Строение тектоносферы зондской зоны субдукции на основе геофизических данных

Антипов, Артем Александрович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Строение тектоносферы зондской зоны субдукции на основе геофизических данных
ВАК РФ 25.00.10, Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Строение тектоносферы зондской зоны субдукции на основе геофизических данных"

На правах рукописи

□озовтб

Антипов Артем Александрович

СТРОЕНИЕ ТЕКТОНОСФЕРЫ ЗОНДСКОЙ ЗОНЫ СУБДУКЦИИ НА ОСНОВЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ДАННЫХ

Специальность 25.00.10 Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание учёной степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва - 2006

003067615

Работа выполнена на кафедре геофизических методов исследования земной коры геологического факультета Московского Государственного Университета им. М.В. Ломоносова.

Научный руководитель Научный консультант

доктор физико-математических наук, профессор Андрей Александрович Булычев доктор геолого-минералогических наук, профессор Адонис Гарифьянович Гайнанов

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Сергей Витальевич Аплонов

кандидат геолого-минералогических наук Александр Алексеевич Свешников

Ведущая организация Институт Океанологии РАН

им. П.П. Ширшова

Защита состоится 24 января 2007 года в 14 часов 30 минут на заседании диссертационного совета Д.501.001.64 при Московском государственном университете им. М.В. Ломоносова по адресу: 119992, Москва, Ленинские горы, МГУ, геологический факультет, зона «А», аудитория 308.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ (ГЗ МГУ, зона «А», 6-й этаж)

Автореферат разослан «22» декабря 2006 г.

Учёный секретарь

диссертационного совета ^/Щ —- Б.А. Никулин

1 -Р'

Общая характеристика работы

Одной из фундаментальных проблем наук о Земле является понимание геодинамических процессов, связанных с взаимодействием океанов и континентов. Выявление причин эволюции и доминирующих процессов в постоянно меняющейся системе тектоники плит - одна из задач, которую необходимо изучать с пристальным вниманием.

Субдукционные зоны, являясь одним из основных типов зон взаимодействия океанических и континентальных плит, продолжают вызывать особый интерес у представителей науки о Земле. Это частично связано с катастрофическими природными явлениями, такими как землетрясения, цунами и вулканизм островных дуг. В то же время, на данных конвергентных границах происходят процессы, отражающие конечные звенья в глобальном цикле формирования облика Земли и служащие индикатором внугренней динамики Земли. С одной стороны, здесь происходят погружение и дальнейшее переплавление сформировавшейся океанической литосферы, с другой стороны, аккреционные призмы и магматизм образовывают континентальную литосферу.

Зондская субдукционная зона со сложным механизмом конвергенции представляет в связи с вышесказанным особый интерес. Ортогональная субдукция, наблюдаемая в районе о. Ява, сменяется к северу прогрессирующей косоориентированной субдукцией. Составляющая вектора относительного движения плит, параллельная границе литосферных плит, соответственно возрастает к северу, играя ключевую роль в смещениях вдоль разломных зон Суматры и Ментавай. Режим субдукции вдоль конвергентной границы влияет на развитие транстенсивного бассейна над погружающейся океанической плитой в северной части изучаемого региона. Исследование глубинного строения земной коры, литосферы, астеносферы (тектоносферы) Зондской субдукинонной зоны - актуальная проблема современной геологин и геофизики, поскольку имеет большое значение для решения кардинальных вопросов теоретической геологии, геодинамики и познания процессов формирования и размещения месторождений полезных ископаемых.

Цель работы - изучение глубинного строения тектоносферы Зондской зоны субдукции.

Для достижения этой цели решались следующие задачи:

1. Сбор и обобщение всей доступной геолого-геофизической информации по Индонезийской переходной зоне от Индийского океана к Юго-Восточной Азии.

2. Построение карт аномального поля силы тяжести и аномальных высот геоида в различных редукциях (в свободном воздухе, Буге, Гленни) на исследуемый регион, их анализ и сопоставление с другими геофизическими данными (сейсмическими, данными теплового потока, аномального магнитного поля) и их интерпретациями.

3. Составление схемы тектонического районирования Индонезийской переходной зоны.

4. Сегментация Зондской субдукционной зоны, выявление особенностей в строении глубинных горизонтов, связанных с изменениями параметров субдукции от о. Ява к о. Суматра и Андаманскому морю.

5. Плотностное моделирование глубинного строения Зондской субдукционной зоны.

Защищаемые положения

1. Рассчитаны карты аномального поля силы тяжести и аномальных высот геоида в различных редукциях (в свободном воздухе, Буге с учётом топографии), а также их трансформант масштаба 1:1000000.

2. Представлено районирование Индонезийского региона по гравитационному полю и сейсмотомографии, определены специфические характеристики выделенных областей. На основе проведенного анализа показаны различия в строении отдельных зон, как по верхним горизонтам тектоносферы, так и по глубинным.

3. Предлагается схема сегментации Зондской зоны субдукции на основе анализа гравитационного поля, его трансформант и дополнительной геолого-геофизической информации.

4. Построена согласованная с существующими геолого-геофизическими данными плотностная модель тектоносферы Зондской зоны субдукции.

• Глубинность разреза в 320 км является исчерпывающей для объяснения наблюдённого гравитационного поля, то есть расчётное поле полностью компенсирует наблюдённое поле силы тяжести в редукции в свободном воздухе.

• Модель построена в системе «земная кора - литосфера - слэб - астеносфера». Для континентальной и океанической коры предлагается трёхслойное строение, для подкоровой литосферы и астеносферы - однослойное, для слэба - трёхслойное.

• Без учёта плотностных особенностей слэба невозможно корректное объяснение наблюдённого поля силы тяжести.

Научная новизна.

1. Впервые для анализа глубинного строения и тектонического районирования Индонезийской переходной зоны использовались карты аномальных высот геоида в различных редукциях и их трансформанты.

2. Использование комплекса гравиметрических, сейсмических и сейсмологических данных позволило наиболее полно отразить особенности тектоники Зондской зоны субдукции и плит, контактирующих по этой границе.

3. Обобщение и анализ результатов ранее проведённых геофизических исследований, посвященных изучению строения тектоносферы Зондской субдукционный зоны, показал - 1) фрагментарность проведенных исследований; 2) ограниченную глубинность детальных и невысокую разрешающую способность региональных исследований; 3) использование только скоростной картины поля, полученной различными методиками наблюдений. В связи с этим до настоящего момента моделирование погруженной части океанской литосферы (слэба) в Индонезийской переходной зоне было недостаточно проработано.

Привлечение результатов качественного и количественного анализа гравитационного поля позволило предложить новую модель тектоносферы Зондской субдукционной зоны в системе «земная кора - литосфера - слэб - астеносфера», согласованную с существующими геолого-геофизическими данными.

Впервые, применительно к району исследования, осуществлено пространственное прослеживание границы Мохоровичича как составной части погруженной литосферы.

Двухмерное плотностное моделирование и анализ трансформаций поля силы тяжести, проведенный для определения границ нулевого приближения в модели тектоносферы, установили, что закономерности изменения с глубиной свойств океанской коры и подкоровой литосферы различны.

Практическая ценность работы

Данная диссертация является обоснованием важнейшей роли проведения анализа гравитационного поля при изучении глубинных структур Земли. На примере сопоставления данных сейсмотомографии с аномалиями высот геоида показывается, что в аномальных высотах геоида присутствует составляющая, по-видимому, связанная со сверхглубинными (более 2500 км) источниками, что обусловливает необходимость тщательного рассмотрения гравитационного поля для понимания базовых основ геодинамики.

Итоговая модель в масштабе данного исследования и разрешающей способности методов является региональной. Автором предлагается геолого-геофизическая схема строения Зондской зоны субдукции, которая может служить основой для дальнейших более детальных исследований.

Содержание, структура и объём работы

Для переходной зоны Индонезийского региона рассчитаны поля силы тяжести и высот геоида в редукциях в свободном воздухе, Буге и Гленни, построены карты и проведён анализ гравитационного поля, поля превышений высот геоида над эллипсоидом относимости (аномальных высот геоида) и их трансформаций. По результатам проведенного анализа построена схема районирования аномального гравитационного поля. Проведено сопоставление морфологии гравитационного поля и данных сейсмотомографии, что, наряду с анализом дополнительной геолого-геофизической информацией, позволило предложить тектоническое районирование Индонезийской переходной зоны. Вдоль 8 профилей, секущих отличные по строению и геодинамическому режиму сегменты Зондской зоны субдукции, с учётом разнородной геолого-геофизической информации проведено плотностное моделирование. Построена согласованная с существующими геолого-геофизическими данными модель тектоносферы переходной зоны Индонезийского региона.

Работа состоит из введения, четырёх глав и заключения.

Во введении изложены основные цели и задачи работы. В главе 1 описывается геолого-геофизическая изученность региона. Даётся характеристика мезо-кайнозойской геолого-геодинамической эволюции региона. На основании общих открытых баз данных производится построение геолого-геофизических карт и их анализ. Глава II посвящена изучению структуры гравитационного поля и его связи со строением глубинных горизонтов. По результатам анализа трансформаций гравитационного поля проводится районирование Индонезийского региона. В главе III проводится качественная увязка гравитационного поля с особенностями тектоники региона. Предлагается схема тектонического районирования Зондской зоны субдукции. Глава IV посвящена плотностному моделированию Зондской зоны

субдукции. В Заключении обобщаются выводы, полученные в результате данного исследования.

Объём диссертации -165 страниц, в том числе 55 рисунков, 3 таблицы, 1 график и список литературы из 155 наименований.

Апробация работы

Основные результаты работы и её отдельные положения докладывались и обсуждались на V-й международной научно-практической конференции-конкурсе молодых учёных и специалистов «Геофизика - 2005», СПб ЕАГО - СПбГУ (Петродворец, Санкт-Петербург, 2005); на седьмых геофизических чтениях имени В.В. Федынского, МПР РФ - Роснедра - ВНИИГеофизика - Центр ГЕОН-РАЕН-ЕАГО, (Москва, 2005); на XVI Международной школе морской геологии, Океанология (Москва, 2005); на 33-й сессии Международного семинара им. Д.Г. Успенского "Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей" УрО РАН, (Екатеринбург, 2006); на восьмых ежегодных геофизических чтениях им. В.В. Федынского, МПР РФ -Роснедра - ВНИИГеофизика - Центр ГЕОН-РАЕН-ЕАГО, (Москва, 2006); на XIII Международной конференции студентов, аспирантов и молодых учёных геологического факультета МГУ «Ломоносов-2006» (Москва, 2006); на XVII молодежной научной конференции «Геология, полезные ископаемые и геоэкология Северо-Запада России», посвященной памяти чл.-корр. АН СССР К.О. Кратца, ИГ КарНЦ РАН (Петрозаводск, 2006); на Международной конференции и выставке «Saint-Petersburg - 2006», EAGE - ЕАГО - SEG, Lenexpo, Saint Petersburg.

Публикации

Основные положения работы изложены в 11 опубликованных работах, в том числе 3 статьи и 8 тезисов докладов.

Благодарности

Автор благодарен своему научному руководителю, зав. кафедрой геофизических методов исследования земной коры, д-ру физ.-мат. наук, проф. А.А. Булычеву за оказанное доверие, постоянную помощь, поддержку и участие, а также за отзывчивость и чуткость. Автор премного благодарен научному сотруднику Д.А. Гилод за существенную помощь при выполнении работы, своевременные и полезные советы, конструктивный диалог, а также за возможность ознакомиться с широкими практическими навыками, сопутствующими всей работе.

Автор считает приятным долгом поблагодарить д-ра геол.-минерал. наук, проф. А.Г. Гайнанова за привлечение к работе по гранту РФФИ, неоценимый опыт многолетних исследований, а также «пионерский» взгляд на исследование гравитационного поля. Особую благодарность автор выражает д-ру физ.-мат. наук, проф. В.Р. Мелихову за конструктивную критику на протяжении всей работы, важные замечания и создаваемую им научно-творческую атмосферу.

Автор выражает глубокую признательность д-ру геол.-минерал. наук, проф. М.Г. Ломизе за плодотворное сотрудничество, своевременную критику, полезные советы и существенную помощь при выполнении работы.

Автор благодарен д-ру геол.-минерал. наук, проф. В.К. Хмелевскому, канд. геол.-минерал. наук, доц. Л.А. Золотой и канд. физ.-мат. наук А. А. Бобачёву за особые

взаимоотношения в процессе учёбы и написания диссертации. Автор обязан отметить важную ежедневную поддержку и помощь со стороны молодых сотрудников гравиметрической лаборатории и, с удовольствием, выражает благодарность инж. М.П. Куликовой, инж. М.В. Косныревой, канд. геол.-минерал, наук И.В. Лыгину, канд. физ.-мат. наук К.В. Кривошее и канд. геол.-минерал. наук А.П. Ермакову.

Автор премного благодарен профессору, д-ру геол.-минерал. наук C.B. Аплонову, которому принадлежит заложение основ заинтересованности автора к региональным исследованиям.

Автор выражает восхищение д-ру т. наук, проф. СПбГУ Ю.И. Кудрявцеву и д-ру физ.-мат. наук, проф. МГУ В.В. Калинину, продемонстрировавшим уровень Университетского образования и особый подход к совершенствованию студентов.

Автор отмечает колоссальную заслугу своих родителей в получении им фундаментального университетского образования, направивших на путь изучения геологии и сформировавших особое отношение к достижению цели.

Автор с чувством безграничной благодарности выделяет заслуги своей супруги Ольги, которая написание данной диссертации вписала в свою жизнь, разделяла непростые условия быта, не переставала верить в успех, полностью взяла на себя процесс ухода за новорожденным ребёнком, а в трудный момент осуществила финансовую поддержку семьи.

Автор посвящает данную работу памяти доцента СПбГУ Данилевского Вадима Иллиодоровича, неординарного Человека и Мыслителя.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект № 04-05-64775-а. Краткое содержание диссертации

Введение

Настоящая работа выполнена в рамках концепции тектоники литосферных плит. Современный уровень научных исследований определяется мощными средствами обработки, интерпретации и визуализации геолого-геофизических данных для изучения строения Земли, тектоники и геодинамических процессов. Благодаря этому, взаимодействие таких крупных элементов тектоники как океаны и континенты может быть пересмотрено и уточнено. Новые детали геодинамической эволюции несомненно способны дополнить понимание геологических обстановок в настоящее время на границах плит и даже помочь заглянуть в будущее.

Зондская зона субдукции (ЗЗС) - классическая конвергентная граница, изучение геолого-геодинамических особенностей которой - важнейшая задача современной науки о Земле. В условиях, когда на район сочленения литосферных плит приходится максимальное сосредоточение катастрофических явлений, субдукционным зонам необходимо уделять самое пристальное внимание.

Угол между направлением конвергенции литосферных плит и простиранием их границы характеризует многие параметры субдукции и различия в строении ЗЗС на разных её отрезках. Для понимания глубинных процессов, соответствующих изменению режима субдукции вдоль конвергентной границы, необходимо привлекать анализ гравитационного поля и других геолого-геофизических материалов,

позволяющих получить информацию о глубинных различиях в строении земной коры, литосферы, астеносферы (тектоносферы).

В основу моделирования тектоносферы переходной зоны от Индо-Австралийской плиты к Евразийской заложены всестороннее изучение поля силы тяжести и анализ новейшей геолого-геофизичекой информации. Строение глубинных участков земной коры и мантии исследуется по двум основным направлениям.

Первое направление - подразумевает площадное исследование: расчёт поля силы тяжести и высот геоида в различных редукциях (Буге, Гленни), их трансформаций, построение карт гравитационного поля и их трансформант. В результате районирования выделяются зоны аномального гравитационного поля. Приводится качественный анализ данных поля аномальных высот геоида на основе разложения по частотным гармоникам, а также данных сейсмотомографии для различных глубинных срезов. Осуществляется попытка сопоставления морфологии разнородных геофизических полей.

Второе направление - двумерное моделирование, которое включает в себя построение плотностных разрезов - основы для геологической модели Зондской субдукционной зоны. Моделирование вдоль профилей, секущих характерные структуры в составе переходной зоны проводится с привлечением разнородных геолого-геофизических данных.

Использование гравитационных карт (поля аномалий силы тяжести и высот геоида), полученных на основе спутниковой альтиметрии [Smith & Sandwell, 1997], позволяет применить новый подход к изучению столь интересного в тектоническом плане региона. Природа исходных материалов определяет достоверность информации, полученную в результате анализа гравитационного поля. В пределах океанической зоны упомянутые данные позволяют достаточно уверенно отражать аномальные особенности гравитационного поля от объектов размером 20 км. Данные альтиметрии оказываются пригодными для прояснения глубинного строения тектоносферы в региональном масштабе. Подобное использование упомянутых материалов ранее не практиковалось для региональных исследований Индонезийской переходной зоны, и это определяет новизну данной работы. Использование данных высокоточной батиметрии позволяет более надёжно вычислять поправку за промежуточный слой при вычислении аномалий Буге и увереннее проводить моделирование плотностных неоднородностей в коре и верхней мантии.

В результате качественного анализа гравитационного поля и его трансформант построена схема районирования гравитационного поля, отражающая структуру поля. Совместный анализ последней с существующими геолого-геофизическими данными позволяет связать структурные особенности гравитационного поля с особенностями строения тектоносферы и построить модель тектоносферы переходной зоны Индонезийского региона.

Глава 1. Геолого-геофизическая характеристика региона

Индонезийская переходная зона располагается на стыке крупных литосферных плит (Евразийская, Индо-Австралийская, Филиппинская). Переход восточной части Индийского океана к Азиатской части суши - зона субдукции, к которой проявляется повышенный интерес.

Зондская зона субдукции, окаймляющая западное побережье Южно-Азиатской части суши, имеет в своём составе Зондский желоб (Sunda Trench), а также ряд пограничных островов и более мелких желобов и трогов. В океанической части ЗЗС отмечается серия крупных поднятий и котловин. Отличительной чертой данного участка является наличие протяжённых субмеридиональных хребтов и разломов. Характерной особенностью висячего крыла ЗЗС является чередование крупных участков суши (островов и полуостровов) с обводнёнными территориями (моря, заливы и проливы).

Зондская зона субдукции - конвергентная граница, отражающая процессы взаимодействия при встречном движении Индо-Австралийской и Евразийской литосферных плит. Данное сопряжение проходит вдоль Андаманских и Никобарских островов, а также о. Суматра и о. Ява. Упомянутая субдукционная система является активной, по крайней мере, с середины третичного периода, о чём свидетельствуют датировки протянувшихся вдоль конвергентной границы вулканов [Hamilton, 1988]. Процессы конвергенции на палеореконструкциях Юго-Восточной Азии могут быть прослежены уже с раннего Кайнозоя (55 млн л.н.) [Hall, 2004], а для мелового времени известно существование направленной к северу субдукции плиты Изанги (Izangi Plate), подстилающей мезозойский Тетический Океан, вдоль Прото-Зондского желоба [Widiyantoro & van der Hilst, 1996].

По характеру взаимодействующих участков литосферы Зондская зона субдукции относится к тектонической категории окраинно-материковых зон. Для континентального крыла Зондской зоны субдукции нехарактерно горообразование, свойственное классическому окраинно-материковому режиму Андского типа, где с южно-американским материком контактирует молодая «лёгкая» океанская литосфера. В изучаемом регионе более древняя литосфера Индийского океана субдуцирует под более крутым углом под Евразийскую плиту и не вызывает столь сильных горизонтальных напряжений на висячем крыле зоны субдукции. В результате висячее крыло ЗЗС менее мощное по сравнению с андским, находится, главным образом, ниже уровня мирового океана.

Данное сочленение характеризуется изменением горизонтального угла конвергенции океанических и континентальной плит. Взаимодействие литосферных плит происходит на границе, которая меняет своё географическое простирание с широтного на меридиональное (с юга на север). При северо-северо-восточном генеральном движении Индо-Австралийской плиты (относительно внутренней части Евразийской плиты) [De Mets et al., 1990] такое взаимодействие не может не сказаться на режиме субдукции. Если на юге Индо-Австралийская плита субдуцирует субортогоналыю, то в районе Бенгальского залива имеет место косое субкасательное погружение. Вместе с тем с юга на север происходит ярко выраженное замедление скорости конвергенции с 76 до 59 мм/год соответственно [USGS, 2005].

Движение крупных литосферных плит вызывает перемещение более мелких плит, располагающихся между Индо-Австралийской и Евразийской плитами. Характер взаимодействия сильно усложняется в северной и юго-восточной частях, географически соответствующих районам Андаманского моря и моря Банда. В частности, на севере раскрывается бассейн типа pull-apart [Bird, 2003].

Со стороны океана к конвергентной границе подходит неоднородная океанская литосфера. В первую очередь, это связано со временем формирования отдельных участков Индийского океана. Возраст океанической литосферы вдоль субдукционной зоны увеличивается к северо-западу и юго-востоку от экватора: именно в районе экватора происходит пересечение с палеоосью спрединга. Если в северной части изучаемого района океанская литосфера начала своё формирование около 120 млн лет назад, то в районе Явы субдуцирует наиболее древняя (150 - 160 млн лет) плита. Последняя активность оси спрединга, разделявшего Индийскую и Австралийскую плиту зафиксирована на рубеже 40-50 млн лет назад [Sdrolias & Muller, 2006; Шрейдер, 2001]. Именно, начиная с данного отрезка кайнозойской истории, Индо-Австралийская плита ведёт себя как единое целое в геодинамической системе литосферных плит.

Влияние Бенгальского конуса выноса сильно сказывается на уровне дна океана в пределах глубоководного желоба. Большие мощности осадков в Андаманском сегменте уменьшаются к югу, и в районе центральной части о. Ява местами достигают отметки 0 м. Неравномерные седиментационные процессы вдоль конвергентной границы, а также рельеф являются важными факторами при формировании геологической обстановки в субдукционной системе.

Исследуемый регион характеризуется повышенным тепловым потоком. В экваториальной части острова Суматра величина теплового потока достигает 360 mW/m2 [IHFC, 2005]. Вдоль Зондской зоны субдукции хорошо выражена сейсмофокальная зона Беньофа, уходящая до глубин более 700 км [USGS/NEIC, 2006]. Прослеживается чёткая закономерность - к юго-востоку происходит увеличение глубины залегания гипоцентров землетрясений. Самые глубокофокусные землетрясения приходятся на область, характеризующуюся максимальными скоростями конвергенции, а также субдукцией наиболее древней океанской литосферы.

Использование результатов моделирования слэбов, полученных в Австралийском университете по данным сейсмотомографии [Gudmundsson & Sambridge, 1998] и карта возраста океанического дна, полученная по магнитометрическим данным [Sdrolias & Muller, 2006; Шрейдер, 2001], позволяют учитывать пространственное поведение погруженного блока океанической литосферы. Тем самым мы получаем ещё один ключ к построению геолого-геофизической модели Зондской субдукционной зоны.

Глава 2. Анализ гравитационного поля и его трансформант. Построение структурной схемы гравитационного поля Индонезийской переходной зоны (площадной анализ)

С целью районирования Индонезийского региона в настоящей работе были рассчитаны трансформации полей аномальных высот геоида и поля силы тяжести в разной полосе частот, позволившие выделить в полях высокочастотную, среднечастотную и низкочастотную компоненты и определить размеры и глубинность выделяемых в результате последующего районирования структур.

Низкочастотная компонента представлена картами значений аномалий высот геоида, в полосе от 0 до 4 гармоник. Низкочастотной компоненте аномалий силы

2000-

1000-

-1000-

-2000-

км

0——

-4000

-3000

-2000

б)

-.1 раииць. аномальных зон,

представляющих плиты с разным J типом литосф еры-океаннческим н субкоктинектальикм

Границы аномальных областей, с субконгкнентальным и континентальным типом литосферы

Осн региональные аномалий силы тяжести по средне частотной компоненте поля силы тяжести: а) положительных, 6) отрицательных

Осн положительных (а) и а

отрицательных (6) аномалий по высокочастотной компоненте гравитационного поля '

¿Z.

lililí

20°

___ ю.ш.

1--

-1000 о

Контуры региональных аномалии на высотах пересчета поля аномалий силы тяжести более i50km и на других низкочастотных тран¿формантах Контуры локальных аномалий на высотах пересчета поля аномалий силы тяжести менее 20 хы Аномальные области с су^континентальным типом лито сф еры по транс фор мант а и: поля силы тяжести, рассчитанным по методу Саксова-Ннгарда Контуры региональных аномалий на высотах пересчета поля анокалий силы тяжести менее 150 км

Положительные (а) и отрицательные (6) локальные аномалии по полям трансформаций по методу Саксова-Еигарда

Рис. 1. Структурная схема гравитационного поля.

W, С, Е - соответственно Западная, Центральная и Восточная аномальные зоны. С(1) и С(П) - Северная и Южная аномальные области в составс Центральной аномальной зоны. С(1а) и C(Ib), W(a) и W(b) - аномальные подобласти в составе Центральной и Западной аномальных зон соответственно.

тяжести соответствуют трансформации гравитационного поля с высотой пересчёта поля на уровень более 200 км, а также поля градиентов аномалий, рассчитанных методом Саксова-Нигарда с большими радиусами осреднения (500 км внутренний радиус, 1000 км внешний радиус). Среднечастотная компонента представлена полями аномалий высот геоида, в полосе от 4 до 16 гармоник, трансформациями гравитационного поля с высотой пересчёта поля аномалии силы тяжести на уровень от 100 до 200 км; полями аномалий, рассчитанных методом Саксова-Нигарда с радиусами осреднения 50 км (внутренний радиус) и 500 км (внешний радиус); полями аномалий силы тяжести в интервале средних частот спектра, который выбирался визуально. Высокочастотная компонента представлена полями аномалий высот геоида, в полосе от 20 до 40 гармоник, трансформациями гравитационного поля с высотой пересчёта поля аномалии силы тяжести до уровня 60-100 км; полями аномалий, рассчитанных методом Саксова-Нигарда с радиусами осреднения 50 км (внутренний радиус), 250 км (внешний радиус); полями аномалий силы тяжести в интервале высоких частот спектра.

Анализ поля аномалий силы тяжести и его трансформант и полей аномальных высот геоида позволил провести районирование исследуемого региона по структурным и аномальным особенностям анализируемых полей (рис.1). В качестве структур (единиц) первого ранга выделены аномальные зоны, второго ранга -аномальные области, третьего ранга - аномальные подобласти, четвертого -региональные аномалии, пятого ранга - локальные аномалии. Линеаменты поля, представленные градиентными зонами и полосовыми аномалиями не ранжируются, так как их ранг соответствует рангу разделяемых ими структур.

В результате проведённого районирования необходимо сделать вывод, что различные геолого-географические объекты по-разному прослеживаются в различных трансформациях и могут быть отнесены к различным (с точки зрения предложенного ранжира) масштабам рассмотрения региона.

В низкочастотной компоненте поля силы тяжести и аномальных высот геоида может быть прослежена глубинная природа таких структур как Австралийский континент и Юго-восточная Азия, Индийский океан и Филиппинское море. Ярко проявляются границы перехода от аномальных зон Индийский океан - Юго-Восточная Азия -Филиппинское море (Тихий океан). При данном рассмотрении уже выделяется структура Восточно- Индийского хребта, однако не прослеживаются какие-либо другие вытянутые структуры Индийского океана. К востоку от хребта 90-го градуса выражена структура Западно-Австралийской котловины, а к западу - Центральной котловины Индийского океана. Восточная подобласть в составе северной аномальной области маркируется областями развития спрединговых бассейнов Южно-Китайского моря, морей Сулавеси и Банда. В среднечастотной компоненте гравитационного поля появляются аномалии, относящиеся к структурам Зондской зоны субдукции, в том числе и участков плит, прилегающих к субдукционной зоне. Появляются дополнительные структуры и в восточной подобласти Северной аномальной области (к западу от Филиппинской границы). Высокочастотная компонента гравитационного поля особо подчеркивает сложное строение ЗЗС и непосредственно прилегающих к ней участков плит. Насыщенность локальными аномалиями

биполярного знака и разной интенсивности свидетельствует о дифференциации не только по мощностям, но и по плотностям в верхних частях литосферы. Глава 3. Сегментация Зондской зоны субдукции

Поскольку Зондская зона сочленения океанской и континентальной плит имеет дугообразную форму, угол между направлением конвергенции литосферных плит и простиранием их границы определяет многие параметры субдукции и различия в строении Зондской зоны субдукции на разных её отрезках. Анализ гравитационного поля и других геолого-геофизических материалов позволяют получить информацию о глубинных различиях в строении земной коры, литосферы и астеносферы ЗЗС.

Соответственно по геолого-геофизическим данным выделяются 3 сегмента: Сегмент 1 (Юго-восточный), Сегмент 2 (Центральный), Сегмент 3 (Северный). Отличительные особенности гравитационного поля вдоль ЗЗС

По низкочастотным, среднечастотным и высокочастотным компонентам гравитационного поля (см. главу 2) проявляется ряд особенностей в структуре поля, который связан с неоднородностями строения тектоносферы вдоль простирания Зондской конвергентной границы.

Низкочастотные и среднечастотные компоненты гравитационного поля позволяют судить о региональном характере строения верхних горизонтов литосферы. Высокочастотная компонента позволяет учесть особенности структуры земной коры висячего и лежачего крыла Зондской субдукционной зоны.

В окончательном виде сегментация представлена на схеме линеаментов гравитационного поля (рис. 2). Итоговая сегментация диктуется анализом трансформаций гравитационного поля, проведённых разными методами и с разными параметрами.

В пределах выделенных по полям трансформаций гравитационного поля для различных частотных компонент сегментов прослеживаются следующие (основные) структуры. В северном сегменте выделяются структуры Андаманских и Никобарских островов, а также Андаманского моря. В центральном сегменте прослеживается тектоническая структура о. Суматра, глубоководного желоба и преддугового прогиба. В южном сегменте на висячем крыле Зондской субдукционной зоны отображены в гравитационном поле структуры о. Ява и невулканической дуги, трогов Суматра и Ломбок, а со стороны лежачего крыла выделяются структуры крупных магматических провинций и Северо-Австралийской котловины.

Анализ различных геолого-геофизических источников подтверждает обоснованность выделения в пределах ЗЗС трёх сегментов.

Северный сегмент в задуговой части ЗЗС частично представлен океанической литосферой. Это единственный участок висячего крыла с подобными характеристиками, что позволяет отделить его от других сегментов ЗЗС. Юго-восточная часть ЗЗС может быть отделена от центральной части ЗЗС на основании изменения характеристик субдукции. Если в юго-восточной части ЗЗС сочленение литосферных плит происходит под углом, близком к прямому, то в районе о. Суматра обнаруживается косонаправленная конвергенция. Ещё одна характеристика связана с геологической обстановкой субдукции: на смену процессам формирования

|В0° 90° I 100° 1 110° I 120" I В.Д.

2000-1

1000-

ООО

-2000-

км

о 4——г

Индийа!сиЙ

ю.ш.

4000

-3000

-2000

-1000

Градиентные зоны в полях

низко частотной компоненты

гравитационного поля

Зоны градиентов в поля*

сред нечастотной компоненты

гравитационного поля а)

Зоны градиентов в полях трансформант, рассчитанных по методу Саксова-Ни гарда 3)

Границы сегментов, выделенных в Зондскойзоне субдукции и на прилегающей к ней части Инд о-Австралийской плиты

Оси региональные аномалий с иль: тяжести по среднечастотноЗ компоненте поля силы тяжести; а) положительных, 6) отрицательных

Оси пол о житель ник (а) и отрицательных (6) аномалий по высокочастотной компоненте гравитационного поля

Рис. 2. Схема линеаментов гравитационного поля, (См. также обозначения на рисунке 1)

аккреционного комплекса в северной и центральной частях ЗЗС приходят режимы субдукционной эрозии в Юго - Восточном сегменте.

Границы сегментов

С двух сторон Сегмент 1 ограничивают сложные переходные зоны. К востоку от сегмента меняется тип взаимодействия Индо-Австралийской и Евразийской плит. На смену субдукционной границе приходит сложный смешанный тип сочленения плит, обусловленный влиянием австралийского континента [Bird, 2003]. Разделение западной части сегмента 1 и восточной части сегмента 2 происходит по зоне, дня которой, с континентальной областью связано соседство различных по времени образования блоков, а со стороны океана наблюдается дифференциация в характере сопряжения литосферных плит. На конвергентной границе зафиксирована смена режима субдукции: эрозионные субдукционные процессы в районе поднятия Ру уступают место арене формирования аккреционного клина, прослеживающегося к северо-западу, начиная с района западной Явы. Стоит отметить, что отнесение западной части Явы к сегменту 1 или сегменту 2 наиболее дискуссионное, поскольку в результате различных подходов (анализ гравитационного поля и анализ других геолого-геофизических данных) происходит по-разному. По-видимому, в масштабе региональных исследований разделение сегментов происходит по относительно широкой зоне: от южного окончания Суматры до центральной Явы.

Северная граница Сегмента 3 проходит в северной части Андаманского моря в области смены типа границ взаимодействия плит [Bird, 2003]. Граница между Сегментом 2 и Сегментом 3 проходит по широкой зоне, полученной в результате всестороннего анализа гравитационного поля. К центральной части упомянутой зоны приурочена южная граница микроплиты Бирма.

Глава 4. Двухмерное моделирование строения тектоносферы Зондской зоны субдукции

Основные использованные данные

Для выявления глубинных особенностей строения тектоносферы Зондской зоны субдукции было проведено двухмерное моделирование по 8 профилям, секущим ЗЗС (рис. 3).

В качестве априорных данных была привлечена разнородная геолого-геофизическая информация.

> Для профилей, имеющих в своём составе подпрофили, проложенные ранее другими исследователями, использовались границы раздела в литосфере, полученные в результате проведённого ранее геолого-геофизического моделирования.

> На каждый разрез были вынесены гипоцентры землетрясений [NEIC-USGS, 2006].

> Использование результатов моделирования слэбов, полученных в Австралийском университете по данным сейсмотомографии [Gudmundsson & Sambridge, 1998], выражалось в прослеживании поведения трёхмерного погруженного блока океанической литосферы вдоль профиля. Упомянутые данные позволили протрассировать слэб на глубину с детальностью 50 км, а также, что

•Ц Буге

Индийский океан

о, Суматра

Л ¡{ набл.

1?М 2МЙ 2250 2500 2750 3000 3250 3500 3750 4000 4250 О- Суматра Южно-Китайское море

Рис. 3. Плотностная модель по Профилю 1. Показаны графики наблюдённого аномального поля силы тяжести [Smith & Sandwell, 1997] в редукции в свободном воздухе (Ag набл.) и Буге (Ag Буге) и рассчитанного поля (Ag модел.). На разрез нанесены различные границы: 1) чёрные линии 1а) толстые (на верхнем разрезе) - из модели строения Зондской зоны субдукции [Simoes et al., 2004]; 16) толстые (на нижнем разрезе) - полученные по методу полного нормированного градиента [Берёзкин, 1974]; 1в) толстая (отмечена буквой «А») - уровень кровли астеносферы, рассчитанный по данным о возрасте литосферы Индийского океана [Sdrolias & Muller, 2006]; 1г) тонкие - из модели строения земной коры Crust 2.0 [Bassin, Laske, and Masters, 2000]; 2) точки 2a) чёрные большие - скоростные границы по данным сейсморазведки [Kieckhefer et al., 1980]; 26) светлые большие - границы слэба из модели [Gudmundsson & Sambridge, 1998]; 2в) светлые маленькие - гипоцентры землетрясений [NEIC-USGS, 2006]._

существенно для плотностного моделирования, задать угол наклона погруженной части океанской литосферы.

У За поверхность кровли астеносферы принимался уровень, рассчитанный по данным о возрасте литосферы Индийского океана [Sdrolias & Muller, 2006; Шрейдер, 2001].

> В качестве поверхностей первого приближения были выбраны горизонты, полученные из модели строения земной коры Crust 2.0 [Bassin, Laske, and Masters, 2000; Mooney, Laske and Masters, 1998]. На каждый профиль были вынесены 5 линий, в рамках модели Crust 2.0 соответствующие положению подошвы рыхлых и уплотнённых осадков, а также верхней, средней и нижней части земной коры. Исходная база данных представлена в виде грида с частотой 2°х2°.

> Для океанической части земной коры была использована дополнительная информация о мощностях осадочного слоя [Шрейдер и др., 2006; Геологическая..., 2000].

>• Была использована информация о вулканической активности [Siebert & Simkin, 2002], тепловом потоке [The Global..., 2006; Hall, 2004], крупных магматических провинциях (LIP) [iGMT, 2006], линейных магнитных аномалиях [Kamesh Raju, 2004, 2005], а также проведённых исследованиях на базе данных сейсморазведки [Kopp et al., 2006, Curray et al., 2005; Susilohadi et al., 2005; Kamesh Raju, 2004; Kopp, 2001; Diament, 1992; Silver, 1983; Benaron, 1982], сейсмичности [Khan, 2005; Simoes, 2004], сейсмотомографии [Kennet, 2005; Ritzwoller, 2005; Handaya, 2004; Replumaz, 2004, Hafkenscheid, 2001, Kennet et al., 1998, van der Hilst et al., 1996, 1997] и др. [Singh et al., 2005; Mishra, 2004; Simoes, 2004; Kopp, 2001, Subrahmanyan, 2001; Ritter, 1998].

Базовые положения

При построении двумерной модели принимались во внимание следующие базовые положения и ограничения.

1) Модель рассчитывается до глубины 320 км, вдоль профилей протяжённостью более 2500 км.

2) Модель состоит из океанской и континентальной земной коры, подкоровой литосферы, астеносферы, а также переходной зоны - слэба.

2а. Средняя плотность для трёх слоев океанской коры составляет 2,3; 2,75; и 2,9 г/см3, для трёх слоев континентальной коры составляет 2,4, 2,67 и 2,9 г/см3. Такое деление подразумевает, что для океанской коры первый слой (2,3 г/см3), вероятнее всего, отражает суммарную плотностную характеристику слоя 1 и 2С классической океанской коры [Аплонов, 2001] (то есть слаболитифицированные осадки и долеритовые дайки), второй слой (2,75 г/см3) - слоя ЗА (изотропное габбро), третий слой (2,9 г/см3) - слоя ЗВ (серпентинизированные перидотиты). Слои различных плотностей в пределах континентальной коры условно отождествляются с осадочным слоем (2,4 г/см3), верхней корой, близкой по составу гранодиоритам (2,67 г/см3) и нижней корой, состав которой ближе к гранулит-базитам (2,9 г/см3). Океанская кора имеет среднюю мощность 6 - 8 км, основную часть которой составляют второй (3-4 км) и третий (2-3 км) слои. На аномальных участках мощность коры увеличивается до 16 км в районе хребтов и крупных магматических провинций и до 20 км в глубоководном жёлобе. Мощность континентальной (субконтинентальной) коры варьирует в пределах 33 - 38 км, в том числе осадочный слой 0 - 3 км, верхняя кора 17 - 26 км, нижняя кора 6 - 12 км.

2Ь.Для океанской и континентальной подкоровой литосферной части принимаются средние плотности 3,31 и 3,315 г/см3 соответственно, Для астеносферы над океанической областью плотность варьирует в пределах 3,24 - 3,28 г/см3; над континентальной (субконтинетальной) частью за средний плотностной уровень принимается 3,28 - 3,29 г/см3. Избыточная плотность на границе между литосферой и астеносферой для висячего крыла Зондской зоны субдукции составляет 0,02-0,03 г/см3. Для оффшорной области принимается более сложная, связанная с возрастом океанской литосферы зависимость. По мере удаления от оси рифтовых срединно-океанических хребтов происходит уменьшение разности плотности между литосферой и астеносферой от 0,12 до 0,02 г/см3 соответственно. В частности, разность плотности блоков литосферы и астеносферы уменьшается от 0,07 г/см3, для литосферы, возраст которой 40 млн лет, до 0,05-0,04 г/см3 для литосферы старше 80 млн. лет [Гайнанов, 1991]. Плотности, выбранные для данных слоёв, автору кажется логичным связать с пироксен-оливиновыми породами верхней мантии. Средняя мощность подкоровой океанской литосферы принимается равной 60 (±20) км, а для подкоровой континентальной литосферы составляет 80 (±20) км. Таким образом, максимальная мощность литосферы океанской и континентальной частей соответственно достигает 95 и 120 км.

2с. Под слэбом понимается динамически-активная переходная зона между океанской и континентальной тектоносферой, отражающая преемственность плотностных характеристик от классической океанской литосферы. Слэб рассматривается как система из погруженной литосферы и переходной к астеносфере океанической области.

Для погруженной литосферы принимается двухслойное строение, в соответствии с которым плотность «верхнего» слоя, наследующего природу океанской коры, постепенно увеличивается с глубиной за счёт дегидратации, метаморфизма и изменения физико-химических свойств слагающих пород, а плотность «нижнего», более мощного слоя, закономерно уменьшается, на основании взаимодействия с

прилегающей астеносферой. Для «верхнего» слоя средняя плотность принимается равной 2,95 г/см3 до глубинного уровня 20 - 25 км, 3,13 г/см3 в интервале глубин 25 -100 км, 3,23 г/см3 до глубины 160 км. «Нижний» слой, составляющий основную часть погруженной литосферы, от глубинной границы кровли астеносферы в океане до основания разреза (320 км) имеет среднюю плотность 3,295 - 3,3 г/см3. Ниже уровня 150 - 170 км выделение в слэбе «верхнего» и «нижнего» слоёв не приводит к существенному изменению расчётного поля, поэтому для всей погруженной литосферы в основании модели (глубины 170 - 320 км) принимается средняя плотность 3,295 г/см3. Мощность «верхнего» слоя погруженной литосферы варьирует в пределах 25-40 км, «нижнего» 60 - 80 км.

Океанская переходная область образует основную часть слэба и достигает мощности около 150 км при средней плотности 3,285 г/см3. Континентальная переходная область отражает разуплотнение сопряжённой зоны со стороны висячего крыла Зондской зоны субдукции, в среднем, на 0,005 г/см3. Соответственно для подкоровой литосферы и астеносферы в пределах континентальной переходной области принимаются плотности в интервалах 3,305 - 3,31 г/см3 и 3,255 - 3,285 г/см3.

Следует отметить, что мощность слэба значительно превышает мощность литосферы, поскольку при моделировании в качестве слэба принимается суммарная плотностная характеристика погруженной литосферы и сопряжённой переходной к океанической астеносфере области. Условное деление слэба на верхнюю (коровую) и нижнюю (подкоровую) части в составе погруженной литосферы, а также выделение в его пределах переходной области позволяет переосмыслить имеющиеся данные и внести существенный вклад в понимание особенностей строения Зондской зоны субдукции.

3) Кровля астеносферы в пределах океана выбирается с привлечением данных возраста океанской литосферы [Sdrolias & Muller, 2006; Шрейдер, 2001]. В качестве уровня первого приближения для границы литосфера - астеносфера на континентальной - субконтинентальной части изучаемого региона представлены границы, полученные в результате трансформаций гравитационного поля по методу полного нормированного градиента [Берёзкин, 1974].

4) Угол наклона слэба моделируется в соответствии с данными сейсмичности [NEIC-USGS, 2006] и трёхмерного моделирования слэба [Gudmundsson & Sambridge, 1998].

5) Основы построения модели включают максимальное приближение к границам, полученным по данным сейсморазведки и сейсмотомографии, но не исключают отклонения от сейсмических границ.

Принципы анализа строения ЗЗС по профилям

Каждый из основных профилей отличается своими характерными особенностями. Рассмотрение всех профилей проводилось по трём основным направлениям: 1) анализ предложенных в работах предыдущих исследователей границ слоёв тектоносферы и геолого-геофизической схемы строения зоны субдукции; 2) анализ поля силы тяжести в редукциях в свободном воздухе и Буге; 3) анализ смоделированного плотностного разреза.

Изучение строения ЗЗС в процессе плотностного моделирования включало в себя выделение общих закономерностей строения для всей зоны в целом и прослеживание изменения строения тектоносферы ЗЗС от сегмента к сегменту.

Для Зондской зоны субдукции характерно повсеместное увеличение мощности земной коры и литосферы при переходе от океанической части к континентальной/субконтинентальной (от лежачего крыла субдукционной зоны к висячему). Угол наклона слэба и положение слэба в разрезе хорошо согласуется с трёхмерной моделью, полученной по данным сейсмичности [NEIC-USGS, 2006] и сейсмотомографии [Gudmundsson & Sambridge, 1998]. Вдоль всей зоны субдукции наблюдаются, практически, одинаковые углы погружения слэба на малых глубинах: для диапазона глубин 0 -100 км углы составляют 6° -17°.

Основные отличия сегментов

Сегмент 1, центральная часть которого описывается Профилем 2, а пограничные части - Профилями 10 и 6, приходится на область ортогональной конвергенции Индо-Австралийской и Евразийской литосферных плит.

Для данного сегмента отмечается уменьшение средней мощности континентальной коры (со стороны висячего крыла ЗЗС). В сегменте 1 наблюдается наиболее пологое погружение слэба на глубинах 200 - 300 км (43° - 52°). Из-за древней мощной литосферы, избыточные плотности на границе литосфера -астеносфера близки по значениям и не вносят существенного дисбаланса. Отмечается наиболее низкое положение кровли астеносферы в океанической части профиля (100 км ниже уровня моря).

В океанической части данного сегмента отмечается развитие крупных магматических провинций, что определяет 2 особенности сегмента: 1) аномально низкое положение границы Мохоровичича, соответствующее в разрезе глубинам до 18 км (за пределами непосредственно зоны субдукции) 2) активная тектоническая эрозия (деформация и срезание переднего края невулканической дуги). В отличие от других сегментов юго-восточная часть ЗЗС отражает процессы субдукции с преобладанием эрозионного режима над аккреционными, что обусловлено, главным образом, затягиванием в субдукционную зону поднятия Ру, а также малой мощностью осадков. Область развития эрозионных процессов, отмеченная авторами [Kopp et al., 2006] для приповерхностных (1 - 2 км глубиной) участков, в настоящей работе (в результате моделирования по Профилю 2) проявлена в виде уплотнённого блока (2,63 г/см3), мощностью 13 - 18 км и средними поперечными размерами 100- 120 км.

Особого внимания заслуживает переходная область к северо-востоку от глубоководного желоба, соответствующая району преддугового прогиба. Мощность коры выходит на уровень 19- 23 км. Нижняя кора утоняется местами до 5 км, верхняя - до 12 км, мощность осадочного слоя, варьирует в пределах 1,5-2 км. Плотности незначительно меняются по сравнению с континентальной частью. Над преддуговым прогибом и краевой частью Явы наблюдается интенсивная положительная аномалия гравитационного поля в редукции Буге, которая подтверждает присутствие плотностных неоднородностей в глубинных горизонтах тектоносферы. В настоящей работе зона преддугового прогиба (в Сегменте 1) относится к категории субокеанических областей. Автор предполагает, что в данной предцуговой зоне в

геологическом будущем вероятно развитие океана.

Сегмент 2 описывается Профилями 1 (рис. 3) и 4. Дополнительная характеристика сегмента может быть получена при рассмотрении Профиля 5, условно приуроченного к переходной зоне между сегментами. Сегмент 2 приходится на область косоориентированной конвергенции Индо-Австралийской и Евразийской литосферных плит.

Для данного сегмента наблюдается наиболее крутое погружение слзба на средних глубинах разреза (100 - 200 км): 32° - 38°, при общей тенденции к увеличению крутизны нижней части слэба к северу ЗЗС. В океанической части данного сегмента отмечается присутствие системы хребтов и разломов, что определяет в соответствующих областях аномально низкое положение границы Мохоровичича, соответствующее в разрезе глубинам до 18 км. В пределах Сегмента 2 чётко прослеживается аккреционная призма. Область развития аккреционных процессов выражена в виде «клина» мощностью до 19 км. Для данного сегмента отмечается максимальная разница средней мощности литосферы для океанической и континентальной частей ЗЗС, это обусловлено, в основном, тем, что со стороны океана подходит наиболее молодой участок литосферы.

В силу принятых в настоящей работе базовых ограничений, вдоль Профиля 1 со стороны висячего крыла ЗЗС следовало бы ожидать разницу плотностей астеносферы и литосферы в 0,02-0,03 г/см3, а для оффшорной части с возрастом океанской литосферы 40-50 млн лет - в 0,06-0,07 г/см3. Несоответствие уровней избыточных плотностей на границах раздела литосфера - астеносфера между океанической и континентальной частью вызывает сильный региональный перепад поля силы тяжести (около 400 мГал) между юго-западной и северо-восточной половинами профиля. Однако, принимая во внимание данные теплового потока из работ [IHFC, 2005, Hall, 2004], согласно которым на экваториальную часть о. Суматра и п-ов Малакка приходятся аномально высокие значения (80-220 мВт/м2), плотность астеносферы, подстилающей континентальную часть была уменьшена. Плотность астеносферы в пределах океана отвечает стартовой модели (3,24 г/см3), но отражает теоретически минимально-возможные значения для лежачего крыла ЗЗС. Избыточная плотность на границе с литосферой составляет 0,06 г/см3. Для континентальной части принимается аномальная плотность астеносферы 3,26 г/см3, что обеспечивает избыточную плотность 0,05 г/см3.

Сегмент 3 характеризуется Профилями 3 и 7 и приходится на область наибольшего отклонения от ортогональной конвергенции Индо-Австралийской и Евразийской литосферных плит.

Для данного сегмента наблюдается наиболее крутое погружение слэба на больших глубинах разреза (200 - 300 км): 71° - 86°. В океанической части данного сегмента не наблюдается резких вариаций рельефа и мощностей отдельных слоёв коры, что следовало ожидать из анализа поля силы тяжести в редукциях в свободном воздухе и Буге. В пределах Сегмента 3 чётко прослеживается аккреционная призма. Область развития аккреционных процессов выражена в виде относительно маломощного «клина» мощностью до 5 км. Сегмент 3 в задуговой части ЗЗС частично

представлен океанической литосферой. Это единственный участок висячего крыла с подобными характеристиками.

Для зоны взаимодействия океанской и континентальной земной коры характерна интенсивная плотностная дифференциация, наличие которой подтверждается характером поля силы тяжести в редукциях в свободном воздухе и Буге. В переходной зоне стоит отметить особенности отражения в гравитационном поле таких элементов висячего крыла ЗЗС, как невулканическая островная дуга и преддуговый прогиб.

Невулканическая островная дуга, которая в рельефе по Профилю 3 плавно переходит в область фронтального прогиба, в плотностном разрезе находит отражение в виде континентального блока. Блок земной коры, выходящий на дневную поверхность в виде Андаманских островов, прослеживается до глубин 27 км. Преддуговый прогиб нехарактерно выражен в рельефе для данного латерального структурного ряда субдукционной зоны. В поле силы тяжести фронтальный прогиб проявлен очень ярко, в отличие от отражения в рельефе, где данная структура прослеживается неявно. По аналогии с другими профилями преддуговому прогибу в районе Профиля 3 могла бы соответствовать отрицательная аномалия гравитационного поля в редукции в свободном воздухе от -90 до -120 мГал, однако наблюдается большее значение (-175 мГал). Фронтальный прогиб в поле силы тяжести в редукции Буге также нехарактерно выражен: на Профиле 3 упомянутый латеральный структурный ряд субдукционной зоны проявлен значительной отрицательной аномалией, в то время как на других профилях наблюдается относительное повышение уровня поля. Возможно, присутствие аномального минимума гравитационного поля в районе преддугового прогиба определяется сложными разломными структурами, присутствие которых во внутренней (сопряжённой с Андаманскими островами) части Андаманского моря описывается источниками [Hall, 2003; Kamesh Raju, 2004] как Андаманская разломная система, а также Северное продолжение разлома Суматры. Вероятность влияния разломов подтверждается результатами анализа трансформаций гравитационного поля. В разрезе по Профилю 3 область преддугового прогиба моделируется в виде блока земной коры с аномальной мощностью (до 31,5 км), с одной стороны, и относительно пониженной плотностью слоёв, с другой стороны.

Рифтовая долина в спрединговом бассейне Андаманского моря выражена плохо, так же невзрачно отражается она и в гравитационном поле в редукции, однако яркая аномалия в редукции Буге подтверждает развитие бассейна океанского типа. В разрезе по Профилю 3 спрединговому бассейну соответствует поднятие границы Мохоровичича, утонённая земная кора (14,5 км) с редуцированием осадочного слоя и повышенная плотность консолидированной коры.

Плотностные характеристики подкоровой литосферы существенно отличаются от стартовой модели. Если в пределах лежачего крыла субдукционной зоны плотности 3,31 г/см3 отвечают стартовой модели, то вариации 3,24 - 3,315 г/см3 для территории висячего крыла ЗЗС демонстрируют аномальный характер разреза, связанный с развитием процессов новообразования океанской коры Андаманского бассейна.

Необходимо отметить, что в астеносфере присутствует аномальная область, приуроченная к «кровле» слэба. Данная область отражает глубинные процессы, оказывающие влияние на формирование задугового спредингового бассейна. Упомянутая аномальная область шириной около 150 км проявлена до глубины 155 км в виде разуплотнённого сопряжённого со слэбом блока, плотность которого принимается равной 3,24 - 3,25 г/см3. Присутствие в разрезе аномально-низкой плотности подтверждается положительной аномалией гравитационного поля в редукции Буге. Заключение (выводы)

Исследование строения тектоносферы обширной зоны сочленения плит показало наличие ряда закономерностей в ее структуре, обусловленных особенностями Индо-Австралийской и Евразийской литосферных плит и характером их взаимодействия.

1. Вкрест простирания Зондской зоны субдукции мощности литосферы и слагающих ее слоев резко меняются в полосе шириной около 600 км. При этом мощность литосферы возрастает от 60 км на океанической плите до 110 км на континентальной плите. Формальное разделение литосферы на коровую и подкоровую части дает возможность проследить изменение их мощностей в этом же направлении. Кора увеличивается по мощности от 6-10 км на океанической плите до 30-40 км на континентальной, а подкоровая литосфера от минимальных значений около 40 км на океанической плите до 50-70 км на континентальной. Плотности рассматриваемых комплексов также закономерно меняются при переходе от океанической плиты к континентальной: в коре - от 2.7-2.75 г/см3 до 2.67 г/см3 в среднем, в подкоровой литосфере - от 3.31 г/см3 до 3.315 г/см3. Астеносфера по плотностям варьирует в зависимости от возраста литосферы. Присутствие зоны палеоспрединга в центральной части субдуцирующей океанической плиты является главным фактором, влияющим на изменение плотности астеносферы на океанической плите - происходит увеличение плотности астеносферы в направлении увеличения возраста литосферы от оси палеоспрединга в обе стороны.

2. На приведенные выше закономерности строения литосферы вкрест простирания Зондской зоны субдукции накладываются неоднородности ее строения вдоль зоны сопряжения плит. На океаническом крыле мощности литосферы в целом и подкоровой ее части закономерно возрастают от экваториальной части зоны сопряжения к северо-северо-западу и юго-востоку от значений 60 км для литосферы и 50 км для подкоровой ее части до 77-81 км и 68-72 км соответственно в северозападной и 97 км и 80 км в юго-восточной части зоны. Мощность коры при этом остается практически постоянной 8 км, незначительно варьируя в пределах 2 км. На континентальном крыле мощность литосферы практически постоянна и колеблется около 100 км, за исключением северо-западной части зоны сопряжения, где она уменьшается в районе Андаманского бассейна. Мощность подкоровой литосферы незначительно возрастает, а коры убывает в направлении на юго-восток.

структурные особенности непосредственно связаны с установленной в работе сегментацией Зондской зоны субдукции. Так, например, в латеральном структурном ряду Зондской зоны субдукции в юго-восточном сегменте отмечается структура преддугового прогиба с аномально низкими (19-23 км) мощностями коры, а в северном сегменте зоны субдукции структура Андаманского спредингового бассейна, резко отличная по мощностям и плотностям всех слоев литосферы (сокращенная мощность литосферы за счет резкого подъема мантийных пород с пониженными по сравнению с подкоровой литосферой плотностями и относительно повышенными плотностями в коре).

Таким образом, представленная диссертация является региональным исследованием строения тектоносферы переходной зоны от восточной части Индийского океана к Юго-Восточной Азии. Работа включала в себя следующие этапы: ^ обобщение разнородного геолого-геофизического материала; ^ анализ полей силы тяжести и высот геоида, а также их трансформант;

увязка структурных особенностей гравитационного поля с данными сейсмотомографии и особенностями тектоники региона;

^ составление схемы тектонического районирования Индонезийской переходной зоны;

^ двухмерное плотностное моделирование.

1. Рассчитаны поля силы тяжести (в редукции в свободном воздухе, Буге, Гленни) и превышений высот геоида, а также их трансформации. Построены карты гравитационного поля и его трансформаций масштаба 1:1000000.

2. В результате проведенных исследований показано районирование Индонезийского региона по гравитационному полю и сейсмотомографии, определены специфические характеристики выделенных областей. На основе проведенного анализа делается вывод о различии в строении отдельных зон, как по верхним, так и по глубинным горизонтам тектоносферы. Даны подробные характеристики аномального гравитационного поля, присущие выделенным объектам.

3. На основании анализа геолого-геофизических данных предлагается сегментация Зондской зоны субдукции.

4. По результатам двухмерного плотностного моделирования построена согласованная с существующими геолого-геофизическими данными модель тектоносферы переходной зоны изучаемого региона.

• Модель построена в системе «земная кора - литосфера - слэб - астеносфера». Для континентальной и океанической коры принимается трёхслойное строение, для подкоровой литосферы и астеносферы - однослойное, для слэба - трёхслойное.

• Анализ поля силы тяжести - является необходимым инструментом изучения субдукционных зон.

Список,основных публикации по теме диссертации

1. Антипов А.А. Геофизические исследования тектоносферы Индонезийской переходной зоны. Тезисы докладов V-й международной научно-практической конференции-конкурса молодых учёных и специалистов «Геофизика - 2005», СПб.:СПбГУ, ВВМ, 2005., сс. 20-22.

2. Антипов А.А. Строение Зондской зоны субдукции по геофизическим данным. Сборник тезисов XIII Международной конференции студентов, аспирантов и молодых учёных «Ломоносов-2006» (Москва 12-15 апреля). Том II.- М.: Изд-во МГУ, 2006., сс. 24-25.

3. Антипов А.А., Гетманов А. Г., Гилод Д. А., Булычёв А.А. Геофизические исследования тектоносферы Индонезийской переходной зоны. Российский геофизический журнал, №№ 43 - 44, СПб: ФГУ НПП Геологоразведка, 2006, сс. 40 -44.

4. Антипов А.А., Гайнанов А.Г. Особенности субдукции при встречном взаимодействии Индо-Австралййской и Евразийской литосферных плит.

Материалы XVII молодежной конференции «Геология и геоэкология Северо-Запада России», Петрозаводск, Издательство Карельского Научного Центра, 2006 сс. 9 -12.

5. Гайнанов А.Г., А.А. Антипов; Д.А. Гилод; Г.М. Лолшзе; А.А. Булычев; К.В. Кривошея. Исследование тектоносферы Индонезийской переходной зоны по геофизическим данным. Тезисы докладов XVI Международной научной школы по морской геологии. Геология морей и океанов. Том II. (Москва, 14-18 ноября), ГЕОС, 2005.СС. 116-117.

6. Гайнанов А.Г., Антипов А.А., Гилод Д.А., Ломизе М.Г., Булычёв А.А. Исследование строения тектоносферы Индонезийской переходной зоны по гравиметрическим данным. Тезисы докладов 33-й сессии Международного семинара им. Д.Г. Успенского "Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей" (30 января - 4 февраля 2006 г.), Екатеринбург, Институт геофизики УрО РАН, 2006, сс. 93 - 94.

7. Гайнанов А.Г., Антипов А.А., Гилод ДА., Ломизе М.Г., Булычёв А.А. Геофизические исследования Зондской зоны субдукции. Восьмые ежегодные геофизические чтения им. В.В. Федынского (2-4 марта 2006 года, Москва), Издательство ГЕРС, 2006, с. 47.

8. Гайнанов А.Г., Булычёв А.А., Гилод Д.А., Кривошея К.В., Антипов А.А. Геофизические исследования тектоносферы переходной зоны от Азии к Тихому и Индийскому океанам. Тезисы докладов Седьмых геофизических чтений имени В.В. Федынского (3-5 марта 2005 г.) Москва, Издательство ГЕРС, 2005, с. 9.

9. Гайнанов А.Г., Булычёв А.А., Гилод ДА., Кривошея КВ., Мазо Е.Л., Антипов А.А. Исследования глубинного строения переходных зон от азиатского материка к Тихому и Индийскому океанам. Геофизика XXI столетия: 2005 год. Сборник трудов Седьмых геофизических чтений имени В.В. Федынского (3-5 марта 2005 г.). -М.: Научный мир, 2006, сс. 157-163.

10. Гайнанов А.Г., Д.А. Гилод, А.А. Антипов, А.А. Булычев, К.В. Кривошея Исследование глубинного строения переходных зон от материков к океанам. Океанология, том 46, №4,2006, сс. 1-8.

1 l.Gajnanov A.G., А.А. Antipov*, D.A. Gilod, M.G. Lomize & А.А. Bulychyov From Orthogonal to Oblique Subduction along the Sunda Margin Extended Abstracts & Exhibitors' Catalogue of International Conference & Exhibition 16-19 October 2006 «Saint-Petersburg - 2006», Lenexpo, Saint Petersburg , EAGE - ЕАГО - SEG; CD-Rom, Co Production, Houten, the Netherlands, ISBN 90-73781-64-7, 978-90-73781-64-1, P122.

Отпечатано в отделе оперативной печати Геологического ф-та МГУ Тираж ¡¿с экз. Заказ №

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Антипов, Артем Александрович

Введение.

Глава 1. Геолого-геофизическая характеристика региона.

1.1. Область исследований.

1.2. Тектоническая эволюция Индонезийского региона.

1.3. Характеристика изученности Зондской зоны субдукции.

Глава 2. Анализ гравитационного поля и его трансформант. Построение структурной схемы гравитационного поля Индонезийской переходной зоны (площадной анализ).

2.1. Расчёт и построение карт аномального гравитационного поля

Индонезийского региона.

2.2. Анализ гравитационного поля и его трансформаций.

2.3. Сопоставление трансформант гравитационного поля с данными сейсмотомографии.

2.4. Выводы.

Глава 3. Сегментация Зондской зоны субдукции.

3.1. Анализ различных геолого-геофизических источников.

3.1.1. Юго-восточный сегмент.

3.1.2. Центральный сегмент.

3.1.3. Северный (Андаманский) сегмент.

3.2. Отличительные особенности гравитационного поля вдоль

Зондской зоны субдукции.

3.3. Выводы.

Глава 4. Двухмерное моделирование строения тектоносферы Зондской зоны субдукции.

4.1. Исходные геолого-геофизические данные.

4.2. Базовые положения построения модели.

4.3. Принципы анализа строения ЗЗС по профилям.

4.4. Профиль 4 (опорный; центральный сегмент).

4.5. Профиль 2 (основной; юго-восточный сегмент).

4.6. Профиль 1 (основной; центральный сегмент).

4.7. Профиль 3 (основной; северный сегмент).

4.8. Профиль 5 (дополнительный; центральный сегмент).

4.9. Профиль 6 (дополнительный; центральный сегмент).

4.10. Профиль 7 (дополнительный; северный сегмент).

4.11. Профиль 10 (дополнительный; юго-восточный сегмент).

4.12. Выводы.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Строение тектоносферы зондской зоны субдукции на основе геофизических данных"

Субдукционные зоны, являясь одним из основных типов зон взаимодействия океанических и континентальных плит, постоянно вызывают повышенный интерес у представителей науки о Земле. Это частично связано с катастрофическими природными явлениями, такими как землетрясения, цунами и вулканизм островных дуг. В то же время, на данных конвергентных границах происходят процессы, отражающие конечные звенья в глобальном цикле формирования облика Земли и служащие индикатором внутренней динамики Земли. С одной стороны, здесь происходят погружение и дальнейшее переплавление сформировавшейся океанической литосферы, с другой стороны, аккреционные призмы и магматизм образовывают континентальную литосферу.

Зондская субдукционная зона со сложным механизмом конвергенции представляет в связи с вышесказанным особый интерес. Ортогональная субдукция, наблюдаемая в районе о. Ява, сменяется к северу прогрессирующей косоориентированной субдукцией. Составляющая вектора относительного движения плит, параллельная границе литосферных плит, соответственно возрастает к северу, играя ключевую роль в смещениях вдоль разломных зон Суматры и Ментавай. Режим субдукции вдоль конвергентной границы влияет на развитие транстенсивного бассейна над погружающейся океанической плитой в северной части изучаемого региона. Исследование глубинного строения земной коры, литосферы, астеносферы (тектоносферы) Зондской субдукционной зоны - актуальная проблема современной геологии и геофизики, поскольку имеет большое значение для решения кардинальных вопросов теоретической геологии, геодинамики и познания процессов формирования и размещения месторождений полезных ископаемых.

Зондская зона субдукции (ЗЗС) - классическая конвергентная граница. Угол между направлением конвергенции литосферных плит и простиранием их границы характеризует многие параметры субдукции и различия в строении ЗЗС на разных её отрезках. Для понимания глубинных процессов, соответствующих изменению режима субдукции вдоль конвергентной границы, необходимо привлекать анализ гравитационного поля и других геолого-геофизических материалов, позволяющих получить информацию о глубинных различиях в строении земной коры, литосферы, астеносферы (тектоносферы).

В основу моделирования тектоносферы переходной зоны от Индо-Австралийской плиты к Евразийской заложены всестороннее изучение гравитационного поля и анализ новейшей геолого-геофизичекой информации.

Процесс изучения строения тектоносферы ЗЗС содержит два этапа. Первый этап посвящен исследованию структуры гравитационного поля. Для этого были привлечены поля превышений высот геоида, аномальных высот геоида и поля силы тяжести в различных редукциях и их трансформанты. В результате качественного анализа гравитационного поля и его трансформант построена схема районирования гравитационного поля, отражающая структуру поля. Кроме того, на первом этапе был проведен совместный анализ гравитационного поля и его трансформант, а также полученной схемы районирования с данными сейсмотомографии, что позволило дать определенную качественную глубинную оценку структурным элементам, представленным в схеме районирования. Совместный анализ последней с существующими геолого-геофизическими данными позволяет связать структурные особенности гравитационного поля с особенностями строения тектоносферы и построить модель тектоносферы переходной зоны Индонезийского региона.

На втором этапе было проведено двумерное моделирование, которое включает в себя построение плотностных разрезов - основы для геологической модели Зондской субдукционной зоны. Моделирование вдоль профилей, секущих характерные структуры в составе переходной зоны проводится с привлечением разнородных геолого-геофизических данных.

Работа состоит из введения, четырёх глав и заключения.

Во введении изложены основные цели и задачи работы. В главе I описывается геолого-геофизическая изученность региона. Даётся характеристика мезо-кайнозойской геолого-геодинамической эволюции региона. На основании общих открытых баз данных производится построение геолого-геофизических карт и их анализ. Глава II посвящена изучению структуры гравитационного поля и его связи со строением глубинных горизонтов. По результатам анализа трансформаций гравитационного поля проводится районирование Индонезийского региона. В главе III проводится качественная увязка гравитационного поля с особенностями тектоники региона. Предлагается схема тектонического районирования Зондской зоны субдукции. Глава IV посвящена плотностному моделированию Зондской зоны субдукции. В Заключении обобщаются выводы, полученные в результате данного исследования.

Объём диссертации - 165 страниц, в том числе 55 рисунков, 3 таблицы, 1 график и список литературы из 155 наименований.

Благодарности

Автор благодарен своему научному руководителю, зав. кафедрой геофизических методов исследования земной коры, д-ру физ.-мат. наук, проф. A.A. Булычеву за оказанное доверие, постоянную помощь, поддержку и участие, а также за отзывчивость и чуткость. Автор премного благодарен научному сотруднику Д.А. Гилод за существенную помощь при выполнении работы, своевременные и полезные советы, конструктивный диалог, а также за возможность ознакомиться с широкими практическими навыками, сопутствующими всей работе.

Автор считает приятным долгом поблагодарить д-ра геол.-минерал, наук, проф. А.Г. Гайнанова за привлечение к работе по гранту РФФИ, неоценимый опыт многолетних исследований, а также «пионерский» взгляд на исследование гравитационного поля. Особую благодарность автор выражает д-ру физ.-мат. наук, проф. В.Р. Мелихову за конструктивную критику на протяжении всей работы, важные замечания и создаваемую им научно-творческую атмосферу.

Автор выражает глубокую признательность д-ру геол.-минерал, наук, проф. М.Г. Ломизе за плодотворное сотрудничество, своевременную критику, полезные советы и существенную помощь при выполнении работы.

Автор благодарен д-ру геол.-минерал, наук, проф. В.К. Хмелевскому, канд. геол.-минерал. наук, доц. J1.A. Золотой и канд. физ.-мат. наук А. А. Бобачёву за особые взаимоотношения в процессе учёбы и написания диссертации. Автор обязан отметить важную ежедневную поддержку и помощь со стороны молодых сотрудников гравиметрической лаборатории и, с удовольствием, выражает благодарность инж. М.П. Куликовой, инж. М.В. Косныревой, канд. геол.-минерал. наук И.В. Лыгину, канд. физ.-мат. наук К.В. Кривошее и канд. геол.-минерал. наук А.П. Ермакову.

Автор выражает восхищение д-ру техн. наук, проф. СПбГУ Ю.И. Кудрявцеву и д-ру физ.-мат. наук, проф. МГУ В.В. Калинину, продемонстрировавшим уровень Университетского образования и особый подход к совершенствованию студентов.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект № 04-05-64775-а.

Заключение Диссертация по теме "Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых", Антипов, Артем Александрович

4.12. Выводы

Для Зондской зоны субдукции характерно (таблица 2) повсеместное увеличение мощности земной коры и литосферы при переходе от океанической части к континентальной/субконтинентальной (от лежачего крыла субдукционной зоны к висячему). Угол наклона слэба и положение слэба в разрезе хорошо согласуется с трёхмерной моделью, полученной по данным сейсмичности [NEIC-USGS, 2006] и сейсмотомографии [Gudmundsson & Sambridge, 1998]. Вдоль всей зоны субдукции наблюдаются практически одинаковые углы погружения слэба на малых глубинах. Для более глубоких горизонтов наблюдается различие в поведениии угла наклона слэба от сегмента к сегменту (рис. 4.13; таблица 3).

Для данного сегмента отмечается уменьшение средней мощности континентальной коры (со стороны висячего крыла ЗЗС). В сегменте 1 наблюдается наиболее пологое погружение слэба на глубинах до 200 км (от 10° до 40°). Из-за древней мощной литосферы избыточные плотности на границе литосфера - астеносфера близки по значениям и не вносят существенного дисбаланса. Отмечается наиболее низкое положение кровли астеносферы в океанической части профиля (100 км ниже уровня моря).

Особого внимания заслуживает переходная область к северо-востоку от глубоководного желоба, соответствующая району предцугового прогиба. Мощность коры выходит на уровень 19- 23 км. Нижняя кора утоняется местами до 5 км, верхняя - до 12 км, мощность осадочного слоя, варьирует в пределах 1,5 - 2 км. Плотности незначительно

Заключение

1. Вкрест простирания Зондской зоны субдукции мощности литосферы и слагающих ее слоев резко меняются в полосе шириной около 600 км. При этом мощность литосферы возрастает от 60 км на океанической плите до 110 км на континентальной плите. Формальное разделение литосферы на коровую и подкоровую части дает возможность проследить изменение их мощностей в этом же направлении. Кора увеличивается по мощности от 6-10 км на океанической плите до 30-40 км на континентальной, а подкоровая литосфера от минимальных значений около 40 км на океанической плите до 50-70 км на континентальной. Плотности рассматриваемых комплексов также закономерно меняются при переходе от океанической плиты к континентальной: в коре -от 2.7-2.75 г/см3 до 2.67 г/см3 в среднем, в подкоровой литосфере - от 3.31 г/см3 до 3.315 г/см3. Астеносфера по плотностям варьирует в зависимости от возраста литосферы. Присутствие зоны палеоспрединга в центральной части субдуцирующей океанической плиты является главным фактором, влияющим на изменение плотности астеносферы на океанической плите - происходит увеличение плотности астеносферы в направлении увеличения возраста литосферы от оси палеоспрединга в обе стороны.

2. На приведенные выше закономерности строения литосферы вкрест простирания Зондской зоны субдукции накладываются неоднородности ее строения вдоль зоны сопряжения плит. На океаническом крыле мощности литосферы в целом и подкоровой ее части закономерно возрастают от экваториальной части зоны сопряжения к северо-северо-западу и юго-востоку от значений 60 км для литосферы и 50 км для подкоровой ее части до 77-81 км и 68-72 км соответственно в северо-западной и 97 км и 80 км в юго-восточной части зоны. Мощность коры при этом остается практически постоянной 8 км, незначительно варьируя в пределах 2 км. На континентальном крыле мощность литосферы практически постоянна и колеблется около 100 км, за исключением северозападной части зоны сопряжения, где она уменьшается в районе Андаманского бассейна. Мощность подкоровой литосферы незначительно возрастает, а коры убывает в направлении на юго-восток.

3. Локальные особенности строения тектоносферы вдоль зоны сопряжения плит обусловлены в основном структурами коры - пространственными размерами глубоководного желоба, островных дуг, предцугового прогиба и структурными особенностями краевых участков взаимодействующих плит. Упомянутые структурные особенности непосредственно связаны с установленной в работе сегментацией Зондской зоны субдукции. Так, например, в латеральном структурном ряду Зондской зоны субдукции в юго-восточном сегменте отмечается структура преддугового прогиба с аномально низкими (19-23 км) мощностями коры, а в северном сегменте зоны субдукции структура Андаманского спредингового бассейна, резко отличная по мощностям и плотностям всех слоев литосферы (сокращенная мощность литосферы за счет резкого подъема мантийных пород с пониженными по сравнению с подкоровой литосферой плотностями и относительно повышенными плотностями в коре).

4. В процессе изучения Зондской зоны субдукции было установлено, что слэб (динамически-активную переходную зону между океанской и континентальной тектоносферой) следует рассматривать как систему из погруженной литосферы и сопряженной с ней области переходной астеносферы со стороны океанической плиты.

Для погруженной литосферы Зондской субдукционной зоны принимается двухслойное строение, в соответствии с которым плотность «верхнего» слоя, наследующего природу океанской коры, постепенно увеличивается с глубиной: в среднем, плотность 2,95; 3,13 и 3,23 г/см относятся к диапазонам глубин 20 - 50; 50 - 100 и 100 -160 км соответственно. «Нижний» слой, составляющий основную часть погруженной литосферы, от кровли астеносферы в океане до основания разреза (320 км) имеет среднюю плотность 3,295 - 3,3 г/см . Ниже уровня 150 - 170 км выделение в слэбе «верхнего» и «нижнего» слоев не приводит к существенному изменению расчётного поля, поэтому для всей погруженной литосферы в основании модели (глубины 170 - 320 км) принимается л средняя плотность 3,295 г/см . Мощность «верхнего» слоя погруженной литосферы варьирует в пределах 25-40 км, «нижнего» 60 - 80 км.

Переходная область со стороны океанической плиты образует основную часть слэба и достигает мощности около 200 км при средней плотности 3,285 г/см3. Переходная область начинает прослеживаться ниже границы литосфера - астеносфера, то есть глубже отметки 60 км. Граница погруженной литосферы и переходной зоны несколько условна, л поскольку избыточная плотность незначительна и варьирует в пределах 0,01 г/см .

Континентальная часть переходной области отражает разуплотнение сопряжённой зоны астеносферы со стороны висячего крыла Зондской зоны субдукции, в среднем, на л

0,005 г/см . Соответственно для подкоровой литосферы и астеносферы в пределах континентальной переходной области принимаются плотности в интервалах 3,305 - 3,31 л л г/см и 3,255 - 3,285 г/см . Мощность континентальной части переходной области не выдержана и колеблется в диапазоне 50 - 230 км. Континентальная часть переходной области (слэб - астеносфера) характеризуется незначительным изменением плотностных параметров собственно континентальной литосферы и астеносферы (то есть напрямую не связана с плотностными параметрами погруженной океанской литосферы) и по этой причине не может быть отнесена к определению слэба в настоящей работе.

Следует отметить, что мощность слэба значительно превышает мощность океанической литосферы, поскольку при моделировании в качестве слэба принимается суммарная плотностная характеристика погруженной литосферы и сопряжённой с ней переходной области астеносферы.

Условное деление слэба на верхнюю (коровую) и нижнюю (подкоровую) части в составе погруженной литосферы, а также выделение в его пределах переходной области позволяет переосмыслить имеющиеся данные об особенностях строения Зондской зоны субдукции.

5. Вдоль всей зоны субдукции наблюдаются, практически, одинаковые углы погружения слэба на малых глубинах: для диапазона глубин 20 - 50 км углы меняются от 16° до 27°, для интервала 50-100 км средние значения угла падения составляют 25° - 30°. До глубины 100 км вдоль Зондской зоны субдукции происходит закономерное увеличение угла погружения океанской литосферы с глубиной. Наибольшее различие в угле наклона слэба фиксируется в интервале глубин 100 - 200 км, где углы варьируют в пределах 30° -89°. В нижней части разреза, угол погружения составляет в среднем 60° (±10°) за исключением аномальной северной части субдукционной зоны.

Наиболее стабильно (с минимальным изменением угла от одного глубинного участка к другому) ведёт себя слэб в Южном сегменте, где, в целом, прослеживается увеличение угла наклона с глубиной. Именно в пределах данного сегмента субдуцирует наиболее древняя океанская литосфера и зафиксированы максимальные глубины гипоцентров землетрясений (700 км).

В Центральном сегменте, отмечается резкие изменения угла падения от одного глубинного участка к другому. В частности, в интервале глубин 100 - 150 км фиксируется наиболее крутые углы наклона слэба (62° - 82°) как по отношению к другим сегментам (на данной глубине), так и другим глубинным участкам (данного сегмента). В данном сегменте под о. Суматра субдуцирует наиболее молодая литосфера Индийского океана.

В Северном сегменте наблюдаются наиболее крутые углы наклона слэба (69° - 90°) в нижней части разреза (150 - 300 км). Гипоцентры землетрясений в центральной части Андаманского бассейна прослеживаются лишь до глубины 170 км.

6. В процессе исследования Зондской зоны субдукции было установлено, что рассмотрение низкочастотной, среднечастотной и высокочастотной компонент гравитационного поля для исследования структуры гравитационного поля позволяет оценить ранг выделенных структур (основные, второстепенные и т.д.) и связать их с особенностями строения тектоносферы.

Совместный анализ поля силы тяжести и поля высот геоида в различных редукциях и трансформациях с имеющимися геолого-геофизическими данными, в частности с данными сейсмотомографии, позволяет выявить глубинные особенности строения тектоносферы. Результатом сопоставления трансформант гравитационного поля и данных сейсмотомографии является установление корреляционной зависимости отдельных частотных составляющих гравитационного поля со строением тектоносферы и отдельных ее слоев.

Работа включала в себя следующие этапы: обобщение разнородного геолого-геофизического материала; анализ полей силы тяжести и высот геоида, а также их трансформант; увязка структурных особенностей гравитационного поля с данными сейсмотомографии и особенностями тектоники региона; составление схемы тектонического районирования Индонезийской переходной зоны; двухмерное плотностное моделирование.

3. На основании анализа гравитационного поля и других геолого-геофизических данных предлагается сегментация Зондской зоны субдукции.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Антипов, Артем Александрович, Москва

1. Антипов A.A. Геофизические исследования тектоносферы Индонезийской переходной зоны. Тезисы докладов V-й международной научно-практической конференции-конкурса молодых учёных и специалистов «Геофизика 2005», СПб.:СПбГУ, ВВМ, 2005., сс. 20-22.

2. Антипов A.A. Строение Зондской зоны субдукции по геофизическим данным. Сборник тезисов XIII Международной конференции студентов, аспирантов и молодых учёных «Ломоносов-2006» (Москва 12-15 апреля). Том II.- М.: Изд-во МГУ, 2006., сс. 2425.

3. Антипов A.A., Гайнанов А. Г., Гилод Д. А., Булычёв A.A. Геофизические исследования тектоносферы Индонезийской переходной зоны. Российский геофизический журнал, №№ 43 44, СПб: ФГУ НПП Геологоразведка, 2006, сс. 40 - 44.

4. Аплонов С.В., Геодинамика: Учебник.-СПб.: Изд-во С.-Петерб. Ун-та, 2001. 360с.

5. Березкин В.М. Метод полного градиента при геофизической разведке. М.: Недра, 1988.

6. Булычев A.A., Гайнанов А.Г., Гилод Д.А. и др. Количественная интерпретация спутниковых геофизических данных. // Физика Земли РАН, 1996, №3, 1996, С. 21 26.

7. Ващилов Ю.Я., Гайнанов А.Г. Плотностные неоднородности земной коры и верхней мантии. // Методика и результаты исследований земной коры и верхней мантии. М.: Наука, 1972. С. 44-52.

8. Гайнанов А.Г. Гравиметрические исследования земной коры океанов. М.: Наука, 1984. 240 с.

9. Гайнанов А.Г. и др. Геотраверс Северо-Китайская равнина Филиппинское море - Марианский желоб. М.: Наука, 1991. 150 с.

10. Гайнанов А.Г., Антипов A.A., Гилод Д.А., Ломизе М.Г., Булычёв A.A. Геофизические исследования Зондской зоны субдукции. Восьмые ежегодные геофизические чтения им. В.В. Федынского (2 4 марта 2006 года, Москва), Издательство ГЕРС, 20066, с. 47.

11. Гайнанов А.Г., Булычев A.A., Гилод Д.А. и др. Гравиметрические исследования тектоносферы Индонезийской переходной зоны. // Разведка и охрана недр. 2004. № 5. С. 68 72.

12. Индийскому океанам. Тезисы докладов Седьмых геофизических чтений имени В.В. Федынского (3-5 марта 2005 г.) Москва, Издательство ГЕРС, 2005, с. 9.

13. Гайнанов А.Г., Гилод Д.А., Мелихов В.Р. Плотностиое моделирование литосферы переходных зон Тихоокеанского типа. // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1986. № 3. С. 81-88.

14. Гайнанов А.Г., Д.А. Гилод, A.A. Антипов, A.A. Булычев, К.В. Кривошея Исследование глубинного строения переходных зон от материков к океанам. Океанология, том 46, №4, 2006г, сс. 1 -8.

15. Гайнанов А.Г., Корякин Е.Д. Геофизические исследования земной коры в области Атлантического океана. М.: Недра, 1967. 171 с.

16. Гайнанов А.Г., Павлов Ю.А. и др. Аномальные гравитационные поля дальневосточных окраинных морей и прилегающей части Тихого океана. Новосибирск: Наука, 1974. 108 с.

17. Гайнанов А.Г., Пантелеев В.Л. Морская гравиразведка. М.: Недра, 1991. 214 с.

18. Гайнанов А.Г., Ромашова О.Н. Изостазия Курильской островной системы. Владивосток: ДВО АН СССРЮ 1984. 98 с.

19. Гайнанов А.Г., Строев П.А. и др. Строение дна северо-запада Тихого океана. М.: Наука, 1984. 232 с.

20. Гайнанов А.Г., Федорова Т.П., Строев П.А. Глубинная морская геофизика. Л.: Недра, 1991.222 с.

21. Геологическая карта Мира масштаба 1:15 000 000, Яцкевич Б.А.(ред). ВСЕГЕИ, 2000.

22. Международный геолого-геофизический атлас Тихого океана. Удинцев Г.Б. (ред.) МОК (ЮНЕСКО), РАН, ФГУП ПКО "Картография", ГУНиО, М., СПб, 2003

23. Павленкова Н.И., Косминская И.П., Давыдова Н.И. и др. Сейсмические модели литосферы основных геоструктур территории СССР. М.: Наука, 1980. 184 с.

24. Строев П.А. О гравиметрических измерениях Л.В. Сорокина на акваториях Японского и Охотского морей в 1937 г. // Морские гравиметрические исследования. Изд-во МГУ. 1969. Выи. 4. С. 5-9.

25. Строев П.А., Гайнанов А.Г., Гилод Д.А. Плотиостпая модель тектоносферы Восточно-Китайского и Филиппинского морей. // Гравиметрические и магнитные исследования на море. М.: Межведомственный геофизический комитет при Президиуме АН СССР. 1989. С. 111-129.

26. Федыиский В.В., Гайнанов А.Г., Ушаков С.А. Геофизические исследования глубинного строения дна морей и океанов. // Вести. Моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 1970. №2. С. 125 138.

27. Хаин В.Е, Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики: Учебник 2-е изд., испр. и доп. - М.: КДУ, 2005. - 560 с.

28. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000), М.: Научный мир, 2001. -606с.

29. Шрейдер A.A. Геомагнитные исследования Индийского океана. М.: Наука. 2001.,- 319 с.

30. Шрейдер A.A., Мазо Е.Л., Куликова М.П., Гилод Д.А. Особенности строения осадочного слоя земной коры северо-восточной части Индийского океана. // Океанология, (в печати).

31. Abercrombie, R. E., M. Antolik, K. Felzer, and G. Ekstrôm, The 1994 Java Tsunami Earthquake: Slip

32. Argus D. F., R. G. Gordon, No-net-rotation model of current plate velocities incorporating plate motion model NUVEL-1, Geophysical Research Letters, 18, 2039-2042, 1991.

33. Bassin, C., Laske, G. and Masters, G., The Current Limits of Resolution for Surface Wave Tomography in North America, EOS Trans AGU, 81, F897, 2000. http://mahi.ucsd.edu/Gabi/rem.html

34. Bellier O., Hervé Bellon, Michel Sébrier, Sutanto, René C. Maury. K-Ar age of the Ranau Tuffs: implications for the Ranau caldera emplacement and slip-partitioning in Sumatra (Indonesia) Tectonophysics, 1999, 312, p.347-359

35. Bellier O., M. Sebrier, S. Pramumijoyo, T. Beaudouin, H. Harjono, I. Bahar, O. Forni. Paleoseismicity and seismic hazard along the great Sumatran Fault (Indonesia). Journal of Geodynamics, 1997,24, 1-4, 169-183

36. Bellier O., M. Sebrier, T. Beaudouin, M. Villeneuve, R. Braucher, D. Bourles, L. Siame, E. Putranto, I. Pratomo. High slip rate for a low seismicity along the Palu-Koro active fault in central Sulawesi (Indonesia). Terra Nova, 13,463-470, 2001

37. Bertrand G., C. Rangin. Tectonics of the western margin of the Shan plateau (central Myanmar): implication for the India-Indochina oblique convergence since the Oligocene Journal of Asian Earth Sciences, 2003, 21, 10, 113 9-115 7

38. Bilham R., E. R. Engdahl, N. Feldl, S. P. Satyabala. Partial and Complete Rupture of the Indo-Andaman plate boundary 1847-2004, Seism Res. Lett, 2005, 76(3), http://cires.colorado.edu/~bilham/IndonesiAndaman2004files/AndamanSRL4Mar.pdf

39. Bird, P. An updated digital model of plate boundaries, Geochemistry Geophysics Geosystems, 4(3), 1027, doi: 10.1029/2001GC000252, 2003, http://element.ess.ucla.edu/publications/2003 PB2002/2003 PB2002.htm

40. Chamot-Rooke N., X. Le Pichon. GPS determined eastward Sundaland motion with respect to Eurasia confirmed by earthquakes slip vectors at Sunda and Philippine trenches. EPSL, 1999, v. 173, №4, p. 439-455.

41. Chapman M.E., Talwani M. Geoid anomalies over deep sea trenches. // Geophys. J. Roy Astron. Soc. 1982. Vol. 68. P. 349 369.

42. Chemenda A., Lallemand S., Bokun A. Strain partitioning and interplate friction in oblique subduction zones: constraints provided by experimental modeling. J. of Geoph. Res., 2000, 105, B3, p.5567-5581

43. Chlieh M, J-P Avouac, K. Sieh, D. Natawidjaja, J. Galetzka. Investigating lateral variations of interseismic strain along the Sumatran subduction zone: in Transactions of the American Geophysical Union, 2004, http://today.caltech.edu/gps/sieh/

44. Cliflt P., P. Vannucchi, Controls on tectonic accretion versus erosion in subduction zones: implications for the origin and recycling of the continental crust, Rev. Geophys. 42 2004, doi : 10.1029/2003RG000127.

45. Curray J.R., T. Munasinghe, Origin of the Rajmahal Traps and the 858E Ridge: preliminary reconstructions of the trace of the Crozet hotspot, Geology 19 (1991) 1237- 1240.159

46. Curray J.R., Tectonics and history of the Andaman Sea region. Journal of Asian Earth Sciences, Volume 25, Issue 1, April 2005, Pages 187-232

47. Curray, J. R., G. G. Shor, R. W. Raitt, M. Henry, Seismic refraction and reflection studies of crustal structure of the eastern Sunda and western Banda Arcs, Journal of Geophysical Research, 82,17, 2479-2489, 1977.

48. Dasgupta S., M. Mukhopadhyay, A. Bhattacharya, T.K. Jana, The geometry of the Burma-Andaman subducting lithosphere, J. Seismol. 7 (2003) 155-174.

49. De Mets C., R.G. Gordon, D.F. Argus, S. Stein 1990: Current plate motions. Geophys. J. Int. (101) 425-478, 1990., http://www.seismology.harvard.edu/~becker/igmt

50. Diament M., C. Deplus, H. Harjono, M. Larue, O. Lassal, J. Dubois, and V. Renard, Extension in the Sunda Strait (Indonesia): A review of the Krakatau programme, Oceanol. Acta, Spec. Vol., 10,31 -42, 1990.

51. Diament M., H. Harjono, K. Karta, C. Deplus, D. Dahrin, M. T. Zen, M. Gerard, O. Lassal, A. Martin, and J. Malod. Mentawai fault zone off Sumatra; a new key to the geodynamics of western Indonesia Geology, 1992, 20, p.259-262

52. Elburg M.A., M.J. van Bergen, J.D. Foden, Subducted upper and lower continental crust contributes to magmatism in the collision sector of the Sunda-Banda arc, Indonesia. Geology, 2004, 32, l,p.41-44

53. Engdhal, E., R. van der Hilst, and R. Buland (1998), Global teleseismic earthquake relocation with improved travel times and procedures for depth determination, Bull. Seismol. Soc. Am., 88, 722- 743.

54. Gaedicke C. et al., Geo-risk potential along the active convergence zone between the Eastern Eurasian and Indo-Australian Plates off Indonesia. Cruise report Sonne Cruise SO-186-2 SeaCause II. Singapore Penang, 2006. http://www.bgr.bund.de

55. Geophysical Research, 92 421-439, 1987.

56. Ghose, R., S. Yoshioka, and K. Oike, Three-dimensional numerical simulation of the subduction

57. Gudmundsson O., Sambridge M. A regionalized upper mantle (RUM) seismic model. J. of Geophys. Res., No. B4, 7121-7136, 1998, http://rses.anu.edu.au/seismology/

58. Hafkenscheid E., S.J.H. Buiter, M.J.R. Wortel, W. Spakman, H. Bijwaard Modelling the seismic velocity structure beneath Indonesia: a comparison with tomography. Tectonophysics, 2001, 333, p.35-46.

59. Hall R, Morley C. Sundaland Basins. Journal of Asian Earth Sciences, 2004, 14-45.

60. Hall R. Cenozoic geological and plate tectonic evolution of SE Asia and the SW Pacific: computer-based reconstructions and animations. J. of Asian Earth Sciences, 2002, 20 (4), 353-434. http://www.gl.rhul.ac.uk/seasia/Publications/papers/papers.html

61. Hall R., 1996, Reconstructing Cenozoic SE Asia. In: Hall, R. and Blundell, D. J. (eds.) Tectonic Evolution of SE Asia. Geological Society of London Special Publication, 106, 153-184.

62. Hall R., Wilson M.E.J. Neogene sutures in eastern Indonesia. Journal of Asian Earth Sciences, 2000, 18/6, 781-808. http://www.gl.rhul.ac.uk/seasia/Publications/papers/papers.html

63. Hamilton W., Tectonics of the Indonesian region, U.S. Geol. Surv. Prof. Pap., 1078,1979.

64. Hamilton, W.B., 1988, Plate tectonics and island arcs: Geol. Soc. America Bull., 100, 1503-1527

65. Handayani L. Seismic tomography constraints on reconstructing the Philippine Sea Plate and its margin. PhD Thesis, Texas A&M University, 2004 https://txspace.tamu.edU/bitstream/1969.l/1497/l/etd-tamu-2004C-GEQP-Handava.pdf

66. IHFC. The global heat flow database of the International Heat Flow Commission, 2005 http://www.heatflow.und.edu/data.html

67. Izart, A., B. Mustafa Kemal, J.A. Malod, Seismic stratigraphy and subsidence evolution of the northwest Sumatra fore-arc basin, Mar. Geol. 122 (1994) 109- 124.

68. Kamesh Raju K.A., T. Ramprasad, P.S. Rao, B.R. Rao, J. Varghese, New insights into the tectonic evolution of the Andaman basin, northeast Indian Ocean. Earth and Planetary Sc. Lett., 2004,221, 1-4, p.145-162

69. KameshRaju K.A. Three-phase tectonic evolution of the Andaman backarc basin. Curr. Sci., 2005, 89(11), 1932-1937. http://www.ias.ac.in/currsci/decl02005/1932.pdf

70. Kennett B.L.N., P.R. Cummins The relationship of the seismic source and subduction zone structure for the 2004 December 26 Sumatra-Andaman earthquake. Earth and Planetary Science Letters, Volume 239, Issues 1-2, 30 October 2005, Pages 1-8

71. Khan P.K., Partha Pratim Chakraborty. Two-phase opening of Andaman Sea: a new seismotectonic insight. Earth and Planetary Science Letters, Volume 229, Issues 3-4, 15 January 2005, Pages 259-271

72. Kieckhefer, R.M., G.G. Shor Jr., J.R. Curray, Seismic refraction studies of the Sunda Trench and forearc basin, J. Geophys. Res. 85 (B2) (1980) 863-889.

73. Kopp H, Flueh ER, Klaeschen D, Bialas J, Reichert C Crustal structure of the central Sunda margin at the onset of oblique subduction. Geophysical Journal International, 2001, 147(2): 449-474. http://www.geomar.de/~hkopp/publications.html

74. Kopp H., Crustal structure along the central Sunda Margin, Indonesia. PhD Thesis, Geomar, Kiel, 2001, http://e-diss.uni-kiel.de/diss 439Zd439.pdf

75. Kopp H., E. Flueh, J. Petersen, W. Weinrebe, A. Wittwer, Meramex Scientists: The Java margin revisited: Evidence for subduction erosion off Java. Earth and Planetary Science Letters, Volume 242, Issues 1-2, 15 February 2006, Pages 130-142

76. Kopp H., E. R. Flueh, A. Wittwer, D. Klaeschen. Subduction of Basement Relief off Central Java: Geological Indications for Subduction Erosion. Geophysical Research Abstracts, 2005, Vol. 7, 04406.

77. Kopp H., Kukowski N. Backstop geometry and accretionary mechanics of the Sunda margin. Tectonics, 2003,22, 6, 1072.

78. Kopp Heidrun BSR occurrence along the Sunda margin: evidence from seismic data Earth and Planetary Science Letters, Volume 197, Issues 3-4,15 April 2002, Pages 225-235

79. Krishna M. R., T.D. Sanu. Shallow seismicity, stress distribution and crustal deformation pattern in the Andaman-West Sunda arc and Andaman Sea, northeastern Indian Ocean. Journal of Seismology, 2002, 6, 1 , 25-41

80. Lallemand S., X. Le Pichon, Coulomb wedge model applied to subduction of seamounts in the Japan Trench, Geology 15, 1987, 1065-1069.

81. Lelgemann H., M.-A. Gutscher, J. Bialas, E. R. Flueh, W. Weinrebe, and C. Reichert, Transtensional basins in the western Sunda Strait, Geophys. Res. Lett., 27, 3545 3548, 2000.

82. Malod J. & Kemal, B. M. 1996. The Sumatra margin: oblique subduction and lateral displacement of the accretionary prism. Geological Society of London Special Publication 106, 19-28.

83. Malod, J. A., K. Karta, M.O. Beslier, M.T. Zen Jr., From normal to oblique subduction: Tectonic

84. Masturyono. Imaging the magma system beneath Toba caldera, North Sumatra and aftershock study of the 1996 Biak earthquake, Irian Jaya, Indonesia. Dissertation Abstracts International, 61 (2001), 4,1838

85. McCaffrey, R., Oblique plate convergence, slip vectors, and forearc deformation, Journal of Geophysical Research, 97, B6, 8905-8915, 1992.

86. Metcalfe I. Geological evolution, palaeogeography and tectonics of East and Southeast Asia in relation to the evolution of Gondwanaland and Tethys, 2006 http://www-personal.une.edu.au/~imetcal2/Palaeogeog.html

87. Metcalfe, I., Pre-Cretaceous evolution of Se Asian terranes, in: Tectonic Evolution of Southeast Asia, R. Hall (edt), Geological Society of London Spec. Publication 106, 97-122, 1996.

88. Michel G.W., Matthias Becker, Detlef Angermann, Christoph Reigber, Ewald Reinhart. Crustal motion in E- and SE-Asia from GPS measurements. Earth Planets Space, 2000, 52, 713720. http://www.terrapub.co.jp/iournals/EPS/pdf/5210/52100713.pdf

89. Michel R., J.P. Avouac, J. Taboury. Measuring ground displacements from SAR amplitude images: Application to the Landers earthquake. Geophys. Res. Lett., 1999a, 26, 875878.

90. Michel R., J.P. Avouac, J. Taboury. Measuring near field coseismic displacements from SAR images: Application to the Landers earthquake. Geophys. Res. Lett., 1999b, 26, 3017-3020.

91. Milsom J., Geology of Sumatra, Ch. 2 Seismology and Neotectonics, University College London, 2003, Geol. Soc. Memoir No.27, http://www.es.ucl.ac.uk/people/milsom/smtrntct.htm

92. Mishra, D.C., Arora K., Tiwari V.M. Gravity anomalies and associated tectonic features over the Indian Peninsular Shield and adjoining ocean basins. 2004, Tectonophysics, 379,61-76,2004.

93. Mooney, Laske and Masters, Crust 5.1: a global crustal model at 5x5 degrees, JGR, 103, 727-747, 1998.

94. Morley C.K. A tectonic model for the Tertiary evolution of strike-slip faults and rift basins in SE Asia. Tectonophysics, 2002, 347,4, 189-215

95. NEIC- USGS. Earthquake Catalog Search, 1973-PRESENT, 2006, http://neic.usgs.gov/neis/epic/epic rect.html

96. Newcomb, K.R., and W.R. McCann, Seismic history and seismotectonics of the Sunda Arc, Journal of

97. Ninkovich D., Late Cenozoic clockwise rotation of Sumatra, Earth Planet. Sei. Lett. 29(1976) 269-275.over a subducting seamount, Journal of Geophysical Research, in press, Novermber 2000.

98. P. Huchon, X. LePichon, Sunda Strait and central Sumatra fault, Geology 12 (1984) 668- 672.

99. Papadimitriou, E. E., С. B. Papazachos, and Т. M. Tsapanos, Test and application of the time- and

100. Puspito N.T., K. Shimazaki. Mantle structure and seismotectonics of the Sunda and Banda arcs. Tectonophysics, 1995, 251,1-4, 215-228

101. Raitt R.W. Seismic refraction measurements in the Indonesian arc. Report II. Intern. Ocean Congr. Washington. 1966.relationships between Java and Sumatra, Journal of Southeast Asian Earth Sciences, 12, 85-93, 1995.

102. Replumaz A., Karason H., Van der Hilst R.D., Besse J., Tapponnier P. 4-D evolution of SE Asia mantle stucture from geological reconstruction and seismic tomography. EPSL, 2004, v. 221, 1-4, p. 103-115.

103. Ritzwoller M. H., N. M. Shapiro, E. R. Engdahl. Structural Context of the Great Sumatra-Andaman Islands Earthquake. Submitted to Science, March 18, 2005.

104. Rodolfo K.S., Bathymetry and marine geology of the Andaman basin, and tectonic implications for southeast Asia, Geol. Soc. Amer. Bull. 80 (1969) 1203- 1230.

105. Samuel M. A. & Harbury, N. A. 1996. The Mentawai fault zone and deformation of the Sumatra forearc in the Nias area. Geological Society of London Special Publication. 106, 337352.

106. Satyabala S.P. Oblique Plate Convergence in the Indo-Burma (Myanmar) Subduction Region. Pure and Applied Geophysics, 160 (2003), 9 (сентябрь), 1611-1650

107. Saxov S. Nigaard K. Residual anomalies and depth estimation. Geophysics, Volume 18, Issue 4, 1953., pp. 913-928.

108. Sdrolias and Muller, 2006, Controls on Back-arc Basin Formation, Geochemistry, Geophysics, Geosystems, Vol. 7, Q04016, doi: 10.1029/2005GC001090.

109. Shor G., Kirk H., Menard H. Crustal Structure of the Melanesian Area. H J. Geophys. Res. 1971. V. 76. N 11. P.2562-2586.

110. Siebert L, Simkin T. Volcanoes of the World: an Illustrated Catalog of Holocene Volcanoes and their Eruptions. Smithsonian Institution. Global Volcanism Program Digital Information Series, GVP-3, 2002, http://www.volcano.si.edu/world/.

111. Sieh К., Aceh-Andaman earthquake: What happened and what's next? Nature, 2005, 434, p. 573-574, doi: 10.1038/434573a

112. Sieh, K., D. Natawidjaja. Neotectonics of the Sumatran fault, Indonesia. J. of Geophys. Res., 2000, 105, B12,28, 295-28, 326.

113. Simoes M., J-P. Avouac, R. Cattin and P. Henry, The Sumatra subduction zone: A case for a locked fault zone extending into the mantle, Journal of Geophysical Research 109, B10402, doi: 10.1029/2003JB002958, 2004.

114. Smith W. H. F., Sandwell D.T. Global seafloor topography from satellite altimetry and ship depth soundings, Science, v. 277, p. 1957-1962, 26 Sept., 1997., http://topex.ucsd.edu/cgi-bin/get data.cgi

115. Susilohadi S., Ch. Gaedicke, A. Ehrhardt. Neogene structures and sedimentation history along the Sunda forearc basins off southwest Sumatra and southwest Java Marine Geology, 2005, Volume 219, Issues 2-3, 30 August 2005, Pages 133-154

116. Tapponnier P., G. Peltzer, A.Y. Le Dain, R. Armijo, P. Cobbold, Propagating extrusion tectonics in Asia: new insights from simple experiments with plasticine, Geology 10 (1982) 611616.

117. The Global Heat Flow Database of The International Heat Flow Commission, 2006 http://www.heatflow.und.edu/

118. USGS U.S. Geological Survey. Earthquake Summary Posters 2005, http://neic.usgs.gov/neis/poster/20Q5/

119. Wessel, P. and W. H. F. Smith, New, improved version of the Generic Mapping Tools released, EOS Trans. AGU, 79, 579, 1998

120. Widiyantoro S., R. Van der Hilst. Structure and evolution of lithospheric slab beneath the Sunda arc, Indonesia. Science, 1996, 271, 5255, 1566-1570

121. Widiyantoro S., Van der Hilst R.D. Mantle structure beneath Indonesia inferred from high-resolution tomographic imaging. Geophysical Journal International, 1997, v.130, p. 167182. http://www.geoph.itb.ac.id/~sriwid/

122. Woollard G.P. Crustal structure from gravity and seismic measurements. // J. Geophys. Res. 1959. V. 64. N 10. P. 1521-1544.

123. Zachariasen J., K. Sieh, F. Taylor, W. Hantoro. Modern vertical deformation above the Sumatran subduction zone: Paleogeodetic insights from coral microatolls. Seism. Soc. Am. Bull., 2000, 90, 897-913.

Информация о работе

Антипов, Артем Александрович
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 2007
ВАК 25.00.10

Диссертация

Строение тектоносферы зондской зоны субдукции на основе геофизических данных - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы