. Е.А. Козловский. М.: Недра, 1984. 490 с.

28. Кольская сверхглубокая. Научные результаты и опыт исследований. М.: МФ Технонефтегаз, 1998. 260 с.

29. Конди К. Архейские зеленокаменные пояса. М.: Мир, 1983. 390 с.

30. Кременецкий А.А., Овчинников JI.H. Геохимия глубинных пород. М.: Наука, 1986. 209 с.

31. Ландау Л Д., Лифшиц Е.М. Механика сплошных сред. М.: Гос. изд-во техн.-теор. лит-ры, 1953. 788 с.

32. Литосфера Центральной и Восточной Европы: ВосточноЕвропейская платформа. Киев: Наукова Думка, 1989. 188 с.

33. Лобковский Л.И. Геодинамика зон спрединга, субдукции и двухъярусная тектоника плит. М.: Наука, 1988. 252 с.

34. Лутц Б.Г., Оксман B.C. Глубокоэродированные зоны разломов Анабарского щита. М.: Наука, 1990. 260 с.

35. Любимова Е.А. Термика Земли и Луны. М.: Наука, 1968. 279 с.

36. Любимова Е.А., Любошиц В.М., Парфенюк О.И. Численные модели тепловых полей Земли. М.: Наука, 1983. 125 с.

37. Метаморфические формации (принципы выделения и классификации). Новосибирск: Наука, 1981. 128 с.

38. Мейсон Р. Петрология метаморфических пород. М.: Мир, 1981. 263 с.

39. Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра, 1976.279с.

40. Минц М.В. Палеотектонические реконструкции раннего докембрия восточной части Балтийского щита. I. Ранний протерозой // Геотектоника. 1993. № 1.С. 39-56.

41. Минц М.В., Глазнев В.Н.,Корнилов А.Н. и др. Ранний докембрий северо-востока Балтийского щита: палеогеодинамика, строение и эволюция континентальной коры. М.: Научный мир, 1996. 277 с.

42. Минц М.В., Глазнев В.Н., Раевский А.Б. Трехмерная модель геологического строения верхней коры района Кольской сверхглубокой скважины исопредельных территорий Кольского полуострова // Геотектоника, 1994. № 6. С. 3-22.

43. Минц М.В., Цъонь О.В., Соботович Э.В. Время формирования Лапландских гранулитов, гранит-мигматитовых куполов и зеленокаменного пояса Печенга-Имандра-Варзуга (Кольский полуостров) // Изв. АН СССР, сер. Геол. 1989. №5. С. 83-91.

44. Миронюк Е.П., Малич Н.С., Пояркова И.Н. Карта структурно-формационных комплексов фундамента и разломов Сибирской платформы и прилегающих территорий. М-б 1: 5 000000. Л.: Изд. ВСЕГЕИ, 1989.

45. Михайлов В.О., Мясников В.П., Тимошкина Е.П. Динамика эволюции поверхностной оболочки Земли под воздействием процессов растяжения и сжатия // Физика Земли. 1996. № 6. С. 30 37.

46. Надаи А. Пластичность и разрушение твердых тел. М.: Мир, 1969, т.2. 863 с.

47. Николаевский В.Н. Геомеханика и флюидодинамика. М.: Недра, 1996.447с.

48. Николаевский В.Н., Шаров В.И. Разломы и реологическая расслоенность земной коры // Физика Земли. 1985. № 1. С. 16 28.

49. Павленкова Н.И. Строение коры и верхней мантии юга европейской части СССР по геофизическим данным // Проблемы геодинамики Кавказа. М.: Наука, 1992. С. 71 80.

50. Парфенюк О.И. Численное моделирование зон надвига методом конечных элементов // Геотермия и ее применение в региональных и поисково-разведочных исследованиях. Тез. Совещания. Свердловск, 1989. С. 18- 19.

51. Парфенюк О.И. Термомеханическая модель эволюции расслоенной литосферы в зонах континентальной коллизии // Тепловое поле Земли и методы его изучения / ред. М.Д. Хуторской, Ю.А. Попов/. М.: Изд-во РУДН, 1997. С. 68-73.

52. Парфенюк О.И. Численные модели термомеханической эволюции зон континентальной коллизии (сравнительное изучение) // Тепловое поле Земли и методы его изучения / ред. М.Д. Хуторской / М.: Изд-во РУДН, 2000. С. 41-45.

53. Парфенюк О.И. Термомеханическая модель эволюции расслоенной литосферы в зонах континентальной коллизии и оценка условий постколлизионного развития // Исследования в области геофизики (К 75-летию ОИФЗ РАН). М.: ОИФЗ РАН, 2004. С. 312 319.

54. Парфенюк О.И. Особенности теплового режима коллизионных над-виговых структур // Физика Земли. 2004 (в печати).

55. Парфенюк О.И., Марешалъ Ж.-К. Моделирование эволюции структуры глубинных надвиговых зон методом конечных элементов (на примере зоны Капускейсинг, Канада) // Физика Земли. 1993. № 7. С. 32 40.

56. Парфенюк О.И, Марешалъ Ж.-К. Численное моделирование термомеханической эволюции структурной зоны Капускейсинг (провинция Сьюпериор Канадского щита) // Физика Земли. 1998. № 10. С. 22 32.

57. Парфенюк О.И, Миранцев С.В. Термомеханическая модель эволюции различных коллизионных структур докембрия и оценка условий постколлизионного развития // Новые идеи в науках о Земле. Тез. VI Междунар. конф. Москва, 2003. С. 207.

58. Пейве А.В., Руженцев С.В., Трифонов В.Г. Тектоническая расслоен-ность и задачи изучения литосферы континентов // Геотектоника. 1983. № 1. С. 3-13.

59. Перчу к JI.JI., Геря Т. В. и др. Метаморфический комплекс Лимпопо, Южная Африка: 2. Режим декомпрессии и остывания гранулитов и пород кратона Каапвааль // Петрология. 1996. Т. 4, № 6. С. 619 648.

60. Перчук JI.JI., Кротов А.В., Геря Т.В. Петрология амфиболитов пояса Тана и гранулитов Лапландского комплекса // Петрология. 1999. Т. 7, № 4. С. 356-381.

61. Перчук JI.JI., Федькин В.В. Эволюция РТ-параметров при региональном метаморфизме // Геология и геофизика. 1986. Т. 9, № 7. С. 65 69.

62. Петров А.И. Импульсно-очаговые структуры и проблемы их рудо-носности. Л.: Недра, 1988. 232 с.

63. Природа метаморфизма. М.: Мир, 1967. 376 с.

64. Прияткина Л.А. Палеогеотермические реконструкции зон древнейших глубинных разломов // История развития теплового поля в зонах различного эндогенного режима стран Восточной Европы. М., 1985. С. 73 82.

65. Проблемы комплексной интерпретации геолого-геофизических данных. Ленинград: Наука, 1991. 224 с.

66. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с.

67. Пущаровский Ю.М. Крупные неоднородноси в сроении земной коры и их возможные интерпретации // Геотектоника. 1982. № 5. С. 3 -16.

68. Резанов И. А. Величина эрозии за историю Земли и природа катархей-ского метаморфизма // Бюл. МОИП. Отд. геол., 1989. Т. 64, вып. 4. С. 104 — ИЗ.

69. Резанов И.А., Абдрахимов М.З., Бессмертная Е.К., Злобин В.Д. Глубинная структура Печенгского синклинория // Изв. Высш. учебн. завед. Геология и разведка. 1978. № 12. С. 25 37.

70. Родкин М.В. Роль глубинного флюидного режима в геодинамике и сейсмотектонике. М., 1993. 193 с.

71. Розен О.М. Два типа земной коры Анабарского щита // Изв. АН СССР, сер. геол. 1990. № 5. С. 3 16.

72. Розен О.М. Метаморфические следствия тектонических движений на уровне нижней коры: протерозойские коллизионные зоны и террейны Анабарского щита // Геотектоника. 1995. № 2. С. 3 14.

73. Розен О.М., Вишневский А.Н., Глуховский М.З. и др. Строение земной коры Анабарского щита. М.: Наука, 1986. 198 с.

74. Розен О.М., Федоровский B.C. Коллизионные гранитоиды и расслоение земной коры. М.: Научный мир. Тр. ГИН РАН; Вып. 545. 2001. 188 с.

75. Романюк Т.В. Сейсмоплотностное моделирование коры и верхней части мантии вдоль геотраверса "Кварц" // Физика Земли. 1995. № 9. С. 11 -23.

76. Савельева Г.Н., Савельев А.А., Перцев А.Н. Метаморфизм в истории офиолитов//Геотектоника. 1995. №2. С. 15 -28.

77. Садовский М.А. Естественная кусковатость горной породы // Докл. АН СССР. 1979. Т. 247, № 4. С. 829 831.

78. Самарский А.А. Теория разностных схем. М.: Наука, 1977. 656 с.

79. Сейсмогеологическая модель литосферы Северной Европы: Лапланд-ско-Печенгскийрайон / ред. Шаров Н.В./ Апатиты: КНЦ РАН, 1997. 226 с.

80. Современные проблемы геодинамики. М.: Мир, 1984. 280 с.

81. Соколов С.Д. Концепция тектонической расслоенности литосферы: история создания и основные положения // Геотектоника. 1990. № 6. С. 3 19.

82. Строение земной коры Анабарского щита. М.: Наука, 1986. 198 с.

83. Строение литосферы Балтийского щита. М.: ВИНИТИ, 1993. 165 с.

84. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 384 с.

85. Тектоническая расслоенность литосферы / ред. Пейве А.В./ Тр. ГИН АН СССР. 1980. Вып. 343. 215 с.

86. Теркот Д., Шуберт Дж. Геодинамика: Геологические приложения . физики сплошных сред. 4.1: Пер. с англ. М.: Мир, 1985. 376 с.

87. Теркот Д., Шуберт Дж. Геодинамика: Геологические приложения физики сплошных сред. 4.2: Пер. с англ. М.: Мир, 1985. 360 с.

88. Тимошкина Е.П. Математическая модель эволюции релогически расслоенной поверхностной оболочки Земли // Автореф. дисс. к.ф.м.н. М.: ОИФЗ РАН, 1998. 25 с.

89. Тихонов А.Н., Самарский А.А. Уравнения математической физики. М.: Наука, 1972. 735 с.

90. Трубицын В.П. Основы тектоники плавающих континентов // Физика Земли. 2000. № 9. С. 3-40.

91. Филатова В.Т. Геодинамические режимы при формировании Лапландского гранулитового пояса (Кольский полуостров) // Докл. РАН. 1996. Т. 349. №5. С. 682-684.

92. Филатова В. Т. Особенности формирования полей напряжений в Беломорском мегаблоке при режиме коллизионной геодинамики // Докл. РАН. 2002. Т. 382. № 6. С. 821 825.

93. Филатова В.Т., Виноградов А.Н. Оценка влияния термомеханических эффектов на режимы метаморфизма и гранитообразования в Лапландском гранулитовом поясе (Кольский полуостров) // Докл. РАН. 1999. Т. 366, № 5. С. 684 687.

94. Фонарев В.И., Графчиков А.А., Конилов А.Н Экспериментальные исследования равновесий с минералами переменного состава и геологическая термобарометрия // Экспериментальные проблемы геологии. М.: Наука, 1994. С. 323-355.

95. Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии. М.: Наука. 1994. 190 с.

96. Хаин В.Е., Лобковский Л.И. Об особенностях формирования коллизионных орогенов // Геотектоника. 1990. № 6. С. 20-31.

97. Хуторской М.Д. Тепловой поток в областях структурно-геологических неоднородностей. М.: Наука. 1982. 77 с.

98. Хуторской М.Д. Геотермия Центрально-Азиатского складчатого пояса. М.: Изд-во РУДН, 1996. 258 с.

99. Шарков Е.В., Смолъкии В.Ф. Раннедокембрийская Печенгско-Варзугская вулканическая зона Балтийского щита // Изв. АН СССР, сер. геол. 1990. №10. С. 37-49.

100. Шарое Н.В. Глубинное строение зоны сочленения Балтийского щита и Баренцевской шельфовой плиты по сейсмическим данным // Региональная геология и металлогения. 2000. № 10. С. 106-110.

101. Шарое Н.В. Литосфера Балтийского щита по сейсмическим данным. Апатиты: КНЦ РАН, 1993. 145 с.

102. Шарое Н.В. Эволюция взглядов на модели строения кристаллической коры Балтийского щита // Региональная геология и металлогения. 2000. №10. С. 32-43.

103. Шарое Н.В., Виноградов А.Н. О расслоенности и мощности земной коры Балтийского щита // Физика Земли. 1993. № 10. С. 82 88.

104. ШейдеггерА. Основы геодинамики. М.: Недра, 1987. 384 с.

105. Эз В.В. Структурная геология метаморфических комплексов. М.: Недра, 1978. 191 с.

106. Эз В.В. Роль эндогенных процессов в формировании структуры до-кембрийской коры континентов // Докембрий. М.: Наука, 1980. С. 118 122.

107. Ярошевский В. Тектоника разрывов и складок. М.: Недра, 1981.245с.

108. Anhaeusser C.R. The evolusion of the early Precambrian crust of southern Africa // Philos. Trans. R. Soc. London, Ser. A. 1973. Vol. 273. P. 359 388.

109. Anhaeusser C.R., Mason R, Viljoen M.J., Viljoen R.P. A reappraisal of some aspects of Precambrian Scield geology // Geol. Soc. Am. Bull. 1969. Vol. 71. P. 225 254.

110. Ashby M.F., Verrall R.A. Diffiision-accomodated flow and superplasti-city // Acta met. 1973. Vol. 21. P. 149 164.

111. Ashby M.F., Verrall RA. Micromechanisms of flow and fracture and their relevance to the rheology of the upper mantle // Phil. Trans. Roy. Soc. London. Ser. A. 1978. Vol. 288, N 1350. P. 59 95.

112. Ashwal L.D., Morgan P., Kelley S.A., Percival J.A. Heat production in an Archean crustal profile and implications for heat flow and mobilization of heat-producing elements // Earth Planet. Sci. Lett. 1987. Vol. 85. P. 439 450.

113. Balling N. Deep seismic reflection evidence for ancient subduction and collision zones within the continental lithosphere of northwestern Europe // Tec-tonophysics. 2000. Vol. 329. P. 269 300.

114. Barbey P., Convert J., Morean B. et al. Petrogenesis and evolution of an Early Proterozoic collisional orogen: the Granulite Belt of Lapland and the Belo-morides (Fennoscandia) // Bull. Geol. Soc. Finl. 1984. Vol. 56. P. 161 -188.

115. Bassi G. Factors controlling the style of continental rifting: insights from numerical modelling // Earth Planet. Sci. Lett. 1991. Vol. 105. P. 430 452.

116. Bassi G. Ralative importance of strain rate and rheology for the mode of continental extension// Geophys. J. Intern. 1995. Vol. 122. P. 195 210.

117. Beltrami H., Mareschal J.C. Recent warming in Eastern Canada inferred from geothermal measurements // Geophys. Res. Lett. 1991. Vol. 18. P. 605 608.

118. Bennett G., Brown D.D., George P.T., Leahy E.J. Operation Kapuska-sing. Ontario Dep. of Mines, Miscelaneous. 1967. Paper 10.

119. Berckhemer H. Direct evidence for the composition of the lower crust and the Moho // Tectonophysics. 1969. Vol. 2. P. 97 105.

120. Bertelsen A., Marker M. Tectonics of the Kola collision suture and adjacent Archaean and Early Proterozoic terrains in the northeastern region of the Baltic Shield // Tectonophysics. 1986. Vol. 126. P. 31 55.

121. Bertelsen A., Marker M. 1.9 -1.8 Ga old strike-slip megashears in the Baltic Shield, and their plate tectonic implications // Tectonophysics. 1986. Vol. 128. P. 163-181.

122. Bird P., Piper K. Plane-stress finite element models of tectonic flow in Southern California // Phys. Earth Planet. Inter. 1980. Vol. 21. P. 158 175.

123. Bird P., Toksoz M.N., Sleep N.H. Thermal and mechanical models of continent continent convergence zones // J. Geophys. Res. 1975. Vol. 80, N 32. P. 4405-4415.

124. Bohlen S.K Pressure-temperature-time paths and tectonic model for the evolution of granulites // J. Geology. 1987. Vol. 95. P. 617 632.

125. Boland A. V., Ellis R.M. Velocity structure of the Kapuskasing uplift, northern Ontario, from seismic refraction studies // J. Geophys. Res. 1989. Vol. 94, NB6. P. 7189-7204.

126. Boland A. V., Ellis R.M., Northey D.J. et al. Seismic delineation of up-thrust Archean crust in Kapuskasing, Northern Ontario // Nature. 1988. Vol. 335. P. 711-713.

127. Boutilier R.R., Keen C.E. Geodynamic models of fault-controlled extension I I Tectonics. 1994. Vol. 13. P. 439 454.

128. Brace W.F., Kohlstedt D.L. Limits on lithospheric stress imposed by laboratory experiments // J. Geophys. Res. 1980. Vol. 85. P. 6248 6252.

129. Braun J., Beaumont C. Dynamic models of the role of crustal shear zones in asymmetric continental extension // Earth Planet. Sci. Lett. 1989. Vol. 93. P. 405-423.

130. Brewer J. Thermal effects of thrust faulting // Earth Planet. Sci. Lett. 1981. Vol. 56. P. 233-244.

131. Bridgewater D., McGregor V.R., Myers J.S. A horizontal tectonic regime in the Archean of Greenland and its implications for early crustal thickening // Pre-cambrian Res. 1974. Vol. 1. P. 179 197.

132. Buck W.R. Modes of continental lithospheric extention // J. Geophys. •Res. 1991. Vol. 96. P. 20,161 20,178.

133. Buck W.R., Toksoz M.N. Thermal effects of continental collision: thickening a variable viscosity lithosphere // Tectonophysics. 1983. Vol. 100. P. 53 69.

134. Burke K., Dewey J.F. Plum-generated triple junction: Key indicators in applying plate tectonics to old rocks // J. Geology. 1973. Vol. 81. P. 406 433.

135. Burov E.B., Diament M. The effective elastic thickness of continental lithosphere: what does it really mean? // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100. P. 3905 -3927.

136. Byerlee J.D. Friction of rocks // Pure Appl. Geophys. 1978. Vol. 116. P. 615-626.

137. Carter N.L., Tsenn M.C. Flow properties of continental lithosphere // Tectonophysics. 1987. Vol. 136. P. 27 63.

138. Chamberlain C.P., Karabinos P. Influence of deformation on pressure -temperature paths of metamorphism // Geology. 1987. Vol. 15. P. 42 44.

139. Chandrasekhar S. Hydrodynamic and hydromagnetic stability. 3nd Ed. Dover reprint. New-York. 1981. 654 p.

140. Cloetingh S., Burov E.B. Thermomechanical structure of European continental lithosphere: constraints from rheological profiles and EET estimates // Geophys. J. Intern. 1996. Vol 124. P. 695 723.

141. Cook F.A. Geometry of the Kapuskasing structure from a Lithoprobe pilot reflection survey// Geology. 1985. Vol. 13. P. 368 -371.

142. Coward M.P., James P.R., Wright L. Northern margin of the Limpopo mobile belt, southern Africa// Geol. Soc. Am. Bull. 1976. Vol. 87. P. 601 611.

143. Davy Ph., Gillet Ph. The stacking of thrust slices in collision zones and its thermal consequences // Tectonics. 1986. Vol. 5, 6. P. 913 929.

144. Dewey J.F., Burke K.C.A. Tibetan, Variscan and Precambrian basement reactivation: products of continental collision // J. Geology. 1973. Vol. 81. P. 683 -692.

145. Dunbar J.A., Sawyer D.S. How pre-existing weaknesses control the style of continental breakup // J. Geophys. Res. 1989. Vol. 94. P. 7278 7292.

146. Engelman M.S., Sani R.L., Gresho P.M. The implementation of normal and/or tangential boundary condisions in finite element codes for incompressible fluid flow // Int. J. Numer. Meth. in Fluids. 1982. Vol. 2. P. 225 238.

147. Elo S., Lanne E., Ruotoistenmaki Т., Sindre A. Interpretation of gravity anomalies along the POLAR profile in the northern Baltic Shield // Tectonophysics. 1989.Vol. 162. P. 135-150.

148. England P. C., BickleM. Continental thermal and tectonic regimes during the Archaean // J. Geology. 1984. Vol. 92. P. 353 367.

149. England P.C., Houseman G.A. Finite strain calculations of continental deformation 2. Comparison with the India Asia collision zone // J. Geophys. Res. 1986. Vol. 91, N B3. P. 3664 - 3676.

150. England P.C., Houseman G.A. The mechanics of the Tibetan Plateau // Trans. R. Soc. London. 1988. Ser. A, vol. 326. P. 301 319.

151. England P.C., Houseman G.A. Extension during convergence with application to the Tibetan Plateau // J. Geophys. Res. 1989. Vol. 94. P. 17,561 17,579.

152. England P.C., Thompson B. Pressure temperature - time paths of regional metamorphism // J. Petrol. 1984. Vol. 25, Pt. 4. P. 894 - 955.

153. Fadaie К., Ranalli G. Rheology of the lithosphere in the East African Rift System // Geophys. J. Intern. 1990. Vol. 102. P. 445 453.

154. Fernandez M., Ranalli G. The role of rheology in extensional basin formation modelling I I Tectonophysics. 1997. Vol. 282. P. 129 145.

155. Fountain D.M., Salisbury M.H. Exposed cross-sections through the continental crust: implications for crustal structure, petrology and evolution // Earth Planet. Sci. Lett. 1981. Vol. 56. P. 263 277.

156. Fountain D.M., Salisbury M.H., Percival J.A. Seismic structure of the continental crust based on rock velocity measurements from the Kapuskasing uplift // J. Geophys. Res. 1990. Vol. 95, N B2. P. 1167 1186.

157. Gaal G., Berthelsen A., Gorbatschev R. et al. Structure and composition of the Precambrian crust along the POLAR Profile in the northern Baltic Shield // Tectonophysics. 1989. Vol. 162. P. 1-25.

158. Galson D.A., Mueller St. An introduction to the European Geotraverse Project: first results and present plans // Tectonophysics. 1986. Vol. 126. P. 1 30.

159. Garland G.D. Interpretation of gravimetric and magnetic anomalies on traverses in the Canadian Shield of northern Ontario. Publ. Dominion Observatory. Ottawa. 1950. Vol. 116 (1).

160. Gaudemer Y., Jaupart C., Tapponier P. Thermal control on post-orogenic extension in collision belts // Earth Planet. Sci. Lett. 1988. Vol. 89. P. 48 -62.

161. Geis W.T., Cook F.A., Green A.G. et al. Thin thrust sheet formation of the Kapuskasing Structural Zone revealed by Lithoprobe seismic reflection data // Geology. 1990. Vol. 18. P. 513 516.

162. Gibb R.A. A gravity survey of James Bay and its bearing on the Kapuskasing greenstone belt, Ontario // Can. J. Earth Sci. 1978. Vol. 16. P. 1599 -1612.

163. Goetze С., Evans В. Stress and temperature in the bending lithosphere as constrained by experimental rock mechanics // Geophys. J. R. Astron. Soc. 1979. Vol. 59. P. 463-478.

164. Goode A.D.T., Moore AC. High pressure crystallization of the Ewarara, Kalka and Gosse Pile intrusions, Giles Complex, central Australia // Contrib. Miner. Petrol. 1975. Vol. 51. P. 77 97.

165. Goodings C.R., Brookfield M.E. Proterozoic transcurrent movements along the Kapuskasing lineament (Superior Province, Canada) and their relationship to surrounding structures //Earth Sci. Rev. 1992. Vol. 32. P. 147 185.

166. Goodwin et al. The Superior Province // Geol. Assoc. Can. Spec. Paper. 1972. Vol. 11. P. 527-624.

167. Gorbatschev R., Bogdanova S. Frontiers in the Baltic Schield // Precambrian Res. 1993. Vol. 64. P. 3 -21.

168. Gorman B.E., Pearce Т.Н., Birkett T.C. On the structure of Archean greenstone belts // Precambrian Res. 1978. Vol. 6. P. 23-41.

169. Goscombe B. High-grade reworking of Central Australian granulites: metamorphic evolution of the Arunta complex // J. Petrology. 1992. Vol. 33, part 4. P. 917-962.

170. Govers R., Wortel M.J.R. Extension of stable continental lithosphere and the initiation of lithospheric scale faults // Tectonics. 1995. Vol. 14. P. 1041 1055.

171. Green D.H. Genesis of Archaean peridotitic magmas and constraints on Archaean geothermal gradients and tectonics // Geology. 1975. Vol. 3. P. 15-18.

172. Green A.G., Anderson N.L., Stephenson O.G. An expanding spreadseis-mic reflection survey across the Snake Bay-Kakaagi greenstone belt, NW Ontario // Can. J. Earth Sci. 1979. Vol. 16. P. 1599 1612.

173. Grey C.M., Oversby V.M. The behaviour of lead isotopes during granu-lite facies metamoiphism // Geochim. Cosmochim. Acta. 1972. Vol. 36. P. 939 -952.

174. GrocottJ.S. The relation between Precambrian shear belts and modern fault systems // J. Geol. Soc. London. 1977. Vol. 133, pt. 3-4. P. 257 262.

175. Halls H.C. Crustal thickness in the Lake Supeior region // Geology and Tectonics of the Lake Superior Basin. Geol. Soc. Am. 1984, Mem. 156. P. 239 -243.

176. Hanski E.J., Smolkin V.F. Pechenga ferropicrites and other Early Pro-terozoic picrites in the eastern part of the Baltic Shield // Precambr. Res. 1989. P. 63 -82.

177. Houseman G., England Ph. Finite strain calculations of continental deformation 1. Method and general results for convergent zones // J. Geophys. Res. 1986. Vol. 91, N B3. P. 3651 3663.

178. Hubbert M.K., Rubey W.W. Role of fluid pressure in mechanics of over-thrust faulting // Geol. Soc. Am. Bull. 1959. Vol. 70, N6. P. 115 116.

179. Jaupart C., Mareschal J.-C. The thermal structure and thickness of continental roots // Lithos. 1999. Vol. 48. P. 93 114.

180. Kern H., Walther Ch., Fluh E.R., Marker M. Seismic properties of rocks exposed in the POLAR profile region constraints on the interpretation of the refraction data // Precambrian Res. 1993. P. 169 - 187.

181. KinckJJ., Husebye E.S., Larsson F.R. The Moho depth distribution in Fennoscandia and the regional tectonic evolution from Archean to Permian times // Precambrian Res. 1993. Vol. 64. P. 23 51.

182. Kirby S.H. Rheology of the lithosphere // Rev. Geophys. Space Phys. 1983. Vol. 21. P. 1458-1487.

183. Kirby S.H., Kronenberg A.K. Rheology of the lithosphere: Selected topics //Rev. Geophys. 1987. Vol. 25. P. 1219- 1244.

184. Lamontagne M., Ranalli G. Thermal and rheological constraints on the earthquake depth distribution in the Charlevoix, Canada, intraplate seismic zone // Tectonophysics. 1996. Vol. 257. P. 55 69.

185. LeclairA.D., Percival J.A., Green A.G. et al Seismic reflection profiles across the central Kapuskasing uplift // Can. J. Earth Sci. 1994. Vol. 31. N7. P. 1016 1026.

186. Lithoprobe: The evolution of a continent. Phase III proposal. 1989. 256p.

187. Lithoprobe: Studies of the evolution of a continent. Phase IV proposal. 1993. 290 p.

188. Liu M., Furlong K.P. Crustal shortening and Eocene extension in the southeastern Canadian Cordillera: some thermal and rheological considerations // Tectonics. 1993. Vol. 12. P. 776 786.

189. Lowe C., Ranalli G. Density, temperature, and rheological models for the southeastern Canadian Cordillera: implications for its geodynamic evolution // Can. J. Earth Sci. 1993. Vol. 30. P. 77 93.

190. Luosto U., Korhonen H. Crustal structure of the Baltic Shield based on off-FENNOLORA refraction data // Tectonophysics. 1986. Vol. 128. P. 183 208.

191. Luosto U. et al. The crustal structure along the POLAR Profile from seismic refraction investigations // Tectonophysics. 1989. Vol. 162. P. 51 85.

192. Lynch H.D., Morgan P. The tensile strength of the lithosphere and the localization of extension // Continental extension tectonics. Coward M.P., Dewey J.F., Hancock P.L.( Eds). Geol. Soc. Sp. Publ. 1987. Vol. 28. P. 53 65.

193. Mareschal J.-C. Downward continuation of heat flow data and thermal regime in Eastern Canada // Tectonophysics. 1991. Vol. 194. P. 349 356.

194. Mareschal J.-C. Thermal regime and post-orogenic extension in collision belts // Tectonophysics. 1994. Vol. 238. P. 471 484.

195. Mareschal J.-C. et al. Heat flow in the Hudson Orogen of the Canadian Shield: implications for Proterozoic continental growth // J. Geophys. Res. 1999. Vol. 104, N B12. P. 29,007 29, 024.

196. Mareschal J.-C., Parphenuk O.I. Thermal regime and conditions for post-orogenic extension in collision belts // New developements in geothermal measurements in boreholes. Klein Koris, Germany, October 18-23, 1993.

197. Mareschal J.-С., Parphenuk O.I. Thermal regime and conditions for post-orogenic extension in collision belts. // IUGG XXI General Assembly. Boulder, Colorado. 1995. P. B336.

198. Mareschal J.-C., Pinet C., Gariepy C. et al New heat flow density and radiogenic heat production data in the Canadian Shield and the Quebec Appalachians // Can. J. Earth Sci. 1989. Vol. 26. P. 845 852.

199. Mareschal J.-C., West G.F. A model for Archean tectonism. Part 2. Numerical models for vertical tectonism in greenstone belts // Can. J. Earth Sci. 1980. Vol. 17, N1. P. 60-71.

200. Marquart G. Finite element modeling of lower crustal flow: a model for crustal thickening variations // J. Geophys. Res. 1991. Vol. 96, N B12. P. 20,331 -20,335.

201. Mason R. The Limpopo belt southern Africa // Philos. Trans. R. Soc. London, Ser. A. 1973. Vol. 273. P. 463 - 485.

202. Meissner R., Mooney W. Weakness of the lower continental crust: a condition for delamination, uplift, and escape // Tectonophysics. 1998. Vol. 296. P. 47 -60.

203. Melezhik V.A., Sturt B.A. General geology and evolutionary history of the Early Proterozoic Polmak-Pasvik-Pechenga-Imandra/Varzuga-Ust'Ponoy Greenstone Belt in the northeaastern Baltic Shield // Earth Sci. Rev. 1994. Vol. 36. P. 205 -241.

204. Mineralogical association of Canada. Heat, metamorphism and tectonics / Ed. E.G. Nisbet, C.M.R. Fowler. 1988. Vol. 14. 319 p.

205. Mitrofanov F.P., Pozhilenko V.I., Smolkin V.F. et al. Geology of the Kola Peninsula. Apatity: KSC RAN, 1995. 144 p.

206. Molnar P., Chen W.-P., Padovani M. Calculated temperatures in over-thrust terraines and possible combinations of heat sources responcible for the Tertiary granites in the Greater Hymalaya // J. Geophys. Res. 1983. Vol. 88, N B-8. P. 6415-6429.

207. Morgan P., Sass J.N. Review of thermal regime of the continental litho-sphere // J. Geodyn. 1984. Vol. 1, N 1. P. 143 166.

208. Negredo A., Fernandez M., Zeyen H. Thermal mechanical constraints on kinematic models of lithospheric extension // Earth Planet. Sci. Lett. 1995. Vol. 134. P. 87-98.

209. Nisbet E.G. The continental and oceanic lithosphere in the Archaean: isostatic, thermal, and tectonic models // Can. J. Earth Sci. 1984. Vol. 21. P. 1426 -1441.

210. Park R.G. Early Proterozoic tectonic overview of the northern British Isles and neighbouring terrains in Laurentia and Baltica // Precambrian Res. 1994. Vol. 68. P. 65-79.

211. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical model of evolution of layered lithosphere in collisional belts // ХХШ EGS General Assembly. Nice, France. In: Annates Geophysicae. 1998. Vol. 16. P. 94.

212. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical model of a collision stage of continental crust formation in Kola Superdeep region (the Baltic Shield) // XXIV EGS General Assembly. The Hague, the Netherlands. April 19-23,1999. Abstracts.

213. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical model of a formation stage of continental crust in Kola Superdeep region (the Baltic Shield) // The Earth's Thermal Field and Related Research Methods. Intern. Conference. Moscow, May 19-21, 1998. P. 193 -195.

214. Parphenuk O.I. Numerical models of thermal-mechanical evolution of continental collisional structures (comparative study) // XXVI EGS General Assembly. Nice, France. March 26-30,2001. Geophys. Res. Abstr. V. 3. P. 236.

215. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical models of continental collisional zones (comparative study) // Heat Flow and the Structure of the Lithosphere. V Intern. Meeting. Kostelec, Czech Republic. June 10-16, 2001. P. 55.

216. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical models of evolution for different Precambrian collisional zones and post-orogenic extension // The Earth's Thermal

217. Field and Related Research Methods. Intern. Conference. Moscow, June 17-20, 2002. P. 192- 196.

218. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical numerical models of evolution for different Precambrian collisional zones // XXVII EGS General Assembly. Nice, France. 21-26 April 2002. Geophys. Res. Abstr., V. 3.

219. Parphenuk O.I Thermal and mechanical models of evolution for different Precambrian structures and post-collisional evolution // VI Intern. Conf. "New ideas in Earth sciences". Moscow, April 8 22, 2003. Vol. 3. P. 208.

220. Parphenuk O.I. Thermal-mechanical models of Precambrian continental collisional zones exposed deep crustal structures // Structures in the Continental Crust and Geothermal Resources. Siena, Italy, 2003. P. 84-85.

221. Parphenuk O.I., Dechoux V. Mareschal J.-C. Finite-element models of evolution for the Kapuskasing structural zone // Can. J. Earth Sci. 1994. Vol. 31, № 7. P. 1227 1234.

222. Parphenuk O.I, Mareschal J.-C. A finite-element model of crustal thickening in the Kapuskasing structural zone // LITHOPROBE KSZ Workshop Ш, 1991, Toronto. LITHOPROBE Report № 18. P. 58 65.

223. Parphenuk O.I, Mareschal J.-C. Finite-element model of thermome-chanical evolution for the Kapuskasing structural zone // IUGG XXI General Assembly. Boulder, Colorado. 1995. P. B333.

224. Parphenuk O.I, Mareschal J.-C. 2-D modelling of thermo-mechanical evolution of collision belts // Heat flow and the structure of the lithosphere. 4th Intern. Workshop. Trest Castle, Czech Rep. 1996. P. 77 78.

225. Parphenufc О.I., Mareschal J.-C. Numerical modeling of the thermome-chanical evolution of the Kapuskasing Structural zone, Superior Province, Canadian Shield // Izvestiya, Physics of the Solid Earth. 1998. Vol. 34. P. 805 814.

226. Pearson A.I. The age of continental roots // Lithosphere. 1999. P. 171194.

227. Peltier W.R. Mantle convection and viscosity. Physics of the Earth's Interior /ed. A.M. Dziewonski and E. Boschi/. North-Holland, Amsterdam. 1980. P. 362-431.

228. Peltier W.R., Wu P., Yuen D.A. The viscosities of the Earth's mantle // Am. Geophys. Un., Geodyn. Ser. 1981. Vol. 4. P. 59 77.

229. Percival J.A. A possible exposed Conrad discontinuity in the Kapuskasing uplift, Ontario // Reflection seismology: the continental crust. Am. Geophys. Un., Geodyn. Ser. Washington, D.C. 1986. Vol. 14. P.135 141.

230. Percival J.A., Card K.D. Archean crust as revealed in the Kapuskasing uplift, Superior Province, Canada // Geology. 1983. Vol. 11. P. 323 326.

231. Percival J.A., Green A.G., Milkereit B. et al. Seismic reflection profiles across deep continental crust exposed in the Kapuskasing uplift structure // Nature. 1989. 342. P. 416-420.

232. Percival J.A., Mcgrath P.H. Deep crustal structure and tectonic history of the Northern Kapuskasing uplift of Ontario: an integrated penological geophysical study // Tectonics. 1986. Vol. 5. P. 553 - 572.

233. Percival J.A., West G.F. The Kapuskasing uplift: a geological and geophysical synthesis // Can. J. Earth Sci. 1994. Vol. 31. P. 1256 1286.

234. Pinet C., Jaupart C., Mareschal J.-C. et al. Heat flow and structure of the lithosphere in eastern Canada // J. Geophys. Res. 1991. Vol. 96. P. 19,941 -19,963.

235. Popov Y.A., Pevzner S.L. et al. New geothermal data from the Kola su-perdeep well SG-3 // Tectonophysics. 1999. Vol. 306. P. 345 366.

236. Post R.L. High temperature creep of Mt. Burnet dunite I I Tectonophys. 1977. Vol. 42. P. 75-110.

237. Press W.H., Flannery B.P., Teukolsky A., Vetterling W.T. Numerical recipes. The art of scientific computing. Cambridge Univ. Press. 1986. 818 p.

238. Romberg H. Gravity, Deformation, and the Earth's Crust. 2nd Ed. Acad. Press. New-York. 1981. 452 p.

239. Ranalli G. Regional variations in lithosphere rheology from heat flow observations // Terrestrial Heat flow and the Lithosphere Structure. /Cermak V., Ry-bach L. Eds J Springer, Berlin. 1991. P. 1 22.

240. Ranalli G. Rheology of the lithosphere in space and time // Geol. Soc. Sp. Publ. 1997. Vol.121. P. 19 37.

241. Ranalli G. Rheology of the crust and its role in tectonic reactivation // J. Geodynamics. 2000. Vol. 30. P. 3 15.

242. Ranalli G., Murphy D.C. Rheological stratification of the lithosphere // Tectonophysics. 1987. Vol. 132. P. 281 -295.

243. ReddyJ.N. An introduction to the Finite Element Method. McGraw-Hill, New-York. 1984. 459 p.

244. Rosen O.M. Two geochemically different types of Precambrian crust in the Anabar Scield, North Siberia // Precambrian Res. 1989. Vol.45. P. 129 142.

245. Rosen OM. Metamorphic effects of tectonic movements at the lower crust level: Proterozoic collision zones and terrenes of the Anabar Shield // Geotec-tonics. 1995. Vol. 29, N 2. P. 91 101.

246. Rosen O.M., Condie K.C., Natapov L.M., Nozhkin A.D. Archean and the early Proterozoic evolution of the Siberian craton: a preliminry assessment // Archean crustal evolution. K.C. Kondie (ed.). Elsevier, Amsterdam. 1994. P. 411 -459.

247. Sandiford M., Powell R Deep crustal metamorphism during continental extension: modern and ancient examples // Earth Planet. Sci. Lett. 1986. Vol. 79. P. 151-158.

248. Sani R.L., Gresho P.M., Lee R.L. et al. The cause and cure (!) of the spurious pressures generated by certain FEM solutions of the incomressible Navier-Stokes equations: Part I // Int. J. Numer. Meth. in Fluids. 1981. Vol. 1. P. 17 43.

249. Sani R.L., Gresho P.M., Lee R.L. et al. The cause and cure (!) of the spurious pressures generated by certain FEM solutions of the incomressible Navier-Stokes equations: Part П // Int. J. Numer. Meth. in Fluids. 1981. Vol. 1. P. 171 -204.

250. Shi Y, Wang C.-Y. Two-dimensional modeling of the P-T-t paths of regional metamorphism in simple overthrust terrains // Geology. 1987. Vol. 15. P. 1048-1051.

251. Sibson RH. Frictional constraints on thrust, wrench, and normal faults // Nature. 1974. Vol. 249. P. 542 544.

252. Sibson RH. A note on fault reactivation // J. Struct. Geol. 1985. Vol. 7. P. 751 -754.

253. Smithson S.B. Modeling continental crust: structural and chemical constraints // Geophys. Res. Lett. 1978. Vol. 5. P. 749 752.

254. Smithson S.B., Brown S.K. A model for lower continental crust // Earth Planet. Sci. Lett. 1977. Vol. 35. P. 134 144.

255. Strang G., Fix G.J. An analysis of the finite element method. Prentice-Hall Inc., Englewood Cliffs, N J. 1973. 306 p.

256. Tchalenko J.S. Similarities between shear zones of different magnitudes // Geol. Soc. Am. Bull. 1970. Vol. 81. P. 1625 1640.

257. Tectonophysics: The European geotraverse. Part 5: The Polar Profile (spesial issue). 1989. Vol. 162. N 1/2.

258. Teisseyre R. Interstitial fluid flow and tectonic stress // Acta Geophys. Pol. 1972. Vol. 20. N2.

259. The Kapuskasing transect of lithosphere. Can. J. Earth Sci. 1994. Vol. 31, N7. 286 p.

260. Thompson А.В., Ridley J.R. Pressure temperature - time (P-T-t) histories of orogenic belts // Phil. Trans. R. Soc. London. 1987. Ser. A. Vol. 321. P. 27 -45.

261. Thurston P.C., Siragusa G.N., Sage R.P. Geology of the Chapleau area, Districts of Algoma, Subbury and Cochrane. Ontario Division of Mines. 1977. Geol. Rep. 157.

262. Van Reenen D.D., Smit C. A. The Limpopo metamorphic belt, South Africa: 1. Geological setting and relactionship of the Granulite complex with the Kaapvaal and Zimbabve cratons // Петрология. 1996. Т. "4, № 6. С. 610 618.

263. Van Reenen D.D. et al. Deep crustal response to continental collision: The Limpopo belt of Southern Africa // Geology. 1987. Vol. 15. P. 11 14.

264. Walther C., Fluh E. The POLAR Profile revisited: combined P- and S-wave interpretation // Precambrian Res. 1993. Vol. 64. P. 153 -168.

265. Wang Y., Mareschal J.-C. Elastic thickness of the lithosphere in the Central Canadian Shield // Geophys. Res. Lett. 1999. Vol. 26, N 19. P. 3033 3036.

266. Watson J. The origin and history of the Kapuskasing structural zone, Ontario, Canada// Can. J. Earth Sci. 1980. Vol.17. P. 866 875.

267. Weertman J. Creep laws for the mantle of the Earth // Phil. Trans. R. Soc. London. Ser. A. 1978. Vol. 288. P. 9-26.

268. West G.F., Mareschal J.-C. A model for Archean tectonism. Part I. The thermal conditions // Can J. Earth Sci. 1979. Vol. 16. P. 1942 1950.

269. Wilks K.R, Carter N.L. Rheology of some continental lower crustal rocks II Tectonophysics. 1990. Vol.182. P. 57 77.

270. Willett C., Beaumont C., Fullsack P. Mechanical model for the tectonics of doubly vergent compressional orogens // Geology. 1993. Vol. 21. P. 371 374.

271. Wilson J.T. Comparison of the Hudson Bay arc with some other features // Science, history and Hudson Bay /C.S. Beals and D.A. Shenstone Eds/. Ottawa. 1968. P. 1015-1033.

272. Zienkiewicz О.С. The finite element method in Engineering Science. McGraw-Hill Publ. Сотр. Ltd., London, England. 1971. 521 p.

273. Zhou S., Sandiford M. On the stability of isostatically compensated mountain belts // J. Geohys. Res. 1992. Vol. 97, N BIO. P. 14,207 -14,221.

Информация о работе

Парфенюк, Ольга Ивановна
доктора физико-математических наук
Москва, 2004
ВАК 25.00.10

Диссертация

Эволюция континентальной литосферы в зонах коллизии докембрия - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы