Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Закономерности мезо-кайнозойской геодинамической эволюции западных окраин Северной и Южной Америк

ВАК РФ 25.00.10, Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Закономерности мезо-кайнозойской геодинамической эволюции западных окраин Северной и Южной Америк"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ИНСТИТУТ ФИЗИКИ ЗЕМЛИ им. Г.А.ГАМБУРЦЕВА

На правах рукописи РОМАНЮК ТАТЬЯНА ВАЛЕНТИНОВНА

ЗАКОНОМЕРНОСТИ МЕЗО-КАЙНОЗОЙСКОЙ ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ ЗАПАДНЫХ ОКРАИН СЕВЕРНОЙ И ЮЖНОЙ АМЕРИК

Специальность 25.00.10 - «геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых»

Автореферат на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

Москва, 2004

Работа выполнена в Институте физики Земли им. ГА.Гамбурцева РАН

Официальные оппоненты:

Доктор физико-математических наук, Член-корреспондент РАН

В.П.Трубицын

Доктор физико-математических наук,

П.С.Мартышко

Доктор геолого-минералогических наук,

Ар.В.Тевелев

Ведущая организация:

Московский Государственный Геолого-РазведочныйУниверситет

Защита состоится 25 февраля 2004г. в 10 часов на заседании Диссертационного Совета Д 002.001.01 в Объединенном Институте физики Земли им. О.Ю.Шмидта РАН (ОИФЗ РАН) по адресу: 123995, г. Москва, ул. Б.Грузинская, д. 10.

С диссертацией можно ознакомится в библиотеке ОИФЗ РАН.

Автореферат разослан нваря 2004г.

Ученый секретарь Диссертационного Совета, канд. физ.-мат. наук

2004-4 25371

Актуальность темы диссертации Одной из фундаментальных проблем современных наук о Земле является выявление закономерностей геодинамической эволюции океанов и континентов, понимание причин и доминирующих движущих сил различных тектонических процессов (см., например, недавние обобщающие монографии - Трифонов и др, 2002; Schubert, Turkcotte, Olson, 2001; Хаин, 2000; Davies, 1999; Трифонов, 1999; Добрецов и Кирдяшкин, 1994; Зоненшайн и Кузьмин, 1993; Артюшков, 1993; Пущаровский и Меланхолина, 1992; Сорохтин и Ушаков, 1991; Богданов, 1988; Лобковский, 1988; Гутерман, 1987; и др., а также монографические сборники -Фундаментальные ..., 2001; Проблемы эволюции ..., 1997; Тектоническая рассло-енность ..., 1990; и др.). В рамках теории плитовой тектоники был достигнут значительный прогресс в понимании геодинамических процессов, происходящих в спрединговых океанических хребтах, субдукционных зонах (формирование вулканических дуг, аккреционных комплексов, складчато-надвиговых береговых Кордильер и др.), на трансформных границах плит, в континентальных рифтах, в коллизионных зонах и др. Однако классическая плитовая тектоника, рассматривающая континенты как пассивные включения внутри литосферных плит, не смогла дать объяснения ряду наблюдаемых явлений. В представления о тонких жестких литосферных плитах, скользящих по астеносфере, плохо вписывалось существование под древними ядрами континентов континентальной литосферы с глубокими корнями до 400 км. Оставалось также много открытых вопросов по эволюции субдукционных зон. В частности, не было достигнуто ясного понимания того, почему в тылу субдукционных зон за вулканическими дугами иногда бывают обширные зоны растяжения - окраинные моря, (пример: Японский архипелаг - вулканическая дуга, Японское море - окраинное море), а иногда — они отсутствуют, как на западной окраине Южной Америки (окраины Андийского типа), и др. Глобальное моделирование мантийной конвекции с «плавающими» континентами (Трубицын, 2000) заложило основу новой геодинамической теории «Тектоника плавающих континентов», которая является развитием плитовой тектоники. В рамках этой концепции показана активная роль континентов в геодинамике Земли, выяснены причины цикличности слияния континентов в суперконтиненты (циклы Вильсона), объяснена природа континентальной литосферы, а также некоторые геодинамические эффекты в субдукционных зонах.

Сопоставление обширного фактического материала по современному строению западных окраин Северной и Южной Америк и их мезо-кайнозойской геодинамической эволюции с закономерностями глобальной мантийной конвекции, установленными «Тектоникой плавающих континентов», позволило сформулировать гипотезу, объясняющую некоторые закономерности геодинамической эволюции западных окраин этих континентов (Романюк, 2002). И, в частности, почему современные геодинамические режимы Тихоокеанских окраин Южной и Северной Америк настолько различны, хотя обе Америки имеют весьма схожую мезо-кайнозойскую кинематическую историю: в юрское время оба континента откололись от Пангеи и затем дрейфовали на запад.

Содержание, структура работы и личный вклад автора Вдоль 4 профилей «Ванкувер», «Орегон»,

контрастные по своему строению и геодинамическому режиму сегменты западных окраин Северной и Южной Америк, построены комплексные тектоно-геолого-геофизические модели (Рис.1). Каждая модель описывается набором физических параметров: сейсмическая скорость, плотность, температура, реологические параметры, а также представлениями о вещественном составе пород. Все эти параметры увязаны между собой и с наблюденными полями. Предложена тектоническая интерпретация построенных моделей и на ее основе разработаны механизмы нагружения (краевые условия в виде сил и перемещений), позволившие промоделировать напряжения. Для моделей по профилям «Орегон», «Ванкувер» и «Анды» рассчитаны напряжения, вызываемые как по отдельности плито-выми движениями и плотностными неоднородностями, так и их суммарным воздействием. Полученные результаты сопоставляются со всей совокупностью тек-тоно-геолого-геофизических данных, а для профиля «Анды» еще и с параметрами напряженного состояния среды, реконструированными Ю.Л.Ребецким по данным о тензоре момента центроида землетрясений (СМТ) (Романюк и Ребецкий, 2001).

В Главе I (Введение) изложена основная идея работы и положения гипотезы, объясняющей некоторые закономерности мезо-кайнозойской геодинамической эволюции западных окраин Северной и Южной Америк.

Глава II посвящена методическим вопросам. Описаны методы, подходы и алгоритмы, использованные в работе.

В главе III приведены материалы по западной окраине Северной Америки и результаты расчетов для профилей "Орегон", "Ванкувер" и "Лос-Анжелес".

В главе IV приведены материалы по западной окраине Южной Америки и результаты расчетов по профилю "Анды".

В главе V (Заключение) обобщаются выводы и формулируются защищаемые положения.

Объем диссертации - 280 страниц, содержащих 129 рисунков, 4 таблицы и список литературы из 465 работ.

Научная новизна

- В работе впервые показано, что в мезо-кайнозое западные окраины Южной и Северной Америк прошли через закономерные стадии геодинамического развития, причем тектоническая история Южной Америки «запаздывает» на 50-60 млн. лет по сравнению с Северной Америкой.

- Для 4 профилей, секущих зону перехода Тихий океан - Американские континенты (Рис.1), построены новые детальные комплексные тектоно-геолого-геофизические модели, учитывающие всю совокупность имеющихся на настоящее время данных о строении регионов.

- Впервые промоделированы напряжения, вызываемые плотностными неодно-родностями, увязанными с гравитационным полем. Показана определяющая роль гравитационных сил в тектонике и современных напряжениях в Центральных Андах.

- Впервые предложено и обосновано расчетами объяснение периода растяжения (олигоценового рифтинга) на Орегонской окраине кратковременным движением плиты Хуан де Фука из-под континентальной окраины, имевшим место после «слома»;слэба (~42 млн. лет назад), а не вследствие изменения угла или скорости

2

субдукции океанической плиты.

Апробация результатов исследования

Результаты исследований, изложенные в диссертации, сформулированные на их основе положения и выводы неоднократно представлялись на многочисленных научных семинарах, конференциях, симпозиумах и т.п. В частности, на научных семинарах лабораторий ИФЗ РАН, семинаре «Вопросы теории и практики геологической интерпретации гравитационных, магнитных и электрических полей им. А.Г.Успенского (Москва, 1994, 1997, Воронеж, 1996), на XXXV и XXXVI Тектонических совещаниях (МТК) (Москва, 2002, 2003), на тектоническом коллоквиуме в ГИН РАН в мае 2003 (Москва, 2003), на совещании рабочей группы Европейского геодезического общества (Люксембург, 1996), международной конференции «Geodesy and Physics of the Earth» (Потсдам, 1992), конференциях рабочих групп программы «EUROPROBE» (Санкт-Петербург, 1994, 1995, Москва, 1997, 2001), на сессиях Генеральной ассамблеи Европейского геофизического общества (Вена, 1997, Ницца, 1998, 1999, 2001, 2002, 2003), на сессиях Генеральной ассамблеи Международного союза Геофизиков и Геодезистов (Болдер, 1995, Бир-менгем, 1999), на конференции «Геология, Геохимия и Геофизика на рубеже XX и XXI веков, посвященная Х-летию РФФИ (Москва, 2002) и др.

Основные методические разработки, а также полученные выводы и построения опубликованы в виде статьей в научных журналах: Физика Земли (1984, 1993, 1995, 1997, 2001, 2001, 2001, 2003); Геология и геофизика (1991); Геотектоника (2001); Physics and Chemistry of the Earth (1998, 1998); Leading Edge (1999), а также в нескольких научных сборниках.

Благодарности

Автор выражает искреннюю благодарность своим первым научным наставникам академику В.Н.Страхову и доктору физ.-мат. наук Н.И.Павленковой, а также сотрудникам Института Физики Земли, которые на протяжении многих лет оказывали поддержку и помощь в проведении исследований, - Ю.Л.Ребёцкому, А.В.Михайловой, В.Н.Конешеву и др. Автор благодарен докторам У.Муни (W.Mooney), Г.Фьюиз (G.Fuis), Р.Блэйкли (R.Blakely) (Геологическая служба США, Менло Парк, США), профессору Х-.Ё.Гётце (H-J. Goetze) (Свободный университет, Берлин, Германия), доктору Г.Стриковскому (G.Strikowsky) (Геологическая служба Дании, Копенгаген, Дания), оказавшим поддержку этим исследованиям в рамках международных исследовательских программ, Российскому Фонду Фундаментальных исследований (РФФИ), также оказавшему существенную финансовую поддержку (гранты № № 98-05-64897 и 01-05-64069).

Автор считает приятным долгом поблагодарить своих соавторов по научным публикациям - В.Н.Страхова, Н.И.Павленкову, Ю.Л.Ребецкого, А.В.Егоркина, С.Л Костюченко, В.В.Кун, М.Н.Бердичевского, Л.Л.Ваньяна*, П.Ю.Пушкарёва, W.Mooney, H.-J.Goetze, P.F.Halvorson, RJ.Blakely, S.Detweiler за сотрудничество и предоставленные материалы. Особую благодарность автор выражает НАБогданову, А.С.Перфильеву, Е.Н.Меланхолиной, В.П.Трубицыну, А.Ф.Грачеву, Н.И.Павленковой и P.Millegan, взявшим на себя большой труд по рецензированию статей автора в журналах «Геотектоника», «Физика Земли» и «Leading Edge». Высказанные рецензентами замечания, пожелания, конструктив-

40

20"

0

-20

-40

•60

-160 -140 -120 -100 -80 -60

Возраст магнит- г гч'т- р—-~г-1—

них аномалий ^ |_} 1 ' |_1 1 .1......< !.. .]....'.......I, |

(МЛНлет) 0 1 5 10 20 30 40 50 60 70 80 данных

! г------г»-—«-1

Рельеф континентов (км) 1____* „- —'----------—-......?

0 0.1 0.5 1.0 2.0 3.0 4.0

Моделируемые профили —■

Рис. 1. Возраст океанического дна восточной части Тихого океана по магнитным аномалиям, положение моделируемых профилей и сегментация зоны сочленения океан-континент.

ная критика и детальный разбор рукописей, представленных для опубликования, способствовали существенному улучшению качества научных публикаций автора, представительности изложенных в статьях материалов и сделанных на их основе выводов.

ГЛАВА I

Современные геодинамические режимы западных окраин Северной и Южной Америк

В Южной Америке в тылу сейсмически активной (до глубин 700 км) Андийской субдукционной зоны располагается горный массив Анд с высокогорными плато (Альтиплано и Пуна) и складчато-надвиговыми поясами, характеризующимися режимом интенсивного сжатия. Вдоль всего Южно-Американского побережья протягивается глубоководный желоб. Около западной окраины Северной Америки, напротив, наблюдается отсутствие желоба и глубинной сейсмичности, на значительной части окраины субдукция отсутствует, а граница между Тихоокеанской и Северо-Американской плитами является трансформной (разлом Сан Анд-реас). Западная треть Северо-Американского континента в целом характеризуется прогревом мантии и высокой новейшей тектономагматической актививностью -кайнозойским магматизмом, формированием обширной Провинции Бассейнов и Хребтов, характеризующейся интенсивным растяжением.

Вдоль западных активных окраин обоих континентов протягиваются области повышенного рельефа (горные пояса), при этом на западной окраине Северной Америки ширина этой области в три-четыре раза шире, чем у Южной Америки. Кора стабильных ядер обоих континентов имеет обычную для древних платформ толщину около 40 км. На западных окраинах Америк континентальная кора существенно отличается от коры прилегающих платформ. На окраине Южной Америки она утолщена, и под Центральными Андами достигает величин 70 км, что близко к максимально возможной мощности континентальной коры. На окраине Северной Америки кора утонена в зонах растяжения, составляя местами всего 30 км (Провинция Бассейнов и Хребтов) и утолщена под горными сооружениями, достигая 50 км в Скалистых горах и горах Сьерра-Невада.

Главная цель работы - показать, что наблюдаемые особенности не случайны, а являются результатом некоторого закономерного процесса, и могут быть объяснены в рамках новой геодинамической концепции В.П.Трубицына - «Тектоники плавающих континентов».

Положения гипотезы, объясняющей закономерности мезо-кайнозойской геодинамической эволюции окраин Северной и Южной Америк

Основные положения гипотезы, объясняющей закономерности геодинамической эволюции окраин Северной и Южной Америк, являвшихся некогда краевыми частями позднепалеозойско-раннемезойского суперконтинента Пангея, отколовшихся от него и дрейфовавших в западном направлении в течение второй половины мезозоя и кайнозоя, следующие:

1. Исходная ситуация: суперконтинент (Пангея) с хорошо развитой системой островодужных комплексов и окраинных морей, в которых формируются мощные толщи осадков, и окружающий его суперокеан (Тихий океан).

2. Суперконтинент активно препятствует выводу тепла из глубин мантии, и по-

этому на больших глубинах под ним происходит постепенное повышение температуры и формирование горячего восходящего потока (суперплюм). Поднимающийся поток отрывает часть от суперконтинента (новый континент) и становится центром формирования нового океана (Атлантический океан).

3. Мантийная конвекция вызывает дрейф нового отколовшегося континента в сторону от суперконтинента, при этом происходит увеличение площади нового океана (Атлантический океан) и сокращение площади старого суперокеана (Тихий океан). При движении континента происходит интенсивное причленение к конвергентной окраине островодужных комплексов, океанических гор, мелких террейнов и проч.

4. На окраинах нового (Атлантического) океана нет субдукционных зон, и в нем происходит только наращивание океанической литосферы по латерали; редуцирование океанической литосферы происходит на конвергентной окраине между старым (Тихим) суперокеаном и новым дрейфующим на запад континентом. Поскольку в старом суперокеане также происходит спрединг и наращивание океанической литосферы, то скорость конвергенции океанической литосферы на окраине дрейфующего континета очень высока, - она равна сумме скоростей спре-динга в старом и новом океане.

5. Высокие скорости конвергенции вызывают сжимающие напряжения в суб-дукционной зоне, что приводит к формированию на месте бывших окраинных морей (с их мощными осадочными толщами) складчато-надвигового горного пояса - береговой Кордильеры, при этом происходит значительное утолщение коры на конвергентной окраине дрейфующего континента. Нарастание скоростей конвергенции вызывает миграцию деформационного фронта вглубь континента.

6. Со временем область тектонической активизации окраины расширяется настолько, что в процесс вовлекается зрелая континентальная литосфера и характер деформаций на окраине меняется. В континентальной литосфере лавинообразно развиваются процессы гравитационной неустойчивости, приводящие к обрушению ее обширных частей в мантию. При этом происходит скачкообразное перемещение локуса деформаций вглубь континента, между старой (ранней) береговой кордильерой и новым (новообразованным) складчатым поясом могут даже оставаться относительно малодеформированные стабильные блоки, а в новом тектоническом поясе одновременно со складчато-надвиговыми деформациями происходит интенсивное воздымание блоков коры. Этой стадии соответствует начавшийся приблизительно 27 млн. лет назад и продолжающийся поныне этап тектонической активизации в Центральных Андах Южной Америки (Андийская фаза тектогенеза), а также Ларамийская фаза горообразования в Северной Америке (Ларамийская фаза тектогенеза), пик которого был приблизительно 70-60 млн. лет назад.

7. Вследствие высоких скоростей субдукции происходит неизбежное сближение срединно-океанического хребта старого океана и дрейфующего нового континента, т.е. сокращение горизонтальных размеров конвекционной мантийной ячейки с восходящим потоком под хребтом и нисходящим в субдукционной зоне до минимально возможного, после чего следует разрушение ячейки и региональная, а, возможно, и глобальная перестройка мантийных конвекционных потоков.

8. Подвергается разрушению и субдуцируемый слэб. Чем моложе океаническая литосфера, тем она более горячая и плавучая, и тем труднее ее затянуть вниз, притом, что нижние холодные части субдуцируемого слэба продолжают с большой скоростью тонуть вниз. Таким образом, по мере сближения хребта с субдук-ционной зоной в средней части слэба появляется зона растяжения. Это растяжение нарастает, и, в конце концов, происходит разрушение слэба, отрыв его нижней части от верхней («слом» слэба), появляется «дырка» в слэбе. Эту стадию Северная Америка прошла ~42 млн. лет назад.

9. Литосферные плиты движутся под суммарным воздействием трех основных сил: (1) силы драгирования плиты вязким течением подстилающей мантии, (2) силы давления со стороны хребта («ridge push»), (3) силы затягивания плиты в мантию холодным тяжелым субдуцируемым слэбом («slab pull-down»). Роль каждого типа сил зависит от соотношения площади плиты, линейной протяженности хребта и размеров субдуцируемого слэба. Потеря океанической плитой (плита Фараллон) затягивающего ее в мантию слэба, сопоставимого по своим размерам с самой плитой, должна приводить к мгновенному (по гелогическим меркам) существенному изменению баланса сил, действующих на плиту, и, следовательно, изменению направления ее движения. Поскольку движение всех плит в океане взаимозависимо и скоррелировано с конвективными течениями в мантии, «слом» слэба вызывает мгновенное изменение в направлениях и скоростях движения всех океанических плит в старом океане.

10. После «слома» слэба «дырка» в слэбе увеличивается, оттягивая часть горячих восходящих мантийных потоков на себя, а продолжающий дрейфовать на запад континент постепенно «наезжает» на эту активизированную область, а затем и на горячий корень бывшего океанического хребта, что вызывает повышение магматической активности на континентальной окраине и постепенную смену общего режима сжатия на общий режим растяжения. Последующее непосредственное столкновение сегментов хребта с субдукционной зоной приводит к появлению «окна» в слэбе, замене субдукционного режима на трансформный, «захвату» частей континентальной окраины океанической плитой, и т.д. Этой стадии соответствует постэоценовая эволюция Северной Америки.

Таким образом, каждый отколовшийся от суперконтинента новый дрейфующий континент должен неизбежно пройти через стадию интенсивного образования складчато-надвиговых горных поясов из осадочных толщ бывших окраинных морей, в том числе и фазу тектогенеза (возможно, не одну) глубоко в тылу зоны субдукции, затем, после «слома слэба» режим сжатия на активной континентальной окраине должен закономерно сменится режимом растяжения. Тектоническая история Южной Америки «запаздывает» на (50-60) млн. лет по сравнению с Северной Америкой. Южной Америке в ближайшем будущем (по геологическим меркам) предстоит сближение с Восточным-Тихоокеанским поднятием, «слом слэба» плиты Наска и затем активизация и растяжение на западной окраине.

ГЛАВА II.

Процедура построения комплексной гсолого-геофизической модели зоны перехода океан-континент

К настоящему времени накоплено большое количество разнородной информа-

ции о Тихоокеанских окраинах Северной и Южной Америк. Так, океанические осадки и шельф изучены сейсморазведкой и глубоководным бурением, структура океанической и континентальной коры - по данным ГСЗ и ОГТ, зоны концентрации флюидов и магм выявляются по данным МТЗ, субдуцируемая океаническая плита контролируется гипоцентрами землетрясений (зона Беньоффа) и результатами сейсмической томографии, температуры на границе М под вулканической дугой оцениваются на основе петрологического анализа магм, температуры в субдуцируемой океанической плите и контактной зоне между континентальной и океанической плитами прогнозируются исходя из скорости субдукции и возраста океанической плиты, и т.д. Специфика всех перечисленных данных заключается в том, что каждые из них описывают лишь часть модели. В этой ситуации построение плотностной модели, получаемой в процессе интерпретации гравитационого поля, которое по своей природе всегда является суммарным эффектом всех частей модели, оказывается связующей основой для всех разнородных данных. С другой стороны, нахождение распределения плотностей важно для моделирования напряжений, особенно для горных регионов с аномально толстой континентальной корой и высоким рельефом. Поэтому построение детальной плотностной модели является важной частью компиляции комплексной модели и важной частью представленной работы. Для нахождения плотностных параметров модели используется алгоритм и программы, разработанные Т.В.Романюк на основе идей В.Н.Страхова. (Страхов и Романюк, 1984; Романюк, 1995; Романкж и др., 2001).

Каждый регион (или часть модели) характеризуется распределением температуры с глубиной, которое можно изобразить в виде линии - Р-Т траектории на диаграмме давление-температура. Для глубинных частей модели петрологический прогноз (и, следовательно, представления о возможных плотностях и реологических параметрах вещества) возможен лишь на основе сопоставления оцененных Р-Т траекторий с результатами экспериментов по плавлению, метаморфическим и фазовым преобразованиям на образцах. К настоящему времени по многочисленным экспериментам установлены Р-Т поля устойчивости различных минеральных ассоциаций, кривые «сухого» и «мокрого» плавления, гидротации и дегидрота-ции, хрупко-пластичного перехода и др. для наиболее широко распространенных пород и минералов.

Кратко процедура построения комплексной геолого-геофизической модели следующая (для каждого профиля, однако, имелись свои особенности):

- На основе имеющихся геологических, сейсмических и данных бурения строится блоковая модель нулевого приближения, блоки этой модели дополнительно подразделяются на подблоки, если имеются к этому предпосылки, в частности субдуцируемый слэб подразделяется на подблоки, чтобы описать градиентное нарастание плотности с глубиной;

- По тепловому потоку и другим данным оценивается температура в коре и верхней мантии для различных частей разреза;

- Где это возможно, положение изотермы 500°С контролируется оценками глубин нижних кромок магнитоактивных масс, соответствующих точке Кюри;

- Зоны возможного плавления вещества и концентрации флюидов оконтурива-ются по данным электро-магнитных исследований;

- Р-Т траектории для различных частей модели (например, вулканическая дуга, субдуцируемая океаническая литосфера, нормальная океаническая колонка, и т.д.) наносятся на графики полей устойчивости минеральных ассоциаций метаморфических фаций различных пород и таким образом выясняется, коррелируют ли сильные глубинные сейсмические границы с фазовыми петрологическими изменениями, для субдуцируемой океанической плиты прогнозируется глубина перехода базальт-эклогит;

- По всей совокупности данных определяются ограничения на возможные плотности в блоках, ограничения на градиенты плотностей в совокупностях подблоков, решается обратная линейная задача гравиметрии, находится оптимальная плотностная модель;

- Оценивается изостатический разбаланс модели;

- Оцениваются реологические параметры каждой части модели в зависимости от типа пород, температуры, флюидонасыщенности, скоростей деформации, и др.

Моделирование напряжений

Существующее геодинамическое состояние любой активной субдукционной зоны - это результат последовательного воздействия различных геодинамических процессов с характерными временами от сотен миллионов лет (глобальная мантийная конвекция, которая является движущей силой тектонических движений плит) до секунд (сейсмичность). Определяющий процесс в рассматриваемых в работе субдукционных зонах - пододвигание океанической литосферы под континент - является составной частью глобальной мантийной конвекции, осложненной магматизмом, движением флюидов, метаморфическими изменениями вещества и др. Все вместе обуславливает сложные деформации в литосфере суб-дукционной зоны, имеющие вертикальные и горизонтальные составляющие, осложненные разломо- и складко- образованием, пластическими течениями вещества, сейсмичностью и др. Моделирование такого процесса в полном объеме в настоящее время невозможно по многим причинам: огромные времена счета, неизвестные исходные состояния, плохое знание параметров задачи и т.п. Однако отдельные частные задачи успешно решаются.

Процессы с длительностью в десятки и более миллионов лет, характеризующиеся медленными деформациями внутриконтинентальные области растяжения, эпиплатформенный орогенез) могут быть промоделированы в рамках задач с вязкой реологией. Для моделирования быстрых деформаций в субдукционных зонах используется упруго-пластическое приближение или специальные постановки задач со смешанной упруго-вязко-пластичной реологией.

В работе была поставлена задача рассчитать напряжения для моделей, максимально приближенных к реальности, т.е. моделей, контролируемых наблюденными геолого-геофизическими данными и учитывающих современный полный объем имеющейся информации о строении литосфер Каскадной и Андийской субдукционной зон. Это является главным отличием и преимуществом выполненных расчетов по сравнению с другими работами в этом направлении.

Деформационные процессы с короткой длительностью Т ~ (100 - 1000) лет (ха-

рактерное время между сильнейшими землетрясениями) и малыми деформациями могут быть грубо оценены с помощью модели среды в упругом приближении. С другой стороны возможен подход на основе реологии линейной ползучести (линейно-вязкое тело), который в свою очередь на основе общепринятой упруго-вязкой аналогии решения фундаментальных уравнений механики также может быть приближен упругой несжимаемой моделью среды при значении коэффициента Пуассона 0.5, при этом перемещения в граничных условиях должны быть

<УХ>; коэффициент Пуассона - 0.5, модуль Юнга - Е ~ 4<ту^>, где 1] - вязкость материала, т - характерное время процесса, v - скорость течения материала. Так, например, при скорости движения v = 10 см/год, времени усреднения X = 1000 лет и вязкости материала Т| = 1020 пуаз, в соответствующей упругой модели следует полагать смещение L = уГ = Юсм/год 1000 лет = 10000 см = 0.1 км, а модуль Юнга Е= 41ус = 4 Ю20 пуаз/ 1000 лет = 4 Ю20 Пасек/ 103-3 1 07 сек- Ю10 Па = 100 Кбар.

Для расчетов напряжений использовалась французская коммерческая программа «MODULEF». Эта программа, приобретенная в рамках проекта «Пери-Тетис» совместно лабораториями Тектонофизики ИФЗ РАН и Лабораторией Количественной Тектоники Парижского Университета, использует метод конечных элементов и позволяет решать 3-мерные задачи упругой механики.

Задача Г- Расчет напряжений, вызываемых движением плит

Критический момент при расчетах деформаций и напряжений среды в предлагаемом подходе - это два типа действующих сил, отвечающих: (1) движениям ли-тосферных плит («горизонтальная тектоника»), и (2) гравитационным силам, обусловленным плотностными неоднородностями («вертикальная тектоника»). Расчеты проводились для двух типов нагрузки раздельно - Задача 1 и Задача 2, затем результаты анализировались и суммировались (Рис.2). Такой подход возможен только при условии малых деформаций. Все расчеты проведены в абсолютных плотностях.

Поскольку субдукционные зоны являются вытянутыми линейными структурами, а деформации в направлениях вдоль их простирания на порядок меньше деформаций вкрест их простирания, то моделирование напряжений вдоль профиля, секущего вкрест субдукционную зону, отвечает задаче плоской деформации (отсутствие деформации в направлении, перпендикулярном профилю). Следствием условия плоской деформации является равенство нулю коэффициента Лоде-Надаи, определяющего соотношение главных девиаторных напряжений что соответствует равенству по величине, но противоположности по знаку главных девиаторных напряжений сжатия и растяжения и равенство нулю промежуточного девиаторного напряжения.

Для каждой модели рассчитывался тензор напряжений и некоторые инвариантные, независящие от выбора системы координат, характеристики: максимальные сдвиговые напряжения Т = М2(а\ - Оз), изотропное давление (иногда называемое также шаровой компонентой тензора напряжений)

- главные напряжения в Задаче 1 и надлитостатическая часть изотропного давления (или изотропное давление), получаемая вычитанием из изотропного давления на данной глубине веса столба вышележащих пород, в Задаче 2, ориентации двух главных осей тензора напряжений (для задачи плоской деформации промежуточное главное напряжение действует нормально к плоскости модели), и др. Максимальные сдвиговые напряжения обычно связываются с областями пластических деформаций (сейсмо-тектонический крип) или разломными зонами. Ориентации осей максимального сжатия - растяжения могут быть сопоставлены с наблюдаемыми тектоническими и деформационными режимами, разломообразо-ванием и данными механизмов землетрясений. Результаты расчетов представлялись в виде изолиний модуля максимальных касательных напряжений (Т) и изотропного давления (Р) и ориентации главных осей тензора напряжений.

Используемая программа МОБиЬЕР для численного решения накладывает определенные ограничения на точность получаемых решений, поскольку не позво-' ляет задавать коэффициент Пуассона 0.5 (в расчетах он был равен 0.48). В связи с этим в окончательные расчеты для изотропного давления введена поправка с целью выполнения условия несжимаемости.

Главная цель работы - изучение характера распределения напряжений в литосфере и слэбе до глубины -200 км, однако для корректной постановки задачи (уменьшение влияния «особых» угловых точек на дне модели) требуется рассматривать модель до глубин по крайней мере 400 км в Задаче 1 и 600 км в Задаче 2.

Задача 1 - «плитовые движения». Цель задачи - оценить величины и распределение напряжений, вызываемых встречными движениями медленной континен-

тальной и быстрой океанической плит. Движения задаются смещениями на границах модели, а напряжения по своей сути являются осредненными вязкими напряжениями за период т = 1000 лет. При задании характера движений и сил на границах модели в первую очередь использовались данные GPS наблюдений, тектонических реконструкций, а также современные представления о мантийной конвекции в зонах субдукции.

Рассчитываемые напряжения - это те напряжения, которые накопились бы в объеме модели вследствие движения плит за время т. В реальности эти напряжения ниже, поскольку они периодически сбрасываются за счет сейсмичности, проскальзывания по разломам, пластических деформаций и др., однако количественно оценить степень уменьшения напряжений (или коэффициент перехода к эффективной вязкости (модулю Юнга), учитывающей процессы релаксации) довольно затруднительно.

Задача 2 - «плотностные неоднородности». Цель задачи - оценить напряжения, возникающие в двух сопрягающихся неподвижных неоднородных по плотности относительно жестких плитах (океанической и континентальной), лежащих на мягком астеносферном материале в поле силы тяжести. В отличие от Задачи 1, время как параметр в Задачу 2 не входит. Абсолютные величины напряжений для этой задачи не зависят от абсолютных величин модуля Юнга, но зависят от абсолютных величин плотностей и относительных вариаций модуля Юнга.

Рассчитываемые величины напряжений соответствуют напряжениям, которые бы возникли, если бы плотностные неоднородности в объеме модели возникли мгновенно, и мгновенно бы скомпенсировались деформациями и после этого оставались бы неизменными. В реальности каждая плотностная неоднородность имеет свой возраст, исчисляемый миллионами лет, то есть на порядки величин больше, чем время усреднения т в Задаче 1. Компенсирующие плотностную неоднородность деформации не могут сохраняться без изменений столь длительное время, а релаксируют. То есть, как и в Задаче 1, расчетные напряжения в Задаче 2 завышены по сравнению с реально существующими, и, как и в Задаче 1, затруднительно дать количественную оценку мере завышения (или коэффициенту перехода к эффективной вязкости).

Суммирование Задачи 1 и Задачи 2. Эффективные вязкости (модули Юнга) в Задаче 1 и Задаче 2, наиболее адекватно соответствующие реальным процессам, могут значительно различаться, но априорно оценить оптимальные весовые коэффициенты, с которыми результаты расчетов Задачи 1 и Задачи 2 должны входить в сумму, не представляется возможным. Поскольку' Задача 1 линейна относительно вязкости (модуля Юнга), то вместо пропорционального увеличения вязкости модели можно на тот же коэффициент домножить рассчитанные напряжения. Поэтому при суммировании результатов расчетов Задачи 1 и Задачи 2 рассматривались варианты с возрастающим весовым коэффициентом \ у Задачи 1 в сумме = 1, 10, 100, 1000 и 10000), проводилось сопоставление и анализ суммарных моделей.

Реологические параметры модели

Прогноз вязкости (и далее пересчет модуля Юнга на основе общепринятой упруго-вязкой аналогии) для модели возможен лишь на основе сопоставления оце-

ненных Р-Т условий для глубинных частей с результатами обобщений лабораторных экспериментов и косвенных оценок.

Увеличение температуры и скоростей деформации уменьшает вязкость. При температурах 200°С (верхняя континентальная кора) изменение температуры на 100°С (обычная точность прогноза температуры) меняет вязкость на порядок. Еще более чувствительна вязкость к минералогическому составу и структурным особенностям пород. Уменьшают вязкость повышение уровня касательных напряжений и любые структурные нарушения. Вязкость слоистых толщ и массивов с разрывами всегда ниже, чем вязкость отдельного сплошного образца. Влиянием давления на вязкость до глубин 200 км (давление в несколько Гигопаскалей) можно пренебречь, но наличие флюида даже в микроскопических количествах существенно повышает текучесть вещества. Вязкость осадочных пород как минимум на два порядка ниже вязкости кислых кристаллических пород фундамента (гранитоиды), которая в свою очередь на два-три порядка ниже вязкости базальтов и перидотитов при тех же температурных условиях. Вышеприведенные оценки показывают, что прогноз вязкости в блоках модели может быть сделан в лучшем случае с точностью до порядка величины, то есть лишь качественно.

По всем оценкам высоковязким («жестким») слоем должны быть верхняя континентальная кора, нижняя континентальная кора и верхняя мантия докембрий-ских платформ, а также габбровый слой океанической коры и верхняя океаническая мантия. В средней или нижней континентальной коре обычно рассматривается один или два ослабленных слоя, в зависимости от структуры, температурно-флюидного режима и принятой минералогии коры. Под платформенными областями континентов оливиновая минералогия ограничивает высоковязкую часть мантии глубиной не более -(80-100) км, а под океаном с возрастом дна ~40 млн. лет ~ 40 км. По тепловому потоку на поверхности и скорости субдукции океанической плиты можно оценить распределение температуры в слэбе. При высоких скоростях субдукции ~10 см/год слэб сохраняет высокую вязкость («жесткость») до глубины 300-400 км.

При медленных деформациях ^ —(10"14-10"13) сек'1 общепринятые величины вязкости литосферы (102|-1023) пуаз, однако в субдукционных зонах скорости деформаций на два порядка выше и, следовательно, вязкость на два порядка ниже пуаз. По упруго-вязкой аналогии вязкости пуаз соответствует модуль Юнга Е = 100 Кбар.

ГЛАВА III.

Общие сведения по современной структуре и геодннамическон эволюции западной окраины Северной Америки

В настоящее время западная окраина Северной Америки по характеру взаимодействия плит в переходной зоне океан-континент подразделяется на ряд сегментов (Рис. 1). Севернее мыса Мендосино плита Хуан де Фука субдуцируется под западную окраину северной Америки, создавая Каскадную субдукционную зону (Сегмент 1). Южнее мыса Мендосино нет субдукции океанической литосферы под Северную Америку, а контакт между Тихоокеанской и Северо-Американской плитами маркируется разломом Сан-Андреас (Сегмент 2). Вся верхняя мантия

под западной третью Северо-Американского континента характеризуется пониженными сейсмическими скоростями по сейсмо-томографическим данным. Из наиболее крупных и важных тектонических провинций западной трети континентальной Северной Америки можно выделить следующие (с севера на юг): Плато Колумбия (миоцен-плиоценовые базальты), Горы Сьерра-Невада (реликт мезозойской вулканической дуги), Северная Провинция Бассейнов и Хребтов (провинция пост-эоценового растяжения), Скалистые горы, Плато Колорадо и др.

В период (500-250) млн. лет назад на западной трети Северо-Американского континента, являвшегося в то время частью Пангеи, преобладал режим пассивной окраины на/или по соседству с поздне-архейским - палеопротерозойским континентальным блоком с кратковременными эпизодами вулканизма и развития грабенов. Однако в юре началось раскрытие Северной Атлантики, откол Северной Америки от Пангеи и ее западный дрейф, с постепенным преобразованием окраины континента из пассивной в активную.

В период (150-40) млн. лет назад доминирующим режимом вдоль всего западного побережья Северной Америки, где океаническая плита Фараллон субдуци-ровалась под континент, была аккреция тектонически и метаморфически переработанных мезозойских микроконтинентов, террейнов, океанических дуг, островов, плато и т.п.. На Канадской окраине Северной Америки эти аккреционные структуры хорошо сохранились и распознаются. Около северо-западной окраины Северной Америки мелкие фрагменты были сначала собраны в два больших су-пертеррейна, которые затем были аккретированы к континенту: восточный супер-террейн в средней юре, сформировав Межгорный Пояс (Intermontane Belt), а западный террейн (включающий блок Врангелию) на рубеже раннего и позднего мела, сформировав Береговой Пояс. Считается, что, начиная с этого времени, окраина повела себя как относительно жесткий континентальный блок. Далее, в течение позднего мела Береговой пояс развивался как долгоживущая магматическая дуга, продуцирующая большой объем гранитных пород.

На Американской окраине Северной Америки мезозойские аккреционные структуры плохо распознаются, так как были переработаны активными магматическими и тектоническими пост-эоценовыми событиями. Однако реликты мезозойской вулканической дуги в настоящее время широко экспонируются вдоль всей окраины Северной Америки. Это батолиты Берегового и Межгорного поясов на Канадской окраине, Айдахо, гор Сьерра-Невада, Полуостровной провинции в Южной Калифорнии и Калифорнийского полуострова в Мексике.

В период (150 - 80) млн. лет назад вулканическая дуга располагалась в Сьерре-Неваде, а деформации в задуговой области концентрировались в непосредственной близости от дуги, образуя складчато-надвиговый пояс Севиер. Приблизительно 80 млн. лет назад надсубдукционный магматизм в Сьерре-Неваде прекратился, а деформации и магматизм переместились на восток вглубь континента, начав формирование Ларамийского пояса. В южной части Ларамийского пояса в тылу остался стабильный блок Плато Колорадо.

Приблизительно 42 млн. лет назад произошло почти мгновенное (по геологическим меркам) резкое изменение в направлении движения Тихоокеанской плиты относительно системы горячих точек, маркируемое знаменитым изгибом Гавай-

ско-Императорской цепи подводных гор и скорость конвергенции между океанической плитой Фараллон и Северной Америкой начала резко падать. С этого момента начал меняться в целом и тектонический режим на западной трети Северной Америки: региональное сжатие постепенно сменилось региональным поднятием и растяжением коры (формирование Провинции Бассейнов и Хребтов).

Около 30 млн. лет назад ряд сегментов срединно-океанического палеохребта приблизился вплотную к Калифорнийскому побережью, что привело к отделению от плиты Фараллон плиты Хуан де Фука и последующей субдукции фрагменов океанического хребта, разделявшего Тихоокеанскую плиту и плиту Фараллон, под северо-западную окраину Северной Америки. Далее происходило: обрушение слэба плиты Фараллон в мантию, постепенное затухание субдукции около Калифорнийского побережья, образование трансформного разлома Сан-Андреас, раскрытие Калифорнийского залива, образование «окна» в слэбе и др.

Современная структура Каскадной субдукционной зоны.

Севернее мыса Мендосино плита Хуан де Фука пододвигается под СевероАмериканский континент со скоростью ~4 см/год, создавая Каскадную субдукци-онную зону. Режим субдукции плиты Хуан де Фука меняется вдоль побережья:

- угол наклона субдуцируемой океанической плиты по данным сейсмической томографии оценивается -45° под Британской Колумбией, но ~70° под Орегонским побережьем;

- аккреционная призма около острова Ванкувер по размеру в два раза больше, чем у Орегонского побережья;

- северное окончание вулканической дуги Высокие Каскады характеризуется сжатием и пониженной вулканической активностью по сравнению с южным окончанием, где фиксируется режим растяжения;

- коровая сейсмичность отсутствует южнее ~45°К и севернее 42°К;

- изменчива структура континентальной части коры: центральная часть вулканической дуги имеет глубокие корни до 44 км, в то время как максимальная мощность северной и южной частей ~30 км и 40 км соответственно;

- геохимические обобщения свидетельствуют о субокеанической мантии под Орегонской окраиной и о субконтинентальной под Британской Колумбией;

Комплексные модели вдоль профилей «Ванкувер» и «Орегон»

Моделируемые профили секут контрастные по своему строению северную («Ванкувер») и центральную («Орегон») части Каскадной субдукционной зоны. Сейсмо-геологические модели коры вдоль профилей (Рис.3) скомпилированы на основе большого количества разнообразных данных. За отсчетную точку для сопоставления профилей по горизонтали принято положение деформационного фронта, хорошо выраженного в рельефе.

Хотя интерпретируемые профили разделяет расстояние менее 500 км, глубинная структура и геологическое строение поверхности континентальных окраин в окрестностях профилей разительно отличаются. Доминирующими структурами на профиле «Ванкувер», пересекающем Британскую Колумбию, являются доэо-ценовые аккреционные структуры Берегового и Межгорного Поясов, а также ми-ниблоки Пацифик Рим и Крещент. Постэоценовый период был сравнительно тектонически спокойным и не внес драматических изменений в структуру коры,

50-1. Глубина, км

Рис. 3. Сопоставление гравитационных кривых (А), сейсмо-геологических моделей коры по профилям "Ванкувер" (Б) и "Орегон" (В). Черные крестики - тепловой поток.

если исключить цепь стратовулканов Высоких Каскад.

На Орегонской окраине магматическая активность проявилась в эоцене образованием вулканического базальтового комплекса Силец, усилилась в олигоцене, когда были заложены Западные Каскады, а с позднего миоцена до настоящего времени проявляется в виде вулканизма Высоких Каскад. Перечисленные эпизоды магматической активности были настолько сильны, что совершенно затушевали доэоценовую структуру коры.

Таким образом, общими комплексами для обоих профилей являются эоценовые базальты (блок Крещент на профиле «Ванкувер» и Силец комплекс на профиле «Орегон») и неогеновая вулканическая дуга Высокие Каскады. Нет фактических данных для сравнения структур коры окраин Британской Колумбии и Орегона до эоцена. В постэоценовый период прибрежные провинции, пересекаемые профилями, развивались обособленно и в разных режимах, и только ~10 млн. лет назад

вновь образованная вулканическая дуга Высокие Каскады оказалась тем доминирующим признаком, по которому Тихоокеанское побережье от острова Ванкувер до северной Калифорнии в настоящий момент объединяется в единую Каскадную субдукционную зону.

Петрологический прогноз для некоторых глубинных частей модели

По обобщениям (Condie and Choimak, 1996) верхняя мезозойская аккреционная кора западной окраины Северной Америки должна быть в целом химически близка к андезиту по валовому составу, а нижняя кора - к мафическим гранули-там. По разным данным удалось оценить четыре Р-Т траектории (Рис.4 и 5).

Высокие Каскады, Р-Т траектория (П. Высокие Каскады — это чрезвычайно активная четвертичная вулканическая дуга, которая гораздо горячее других окружающих ее блоков. Все резкие сейсмические границы под Высокими Каскадами на Орегонской окраине интерпретированы как границы, вызываемые современными метаморфическими преобразованиями пород базитового состава. На глубине 10 км сейсмические скорости увеличиваются с 6.0 до 6.4-6.5 км/с, что может соответствовать началу процесса амфиболитизации. На глубинах от 25 до 30 км увеличение скорости от ~6.6 до 7.0 км/с и более может соответствовать началу гранулитового метаморфизма. Поверхность М на глубине 44 км, где температура достигает ~900°С и выше, соответствует «мокрому» плавлению перидотитов.

Западные Каскады, Силец и Врангелия, Р-Т траектория (2). Эта «холодная» Р-Т траектория не пересекает границ метаморфических фаций, которые могли бы вызвать резкое изменение сейсмических скоростей вплоть до глубин -40-50 км.

Субдуцируемая океаническая кора, Р-Т траектория (ЗУ. контактная «А»-зона, Р-Т траектория (4). Р-Т траектория из (Peacock et al., 1994), при скорости субдукции 3 см/год со сдвиговыми напряжениями, возрастающими пропорционально давлению (5% от давления), и хрупко-пластичном переходе при -500 °С, позволяет предполагать в субдуциремой океанической коре возрастающую роль зеленос-ланцевого метаморфизма до глубин -20 км. Затем переход к голубосланцевым фациям до глубин -60-70 км. Далее, начало перехода базальт-эклогит на глубине ~ 75 км. В начале «А»-зоны цеолитовый и пренит-пумпеллитовый метаморфизм играет важную роль, в нижней части контактной зоны возможен зелено- и/или голубосланцевый метаморфизм.

Мантийный клин. При наличие флюида в зоне сочленения контактной «А»-зоны и мантийного клина возможны реакции амфиболитизации широкого спектра пород. Ближе к вулканической дуге возможно частичное плавление поступающих через контактную зону компонент с высоким содержанием окиси кремния, а также серпентинизация мантийных перидотитов. Под вулканической дугой происходит плавление мантийных перидотитов, но возможна эклогитизация базальтовой компоненты, а также Другие превращения с увеличением плотности. Тяжелые фракции в процессе дифференциации вещества должны уходить вниз, а легкие (расплавы и серпентенитовые купола) подниматься вверх и внедряться в кору.

Зоны «Е» и «С» на профиле «Ванкувер» рассматривались (возможно без достаточных обоснований) как палео-контактные зоны, заполненные метаморфизован-ными осадками, а пластины третичного и дотретичного поддвигов как релик-

Фации метаморфизма Gs - зслснослалцсвая I В - эпидот-голубосланцевая I B - лавсонит-гол>босланцевая ЬА - эл идат-ачфибсп итовая Am - амфиболитовая Ее -эклогитовая Gr - гран>литовая

Температура (°С)

Сухой пери10-тнтовый СОЛИЛУ с

Температура (°С)

I

200 400 600 800 1000 1200 1400

Рис. 4. А. Границы полей устойчивости минеральных ассоциаций важнейших метаморфических фаций пород базальтового состава в зависимости от РТ условий no (Peacock, 1992). Б. Р-Т реакции дегидратации для наиболее часто встречающихся гидратированных минералов, кривые "сухого" и "мокрого" плавления перидотита, HBL out - реакция "сухого" выплавления роговой обманки по (Ponko and Peacock, 1995). Р-Т траектории (номера - цифры в кружках) по профилям "Орегон" и "Ванкувер": 1 - под вулканической дугой Высокие Каскады, 2 - под континентальными блоками Силец, Западные Каскады и Врангелия, 3 - в габбро-вом слое субдуцируемой океанической коры. 4 - в контактной зоне под Орегонской окраиной. Штриховые метки со значениями скоростей на траекториях соответствуют границе М и другим сейсмическим границам.

Деформационный Лронт

Береговая Бассейн Западные Г.

лиуня Силеи Уилламет^Тучаскады Высокиад^Каскады

» - « <->ДДЦ Ц.. I ¡.^икг^'М-У"!^"!!!^,? V 1 7 . • о о о а п. "- ■■»,:

900°С_

.....>*ь*»|((«|а1>а

'.750''С

. 4 'ЛМ1 .N«11-«"

100 --

щ

ш

о ° Р о

1я

/'Д-.

О I •

Р:.,! •:

• I *

:7505с :

(Л : • I 1250°С

^ • : .............

(

Неогеновые осадки континентального бассейна*^«; Океанические (рыхлые / уплотненные) осадки Аккретированные океанические осадки Океанические базалы ы / габбро Мафические эклогиты Дотретичная континентальная кора

Позднепалеоценовые - среднеэоценовые базальты и/или габбро Позднеэоиеновый - среднемиоценовый вулкано-осадочный комплекс^ Западных Каскад

Габброидные породы, интруднрованные в дотретичную кору Несхеновые андезитовые базальты Высоких Каскад Амфиболитовый / гранулитовый метаморфизм Сухое / мокрое плавление перидотитов

Субдуцируемые осадки и фрагменты океанической и континентальной корй Пренит-пумпелитовый / голубосламцевый метаморфизм сдвиговой зоны Мокрое плавление высококремнеземистых пород / эклогитизация базальтовой компоненты

Серпентинизация мантийных перидотитов в мантийном клине Рис. 5. Профиль "Орегон". Петрологическая модель, Выделение флюида из субдуцируемои океанической коры распределение темперагуры и Р-Ттраектории (жирные пунктирные линии с номерами в кружочках).

ты верхних слоев океанических плит, состоящих в отношении (40:10:50) из габбро океанической коры, серпентинизированных перидотитов и гарцбургитов верхней мантии.

Плотностное моделирование .

В процессе плотностного моделирования выделялось 11 частей модели (или ветвей на графике p=f(z) (Рис.6)), в которых требовалось получить «гладкую» зависимость плотности с глубиной: блоки Крещент, Пацифик Рим, третичного и дотретичного поддвигов, зоны «А», «С», и «Е», а также базальтовый, габбровый и мантийный слои субдуцируемой океанической плиты и океаническая астеносфера. Аккреционная призма на профиле «Ванкувер» приблизительно на 0.1-0.2 г/см3 плотнее, чем на профиле «Орегон». Нарастание плотности в аккреционной призме около Орегонского побережья соответствует только редуцированию пористости осадков, но увеличение плотности в призме около Британской Колумбии подразумевает как редуцирование пористости, так и метаморфические превращения осадков в ее нижней половине.

Наиболее интенсивные прибрежные гравитационные максимумы (Рис.7,8) коррелируют с выходами на поверхность высокоплотных эоценовых базальтов. Однако добавочные вычисления гравитационного эффекта субдуцируемой плиты показывают, что существенная часть (до ~20%) прибрежных гравитационных максимумов на обоих профилях обусловлена увеличением плотности в холодной субдуцируемой океанической плите. Если бы возрастающая плотность в плите, согласующаяся с теоретическими прогнозами Р-Т условий и петрологическими аргументами, не была введена в модель, то было бы необходимо использовать более высокие плотности для пород в прибрежных блоках, например, для профиля «Орегон» вплоть до 3.0 г/см3. Но имеющиеся в наличии сводки измерений плотности по образцам дают меньшие величины ~ 2.8, максимум 2.9 г/см3 (Snavely and Wagner, 1964).

Моделирование напряжений Распределение модуля Юнга для обоих профилей показано на Рис. 9. Варианты граничных условий для Задачи 1 показаны на Рис.10. Цель расчетов - распределение напряжений в континентальной коре от шельфа до вулканической дуги при различных течениях в мантии.

В районе профиля "Ванкувер" предполагаются простые согласные движения плиты Хуан де Фука и подстилающей ее океанической мантии под континент, соответствующие граничным условиям 11 или 13. По профилю "Орегон" ситуация с заданием граничных условий не столь ясная. Во-первых, данные GPS свидетельствуют о «косой» субдукции плиты Хуан де Фука под Орегонскую окраину. Во-вторых, нет четких представлений о современных течениях в мантии под Орегонской окраиной. Глобальный восходящий мантийный поток под центральной частью западной окраины Северной Америки растекается у подошвы литосферы, но о направлениях преимущественного растекания пока нет точных данных, можно только предполагать разные варианты. Очевидно, что должен существовать отток мантийного вещества из-под континента в сторону Тихоокеанской плиты, поскольку на протяжении последних 40 млн. лет Тихоокеанская суперплита устой-

и х й •Й 3 I

С -I й а

3.4 _

Субдуиируемый слзб

Континентальная мачщц * Т-

ю

ж

Океаническая астеносфера

Зафиксированная плотность на дне милели

Плотности "нормальной" океанической колонки

11лотности в блоках профиля "Орегон": кошинешалыш кора блок Силен Высокие Каскады мантийные блоки иизкотиотпый мантийный клип

Плотности в блоках профиля "Ванкувер": континент альная кора нижняя Врашелин Высокие Каскады мантийные блоки

Рис. 6. Полученные зависимости плотности от глубины для профилей "Орегон" и "Ванкувер". На врезку вынесены зависимости для аккреционных призм.

Сред, плотность консолид. коры,

Рис. 8 Оптимальная плотностная модель по профилю "Орегон"

100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 9 8 7 6 5 1 0.1

Рис. 9. Распределение модуля Юнга для профилей "Ванкувер" и " ирегон". стью 4 см/год, восходящий мантийный поток под континентом и отток под океан. Но, в усл. 15 отток материала в сторону океана превосходит отток под континент,

Рис. 10. Сводка различных граничных условий для Задачи I. Смещения на границах покачаны с преувеличением в 1000 рач. в усл. 18 восходящий поток под континент больше оттока под океан. В усл. 15, 16 и 18 нет никаких движений со стороны Северной Америки. В усл. с 26 по 31 североамериканская литосфера движется на запад, но в усл. 26-29 движение под-литосферной мантии задано под континент, а в усл. 30 и 31 граница, соответствующая континентальной мантии, оставлена свободной поверхностью, т.е. результатом расчетов может быть как движение мантии под континент, так и из-под континента. Также были рассчитаны модели с океанической плитой, движущейся из-под континента (усл. 32 и 33).

Результаты расчетов. Результаты расчетов по профилю «Ванкувер» (Рис.11) показывают концентрацию максимальных сдвиговых напряжений (Т) и областей повышенного изотропного давления (Р) в верхней части океанической плиты и

Рис.11.Профиль "Ванкувер". Рассчитанные геодинамические характеристики, Задача 1. а) Пунктирной линией показаны заданные смешения на границах, преувеличение 1000 раз. б) ориентации осей сжатия-растяжения, увеличенный фрагмент показан на в), г) Р - изотропное давление, д) Т - максимальные касательные напряжения. континентальной коре. Рисунок ориентации осей сжатия-растяжения тривиален: ось сжатия на всей континентальной окраине субгоризонтальна. Српоставление расчетов по профили «Орегон» для граничных усл. с 11 по З1 показало, что модель с граничными усл. 30 (Рис.12) наиболее адекватна современным движениям и независимо от течений в глубокой мантии в коре континентальной окраины от береговой линии до вулканической дуги устанавливается режим сжатия. Чтобы понять при каких условиях все же может возникать растяжение на окраине, были расчитаны некоторые вспомогательные модели: «короткий» слэб.и «дырка» в

Рис.12 Профичь Орегон" Рассчитанные геодинамические характеристики, см Рис.11.

слэбе (Рис 13) Однако ни укорочение слэба, ни появление "дырки" в слэбе само по себе мгновенно не вызывают растяжение на континентальной окраине То есть движение океанической плиты под континент оказывает сильный экранирующий эффект, движения из глубокой мантии не передаются наверх. Но движение слэба из-под континента меняет ситуацию, даже в случае короткого слэба кора на континентальной окраине оказывается растянутой на всю свою мощность (Рис.14).

В Задаче 2 профиль «Орегон» (Рис.15) характеризуется гораздо более высоким уровнем напряжений по сравнению с профилем «Ванкувер», что обусловлено в какой-то мере гораздо более высокой степенью изостатического разбаланса модели по профилю «Орегон» по сравнению с моделью по профилю

Рис. 13. Вспомогательные гипотетические модели. Слева - модель с укороченным слэбом (8), справа - модель с дыркой в слэбе (В). «Ванкувер». На профиле «Орегон» тяжелая нижняя часть слэба тянет вышеле-жающую континентальную кору и верхнюю часть океанической плиты вниз, создавая режим надлитостатического растяжения в этих частях. По профилю «Ванкувер» континентальная кора находится в режиме надлитостатического сжатия, а в верхней части субдуцируемой плиты надлитостатическое изотропное давление близко к нулю. Ориентации осей главных напряжений также свидетельствуют о разных геодинамических режимах в континентальной коре по профилям. По профилю «Ванкувер» в верхних частях континентальной коры от деформационного фронта до вулканической дуги ось сжатия ориентирована горизонтально. По профилю «Орегон» картина обратная, в верхних частях континентального шельфа и континентальных прибрежных областей ось растяжения - горизонтальна. В районе вулканической дуги ориентации осей сжатия-растяжения меняются на противоположные.

Сопоставление результатов расчетов для Задачи 1 и Задачи 2 (Рис. 15А, Б, В) показало, что уровень напряжений в Задаче 2 как минимум на порядок величины выше, чем в Задаче 1 для обоих профилей. Поэтому в распределении напряжений для модели, полученной простой суммой результатов расчетов для Задачи 1 и Задачи 2, вклад Задачи 1 практически не виден. По мере увеличения весового коэффициента для Задачи 1 в сумме ее вклад в суммарную модель возрастает. По обоим профилям максимальные касательные напряжения (Т) в Задачах 1 и 2 становятся сопоставимыми уже при весовом коэффициенте 10, а надлитостатическая часть изотропного давления (Р) при коэффициенте 100.

Для профиля «Орегон» режимы напряженного состояния в Задаче 1 и 2 для верхней части субдуцируемой плиты и континентального шельфа противоположны по смыслу. Тяжелый плотный конец слэба тянет вниз и создает растяжение в этих частях модели (Задача 2), а тектоническое движение плиты (Задача 1) - режим сжатия. В суммарной модели они компенсируют друг друга. Для того чтобы в суммарной модели в верхней части субдуцируемой плиты установился режим сжатия, достаточно весового коэффициента 100, но для того, чтобы и в верхней части континентальной плиты установился режим сжатия, нужен коэффициент (500-1000). Исходя из того, что на Орегонской окраине в верхней части шельфа и континентальной коры от береговой линии до вулканической дуги в настоящее

Рис. 14. Профиль "Орегон". Рассчитанные геодинамические характеристики, для вспомогательной модели "короткий" слэб, обозначения см. Рис.11. время фиксируется режим сжатия, оптимальные весовые коэффициенты Задачи 1 в сумме должны быть не менее 100. В этом случае тектонические движения (Задача 1) определяют режим в верхней части модели, подавляя влияние плотност-ных неоднородностей (Задача 2). Однако даже при весовом коэффициенте 1000 в среднем уровне модели (слэб и мантия под вулканической дугой) плотностные неоднородности вносят заметный вклад в суммарные напряжения.

Структура трансформной границы перехода Тихий океан - СевероАмериканский континент (разлом Сан Андреас). Профиль «Лос Анжелес» Моделируемый профиль «Лос Анжелес» (Рис.16) пересекает вкрест трансформ-

ную границу между Тихоокеанской и Северо-Американской плитами - разлом Сан Андреас. Большая часть профиля совпадает с линией ЬЛК8Е-1, вдоль которой за последние 10 лет были проведены многочисленные сейсмические эксперименты. Главная тектоническая особенность Южной Калифорнии - искривление

трансформной границы между Тихоокеанской и Северо-Американской плитами (разлома Сан Андреас), вдоль которой осуществляется их взаимное горизонтальное проскальзывание со скоростью —48+2 мм/год. За счет этого изгиба вокруг искривленного сегмента возникает дополнительное сжимающее усилие, вызывающее транспрессивные деформации.

Вариации верхнемантийных плотностей и сейсмических скоростей можно ус-

12453

Рис. 15В.0риентации осей сжатия-растяжения, профиль "Орегон", суммирование Задачи I н 2.

ловно подразделить на вариации, обусловленные: (1) прямыми термальными эффектами доминирующего в настоящее время геодинамического процесса, (2) пет-ро-геохимическими и/или метаморфическими преобразованиями, вызываемыми в настоящее время этим процессом, (3) термальными, петрологическими и другими эффектами, оставшимися от предыдущих тектонических событий.

Лабораторные эксперименты показали, что влияние температуры на сейсмические скорости в мантии гораздо сильнее при температуре, близой к солидусу, нежели при пониженных температурах, значительно отличающихся от солидуса. В соответствие с (Sato et al, 1988, 1989; Sato and Sacks, 1989), для того, чтобы пони-

Пустыня Могаве

Тихо- Аккреционный Мро'цнивый Голчбосланиеиый Полуостровная Провинция

океанская Пояс Пагтон Пояс Николас Пояс Кагалина Провинция Трансверз

плита Разлом Сан Андреас

-200 -100 0 | 100

I ' I..• -"-/г I— ГГ.ТТГ«/'.-,;т - _"4?""-г''■ '''''"59

-•-£._ .„ £ -VI 4 4': Гс 5'« У ^.......ШПТ^ит.г^ненси 591

■Л0!?! """ " 6.3

Расстояние, км 200

НИ1

141

>1.00

пкисы - М

1

II _&

¡с. 16. Сейсмо-геологическнй разрез по профилю "Лос-Анжелес". В скоростной структуре верхней мантии черные числа 4ач а ют надежные определения сейсмических скоростей (км/сек), белые - ненадежные или экстраполированные. Под об-Ьтыо изгиба разлома Сан Андреас сейсмические исследования обнаружили высокоскоростную область, которая интерпретируется как низходяший поток, развившийся вследствие гравитационной неустойчивости в системе с более плотной подкоровой мантийной литосферой, лежащей на менее плотной астеносфере.

зить скорость на dVp=3% вблизи солидусных температур (скорость ~7.6 км/с) нужно нагреть образец на 120°С, но далеко от солидусных температур (сейсмические скорости ~8.3 км/с) нагревание должно быть до ~500°С. Разуплотнение вещества dp под влиянием температуры легко оценить, зная величину (др/&Т) ~ -9-10"5 г/см С (Christensen and Mooney, 1995). Таким образом, при dVp=3% или ~0.24 км/с, b=dp/dVp ~0.04 (г/см3)/(км/с) вблизи солидуса, иЬ~ 0.2 (г/см3)/(км/с) далеко от солидуса.

С другой стороны, в согласно обобщения (Birch, 1961) коэффициент, связывающий скорость и плотность Ь~0.3 (г/см3)/(км/с), отражает изменение минерального состава, что заметно выше чисто термального эффекта. Формальная оценка для перехода базальт-эклогит, который играет главную роль в преобразованиях тонущей базальтовой коры (габбро: Vp=7.0 км/с, р=3.0 г/см3; эклогит: Vp=8.5 км/с, р=3.5 г/см3) также дает большие значения b ~ (0.5 г/см3)/(1.5 км/с) -0.33 (г/см3)/(км/с).

Таким образом, если в первом приближении пренебречь влиянием нарастания в целом для Земли Т-Р с глубиной на скорость и плотность по сравнению с аномальными варияциями, коэффициенту b в линейном соотношении p=a+b»V можно придать следующий обобщенный геодинамический смысл:

- b ~ 0 означает отсутствие аномальных плотностных вариаций (плотность в мантии = const), следовательно, нет никакого регулярного процесса, охватывающего весь моделируемый объем мантии и контролирующего одновременно и скорости, и плотности.

- Низкие значения коэффициента b ~ (0.1-0.2) (г/см3)/(км/с) могут соответствовать чисто термальному процессу, т е. как скоростные, так и плотностные вариации создаются только температурными неоднородностями.

- Повышенные значения коэффициента b > 0.3 (г/см3)/(км/с) определенно подразумевают, что не только чисто термальные, но и петрологические или метаморфические процессы играют важную роль в современной скоростной и плотност-ной структуре верхней мантии.

Нерегулярные вариации скоростей и плотностей на фоне общей зависимости могут быть объяснены остаточными явлениями предшествующих тектонических событий.

Выводы по гравитационному моделированию

Плотностное моделирование показало чрезвычайно высокую неединственность интерпретации гравитационного поля. Путем решения линейной обратной задачи гравиметрии были протестированы коэффициенты b от 0 до 0.5. Все модели с достаточной степенью точности для двухмерного приближения удовлетворяют наблюденному полю (стандартное отклонение ~8 мГал), но принципиально различаются коровыми и мантийными плотностями и внутренним изостатическим разбалансом.

Наряду с хаотическими небольшими вариациями плотностей в отдельных блоках, которым трудно дать содержательную интерпретацию, выявилась существенная устойчивая особенность полученных решений: чем выше коэффициент b,

тем ниже должна быть средняя плотность коры в блоке Мохаве и выше в Поясе Каталина. Коэффициенты b=(0.4-0.5) требуют чрезвычайно низкую среднюю плотность коры блока Мохаве ~2.73 г/см3 по сравнению со средней плотностью коры платформ ~2.85 г/см3, что возможно, если основные породы в низах коры отсутствуют. Пониженные величины b=(0-0.2) требуют среднекоровых плотностей в блоке Мохаве ~2.78 г/см3 и плотности ~2.85 г/см3 в нижней коре, что допускает ее средний или смешанный состав.

Имеющихся априорных ограничений на плотности не хватило, чтобы выбрать предпочтительное решение. Однако изостатический анализ модели показывает, что решения с коэффициентами Ь=(0.4-0.5) мало вероятны, т.к. они характеризуются большими величинами внутреннего изостатического разбаланса. Решения с коэффициентами b=~0.3 хоть и рассматриваются как оптимальные, однако аргументы не настолько сильны, чтобы строго исключить другие возможности.

ГЛАВАIV

Общие сведения о западной окраине Южной Америки. Профиль «Анды»

Конвергентная граница между океанической плитой Наска и ЮжноАмериканским континентом - Андийская субдукционная зона - характеризуется экстремальными значениями по всем геофизическим параметрам. Среди важнейших следует отметить:

- GPS эксперименты показали: (1) океаническая плита Наска движется в восточном направлении со скоростью ~(7-8) см/год около желоба, (2) современную восточную компоненту движения в Андах в сторону континента ~(1-2) см/год относительно жесткого ядра Южно-Американского кратона, т.е. Анды как бы медленно «мигрируют» вглубь Южно-Американского континента.

- Перепад рельефа в пределах Андийской субдукционной зоны достигает 13 км: глубина океанического желоба ~7 км, высота вулканов в Андах ~6 км, высокогорных плато Пуна и Альтиплано ~4км.

- Сейсмо-фокальная зона Беньоффа прослеживается до глубин 670 км, здесь зафиксированы землетрясения с магнитудой, достигающей 7.3 (данные сейсмологического каталога ISC за период инструментальных наблюдений).

- Горная система Анд характеризуется одними из самых больших значений мощности коры на Земле. Мощность коры здесь достигает 70 км. В Центральных Андах над плато Пуна и Альтиплано аномалия геоида оценивается —1-60 м, а аномалии Буге —400 мГал, характеризуя одну из самых больших литосферных плотностных аномалий на Земле.

Андийская субдукционная зона как один из наиболее «экстремальных» регионов Земли всегда была объектом повышенного внимания геофизиков и активно исследовалась. В частности в течение последнего десятилетия здесь были проведены несколько крупных международных проектов (Deformation Processes in the Andes, 2001), поднявших изученность этого региона, особенно центрального сектора, на совершенно новый уровень.

В Центральных Андах (Рис.17) выделяются 5 вытянутых вдоль простирания главных геоморфологических провинций (с последующим подразделением их на более мелкие подпровинции): (1) андезитовая вулканическая дуга Западные Кордильеры; (2) высокогорные плато Альтиплано и Пуна; (3-4) складчато-надвиго-

Рис.17. Сейсмо-геологическая модель по профилю "Анды". Основа модели - сейсмический разрез ГСЗ по (Wigger et al., 1994), прибрежные области по (Patzwahl et al, 1998), мантийный клип по (Asch et al., 2001; Schur et al., 2001), поверхность субдуцируемой плиты Наска оконтурена по гипоцентрам землетрясений и результатам обработки обменных волн (Bock ct al., 2*000, Yuan et al., 2000). Зоны повышенной электрической проводимости (желтые точки) оконтурены по данным МТЗ (Echternacht et al., 1997; Brasse et al., 2001). Распределение температур по (Springer, 1999). Структура верхней части коры соотвстств>ет геологическому обобщению (Scheubcr et al., 2001). Начиная как минимум с олигоцена, кора под Восточными Кордильерами утолщается благодаря пододвиганию Южно-Американского кратона под Анды. Южно-Американский краток движется как единое целое под Суб-Андийской областью, но под Внутри-Андийской областью и Восточными Кордильерами верхняя кора продолжает двигаться как жесткое тело, а слои средней коры начинают деформироваться подобно вязкой жидкости с утолщением слоев и формированием складок

вые комплексы (3) Восточных Кордильер и (4) Внутри-Андийской области с тектоническими деформациями, захватывающими фундамент и вышележащие осадочные толщи - «толсто-слоистая тектоника»; (5) Суб-Андийская область, характеризующаяся недеформированным фундаментом и «тонко-слоистой тектоникой» осадочных покровов.

Тектонические процессы в Центральных Андах

Начиная с мелового времени, доминирующим режимом в Андах является коро-вое укорочение. По обобщению (Kley and Monaldi, 1998) тектоническое горизонтальное укорочение происходит вдоль всего западного побережья Южной Америки, но в Центральных Андах оно максимально и достигает 230 км (по другим оценкам 250-290 км). По обобщению (Okaya et al., 1997) формирование современных Центральных Анд началось в позднем олигоцене одновременно со значительным увеличением конвергентных скоростей между плитой Наска и ЮжноАмериканской плитой (Padro-Casas and Molnar, 1987). Деформации как западной, так и восточной вергентности стартовали на восточной стороне Альтиплано около ~27 млн. лет назад, но около 19 млн. лет назад складчатость западной вергентности прекратилась, а восточный фронт деформаций стал мигрировать на восток в Восточные Кордильеры, около 10 млн. лет назад достиг Внутри-Андийской области, около 5 млн.лет назад - Суб-Андийской области. Подъем в Альтиплано начался 27 млн. лет назад, в Восточных Кордильерах высокий рельеф появился не ранее 10 млнлет назад, горы интенсивно растут до сих пор.

Последние высокоточные сейсмо-томографические данные (Graeber and Asch, 1999; Schurr et al., 1999; Asch et al., 2001; Schurr et al., 2001) и петрологический анализ магм (Kay et al., 1994) свидетельствуют о возможности «отслаивания» (delamination) и отрыва фрагментов континентальной литосферы под плато Пуна в Центральных Андах. Вместе с данными GPS о медленной «миграции» Анд вглубь Южно-Американского кратона это подразумевает активную роль континентальной литосферы в последней тектонической активизации в Центральных Андах.

Комплексная геофизическая модель по профилю «Анды»

Верхняя кора Центральных Анд (Рис.17) ограничена снизу высокоскоростным слоем (HVL), который интерпретируется как реликт базифицированной и/или океанической коры бывшего окраинного моря, сформированного еще тогда, когда Южная Америка была частью Пангеи. Подошва высокоскоростного слоя (HVL) трактуется как палео-Мохо (Giese et al., 1999). Под Западными Кордильерами и Плато Альтиплано, по-видимому, нет резкой границы между корой и мантией. В записях рефракционных сейсмических волн вступления Рп почти не распознаются, восстанавливаются только две короткие отражающие площадки на глубине около 70 км (Wigger et al., 1994), положение которых довольно сильно расходится с определениями Мохо на глубине около 60 км по обменным волнам (receivier function Moho) (Yuan et al., 2000). Оценки изостатического Мохо дают величину 66-72 км (Goetze et al., 1994). Все оценки близки к максимально возможной толщине коры, контролируемой предельной глубиной 65-75 км устойчивого существования кварца (переход кварц-коесит, Cloos, 1993). Наиболее вероятно, что в этой области переход кора-мантия представляет собой градиентную зону толщи-

ной 10-15 км от преимущественно коровых к преимущественно мантийным породам (? переход кварц/коэсит), средняя глубина зоны ~70 км принята за условную коро-мантийную границу.

Сейсмические исследования под Западными Кордильерами и Плато Альтиплано не выявили четких границ в средней и нижней коре (нет слоистой структуры). Поскольку в этом блоке было обнаружено резкое падение электрического сопротивления (Echtemacht et al., 1997) и сейсмической добротности Q (Asch et al., 2001), то полагается, что доминирующим процессом здесь является современная магматическая и/или флюидная активность, которая «стерла» все более ранние структуры. Породы средней, нижней коры и верхней мантии пронизаны магматическими интрузиями и переработаны метаморфически. Температуры нижней коры и верхней мантии соответствуют гранулитовому метаморфизму.

Континентальное Мохо Южно-Американского кратона характеризуется глубиной 40 км и температурой ~500°С. Точка с такими Р-Т параметрами расположена очень близко к зоне начала эклогитизации. Для начала эклогитизации в базальтах нижней коры достаточно, чтобы нижний слой коры либо опустился на 10 км, либо прогрелся на 100°С. Метаморфические преобразования в тонущей континентальной литосфере постепенно увеличивают не только плотности, но и сейсмические скорости в основании коры до мантийных величин. По этой причине под Восточными Кордильерами происходит «потеря рефракционного Мохо», а структурная подошва коры пододвигаемого Южно-Американского кратона не совпадает с регистрируемой в настоящее время сейсмической рефракционной поверхностью М между плато Альтиплано и Восточными Кордильерами, но расположена ниже. Данные высокоточной сейсмической томографии фиксируют высокоскоростную (Vp>8.4 км/с) область в континентальной литосфере под Восточными Кордильерами - Плато Альтиплано. Наиболее простое объяснение — аккумуляция быстротонущих высокоплотных эклогитовых включений, образующихся из базальтов нижней коры континентальной литосферы Южно-Американского крато-на. В океанической коре плиты Хуан де Фука переход базальт-эклогит возможен уже на глубине 75 км, но в океанической коре плиты Наска этот переход возможен только на глубине порядка 120 км, что согласуется с результатами исследований Андийской субдукционной зоны по обменным волнам (Yuan et al., 2000), согласно которым океаническая кора прослеживается только до глубины 120 км.

Моделирование напряжений Рассматривались три реологические модели контактной зоны между океанической и континентальной плитами: А - «сильное», В - «оптимальное» и С - «слабое» сцепление, а также модель D с «ослабленной» относительно модели В верхней континентальной корой Южно-Американского кратона (Рис.18). Для верхней коры Южно-Американского кратона предполагалась стандартная для платформенных областей кварце-диоритовая петрология, для которой характерен ослабленный слой на глубинах 10-20 км.

В Задаче 1 рассматривались три вида граничных условий, соответствующих: (13) «нагнетанию материала» (при которых приток материала через стенки модели превосходит отток, при этом подразумевается, что главные движущие силы движения слэба - давление со стороны океанического хребта); (14) «стационар-

Модель В Ласка

200

400

6001

.Западные , Пмто Восточные

Кг-.....— ............- —......—

орти*1ьсры Л./м'игпано Кордильеры ^'КЖская Лнлй^ская ' ^?акп''1 _ область область

400 600 800

Добавочный слой для Задачи 2

1000

1200

Е. кбар

1000 900 £00 700 600 500 400 300 20 0 100 90 80 70 60 50 10 01

Модель А ("сильное сиспление") Модель С ("мягкое сцепление") Модель Э ("слабая верхняя кора Ю-А платформы") £ £

Рис 18. Распределение модуля Юнга для Андийской литосферы Рассматриваются 4 варианта А - "сильное сцепление" между континентальной и океанической плитами, В - "оптимальное сцепление". С - "мягкое сцепление", О - "слабая верхняя кора Южно-Американского кратона".

ному состоянию» (при котором приток материала через стенки модели приблизительно равен оттоку; главная движущая сила - стационарная мантийная конвекция); (15) «затягиванию материала в мантию» (при котором приток материала через стенки модели меньше оттока, главная движущая сила - затягивание океанической плиты вниз тяжелым плотным конецом слэба).

Уровень максимальных касательных напряжений в континентальной коре во всех моделях практически одинаковый и не зависит ни от характера движений слэба, ни от модели контакта между океанической и континентальной плитами. Интенсивный локальный максимум максимальных касательных напряжений в средней коре под Восточными Кордильерами связан с деформациями тонкого и относительно жесткого упругого слоя (НУ/), через который передается движение и механическая энергия упругого деформирования со стороны ЮжноАмериканского кратона на запад. В модели Б с «мягкой» верхней корой ЮжноАмериканского кратона максимум практически исчезает. Растяжение в глубоких частях слэба, начиная с глубин 100 км, возникает только, если нижняя часть слэба движется быстрее верхней.

В континентальной литосфере Андийского горного пояса ось сжатия всегда горизонтальна, не происходит никакой перестройки в ориентации главных осей.

В Задаче 2 были рассмотрены 3 варианта, соответствующие в некотором смысле условиям (13), (14) и (15) Задачи 1. В усл. (21) нижняя часть слэба зафиксирована на дне модели, в усл. (22) и (23) слэб имеет возможность «проваливаться» в «мягкий» (22) и «очень мягкий» (23) добавочный слой под дном модели.

Во всех моделях область слэба на глубине ~ 200 км является зоной доминирующего максимума как надлитостатической части изотропного давления, так и максимальных касательных напряжений. Если слэб имеет возможность «проваливаться в мягкую подложку» (22, 23), то в отличие от усл. (21), когда «слэб упирается в дно модели», на его перегибе под желобом на глубинах 50-100 км образуется локальная зона «разгрузки», т.е. зона относительно пониженных значений максимальных сдвиговых напряжений и надлитостатического изотропного давления.

В отличие от аналогичных расчетов для модели по профилю «Орегон» (Рис.15), где в верхней части субдуцируемой плиты получен режим надлитостатического растяжения, в верхней части субдуцируемой плиты по профилю «Анды» фиксируется режим надлитостатического сжатия. С уверенностью сказать, почему именно для модели по профилю «Орегон» затягивание плиты вниз слэбом передалось на верхнюю часть плиты, а по профилю «Анды» только создало зону «разгрузки» на перегибе слэба, пока нельзя. Свою роль в этом сыграли и величины плотностных контрастов между слэбом и окружающей его мантией, и угол наклона слэба, и структура континентальной окраины.

Западная тектоническая граница Андийского горного пояса (Пре-Кордильерская разломная зона) коррелирует с резким изменением ориентации осей максимального сжатия и растяжения (Рис.19), причем к этой же зоне приурочены и низкие значения модуля максимальных касательных напряжений. Положение зоны переориентации осей сжатия - растяжения очень стабильно, и при вариациях параметров модели в Задаче 2 лишь слегка мигрирует вокруг Пре-

Рис.19 Фрагменты распределения ориентации осей сжатия-растяжения в Задаче 2, демонст-рир)ющие стойчивость к изменению параметров модели (маркировка моделей показана в правом нижнем углу каждого фрагмента) расположения зоны резкой переориентации осей, отмеченной стрелкой, и ее совпадение с положением Пре-Кордильерской разлочной зоны.

Кордильерского разлома. Вся кора Андийского горного пояса характеризуется режимом надлитостатичес-

О сжатие О растяжение

Рис 20 Фрагменты распределения положительных (сжатие) и отрицательных (растяжение) значений полного изотропного давления в расчетных точках в Задаче 2

кого растяжения. Более того, для моделей В и С, характеризующихся слабым сцеплением океанической и континентальной плит, в верхней коре Андийского горного пояса возникают области с отрицательным полным изотропным давлени-

ем, которое корреспондируется с режимом абсолютного растяжения (Рис.20). Области и величины абсолютного растяжения не стабильны и меняются от модели к модели. Локальные области растяжения в Андах фиксируются иногда по полевым данным (8еЬпег й а1, 1985; БеЬэшз й а1., 1998).

Причиной локального растяжения верхней части коры Андийского горного пояса является изостатическое всплывание всего блока утолщенной коры. Механизм растяжения в верхней части орогена аналогичен в принципе механизму растяжения верхнего слоя выгибаемой балки.

Суммирование результатов расчетов Задачи 1 и Задачи 2 по профилю «Анды» показало, что только при весовых коэффициентах, достигающих ~ 10000 вклад Задачи 1 в суммарную модель становится сопоставимым с вкладом Задачи 2. По профилям «Ванкувер» и «Орегон» аналогичный коэффициент был на порядок ниже 500-1000. Это означает, что роль плотностных неоднородностей и рельефа в Андийской субдукционной зоне в создании напряженного состояния региона гораздо выше, чем в Каскадной субдукционной зоне.

В континентальной коре изотропное давление в Задаче 1 и надлитостатическая часть изотропного давления в Задаче 2 противоположны по знаку, и в суммарных моделях компенсируют друг друга. В Задаче 1 в верхней части всей модели оси сжатия ориентированы горизонтально, в Задаче 2 в Андийском горном поясе оси сжатия ориентированы вертикально. При добавлении к напряжениям Задачи 2 напряжений Задачи 1 с возрастающими весовыми коэффициентами, область с вертикальной осью сжатия постепенно сужается к центру модели (Рис.19г) и при высоких весовых коэффициентах Задачи 1 исчезает совсем. Также и величины абсолютного отрицательного изотропного давления в верхней части Андийского горного пояса, получаемые в Задаче 2, постепенно редуцируются в суммарной модели по мере увеличения весового коэффициента (Рис.20).

Реконструкция современных напряжений по фокальным механизмам

землетрясений

Реконструкция параметров тензора современных напряжений и приращений сейсмотектонических деформаций для профиля «Анды» (Рис.21) выполнена Ю.Л.Ребецким (Романюк и Ребецкий, 2001) на основе метода катакластического анализа сколов (ЯеЬеЪзку е! а1., 1997; Ребецкий, 2000). Всего было использовано 140 СМТ-определения, заимствованных из каталога Гарвардского университета для землетрясений с магнитудой М5>4, произошедших с 1976 по 1999 гг. для области, имеющей границы 19-23° ю. ш. и 60-73° з д., при распределении очагов землетрясений до глубин 600 км. Реконструкция осуществлялась для пяти глубинных слоев: 0-50км, 50-100км, 100-200 км, 200-З00км. 300-600км.

1. В самой верхней части субдуцируемой океанической плиты наиболее реально превалирование механизма конвективного затягивания под действием соответствующим образом направленных движений в верхней мантии. При этом скорость движения плиты падает с запада на восток к оси желоба. Последнее обстоятельство приводит к формированию в самой верхней части океанической литосферы обстановки всестороненнего надлитостатического сжатия.

2. В средних частях слэба на глубинах 70-200 км и 200-300 км наблюдается перестройка поля напряжений, соответствующая формированию здесь механизмов

Рис 21. Результаты реконструкции параметров напряженного состояния среды, полученные Ю Л Ребецким (Романюк и Ребецкий, 2001). а) Механизмы очагов землетрясений с Мв>5.5 (данные СМТ) в проекциях на северную вертикальную полусферу, б) величины отношения надлитостатического изотропного давления к модулю максимальных касательных напряжений; в,г) проекции осей напряжений максимального девиатор-ного сжатия и растяжения на вертикальную (в) и (г) горизонтальную плоскости.

«гравитационного соскальзывания со склона» и/или «гравитационного затягивания» более тяжелыми ядрами слэба. При этом на глубине 150-200 км возможно формирование разрыва сплошности слэба, так что нижняя его часть погружается независимо и возможно с более высокой скоростью по сравнению со средней. В пользу последнего заключения говорит наличие здесь резкого уменьшения растяжения в направлении погружения слэба.

Общие выводы по напряженному состоянию литосферы, профиль «Анды»

1). Выявлена определяющая роль гравитационных сил в тектонике и современных напряжениях в Центральных Андах. Вычисления показали, что в рамках упругой модели сдвиговые напряжения и надлитостатическое давление, вызываемые плотностными неоднородностями в поле силы тяжести (Задача 2), на порядки величин больше напряжений, вызываемых движениями плит (Задача 1). Величины максимальных сдвиговых напряжений в глубинных частях слэба и континентальной коре, создаваемые рельефом и плотностными неоднородностями, больше, чем общепринятые величины пределов прочности пород, поэтому Андийская плотностная аномалия не может поддерживаться за счет упругих сил. Действующие силы должны разрушать среду, образовывать разломы со скольжением вдоль них и/или области больших пластических деформаций.

2). Некоторые детали распределения напряжений в Андийском горном поясе, вызываемые плотностными неоднородностями (Задача 2), хорошо коррелируют с крупно-масштабными геологическими деталями:

- Пре-Кордильерская разломная зона, отделяющая прибрежные области от горного Андийского пояса, четко коррелирует с переориентацией девиаторных осей сжатия-растяжения и низкими значениями интенсивности сдвига.

- В целом Восточные Кордильеры вместе с плато Альтиплано характеризуются гораздо более высоким уровнем максимальных сдвиговых напряжений, чем Западные Кордильеры. Западные Кордильеры обрисовались как более стабильный блок с зоной близких к нулю сдвиговых напряжений в средней коре, в то время как Восточные Кордильеры вместе с плато Альтиплано должны испытывать значительные внутренние деформации.

3). Начиная с глубин 70-80 км и глубже в субдуцируемом слэбе, по механизмам землетрясений определяется режим надлитостатического растяжения. В Задаче 1 режим растяжения возникает только в том случае, если нижний конец слэба движется быстрее верхней части, причем область растяжения ограничена областью, непосредственно примыкающей к «быстрой» части. В Задаче 2 образование «разгрузочной» зоны под желобом на глубинах 50-100 км возникает только в том случае, если нижний тяжелый конец слэба не упирается в дно модели, а имеет возможность проваливаться в нижележащую «мягкую» подложку. Все вместе поддерживает идею о более быстром движении нижнего плотного конщ слэба под Южной Америкой по сравнению с вышележащими частями. На этом основании можно прогнозировать в ближайшем будущем (по геологическим меркам) отрыв нижнего конца слэба от верхней части (потеря механической связи).

ГЛАВА V.

Общее сопоставление мезо-кайнозойских геодннамических эволюции Северной и Южной Америк 45

Сравнительное рассмотрение мезо-кайнозойской тектонической активности на западных окраинах Северной и Южной Америк, сопоставление взаимоотношений протекавших здесь тектонических процессов с вулканизмом, а также их совместная геодинамическая интерпретация, демонстрирует как сходства, так и различия в эволюции этих окраин. Явное сходство выражается в том, что на протяжении более 100 млн. лет на окраинах обеих Америк протекала непрерывная субдукция со всеми присущими этому процессу классическими признаками:

1) Формирование береговой Кордильеры. Несомненно сходство домиоценовой структуры современной Кордильеры, расположенной вдоль западной окраины Южной Америки и мел-эоценового пояса Севиер на западной окраине Северной Америки. Для обоих складчато-надвиговых поясов отмечается: разрастание их в восточном направлении, т е. миграция (необязательно последовательная) деформационного фронта на восток; преобладание структурных парагенезов, характерных для «тонко-слоистой» тектоники; отсутствие высокого рельефа.

2) Надсубдукционный магматизм. Функционирование вулканической дуги с накоплением типичных известково-щелочных магматических серий и становлением ассоциативных им гранитоидных батолитов.

3) Сходство Ларамийской и Андийской фаз тектогенеза, отличительные черты которых состоят в следующем: (1) скачкообразное перемещение локуса деформаций вглубь континента, знаменующее собой начало фазы, между береговой кордильерой и новым складчатым поясом остается слабодеформированный блок с утолщенной корой (Рис.22); (2) быстрый подъем блоков коры одновременно с их деформированием, преобладание «толсто-слоистого» стиля деформаций.

Сопоставление времени проявления схожих событий, протекавших на западных окраинах обеих Америк (Рис.23), показывает, что они последовательно проявлялись на окраинах Северной и Южной Америк со сдвигом 50-60 млн. лет. Откол Южной Америки от Пангеи и начало (~ 105-115 млн. лет назад) её западного дрейфа на ~60 млн. лет запаздывает по сравнению с Северной Америкой. Во время дрейфа континентов их окраины наращивались за счет аккреции, подвергались воздействию надсубдукционного вулканизма и образованию складчато-надвигового пояса с преобладанием «тонко--слоистых» деформаций (Береговая Кордильера). Приблизительно через 100 млн. лет после начала дрейфа континентов тектоническая активизация захватывает край континентальной литосферы древнего ядра континента, в ней лавинообразно развиваются процессы гравитационной неустойчивости, приводящие к обрушению ее фрагментов в мантию, подъему блоков коры, скачку локуса деформаций вглубь континента и сменой стиля деформаций с преобладанием «толсто-слоистых» (Ларамийская и Андийская фазы тектогенеза). Приблизительно через 125 млн. лет после начала дрейфа Северной Америки на ее западной окраине начались процессы, связанные со сближением океанического хребта и субдукционной зоны. Прежде всего это проявилось в «сломе» слэба плиты Фараллон ~А2 млн. лет назад, непосредственном столкновении океанического хребта с субдукционной зоной и вследствие этого смене субдукционного режима на юге западной окраины Северной Америки на трансформный (разлом Сан Андреас) и постепенной смене общего преобладающего режима сжатия на окраине на режим растяжения (Провинция Бассейнов и

Хребтов) Окраина Южной Америки в настоящее время находится накануне этого периода Об этом свидетельствует режим надлитостатического растяжения в слэ-бе плиты Наска, а разрушение слэба можно ожидать через 5-15 миллионов лет

Факторы, контролирующие глобальную мантийную конвекцию, определяют общие закономерности геодинамической эволюции конвергентных окраин континентов Это идентичные глубинные течения в мантии под обоими континента-

3g

— Q.

W-£5

временная

Еазница ie

Преимущественно тонкослоистые деформации " ререговоу кордильерс —адные Кордильеры)

ильерь

§ ^

Преимущественно толсто-

Ьлоибтые деформации в Восточных Кордильерах, Централ ьныеАнды

AT

Начало западного дрейфа

со<?ы/иями в млн. лет

■ -60

-50

Пик Растя-деформ. жен не активн. вслэое плиты , . Наска

Ж

Преимущественно тонкослоистые деформации в поясе Севиер

Преиму шественно толстослоиСтые деформации Ларамийском поясе

—? >42-

.Растяжение, формиооранис

а —

и лт.

Начало западного дрейфа

_1_

Время, млн. лет назад I ..,, I_U

Пик деформ. ак!ивн.

JL

"Слом" слэба . ллшы Фараллон

. I

160

120

100

60

Рис.23. Корреляция главных мезо-кайнозойских геодинамическик событий на западных окраинах Северной и Южной Америк. J1T и ЛТ - Ларамийская и Андийская фазы тектогенсза. ПБХ -Провинция Бассейнов и Хребтов.

ми, сопровождающие раскол суперконтинента Пангея, схожие размеры отколовшихся континентов и примерно одинаковое расстояние «океанический хребет -дрейфующий континент» в начале дрейфа.

Тектоника Каскадной субдукционной зоны

Момент «слома» слэба плиты Фараллон (~42 млн. лет назад), а более точно -потеря механической связи между приповерхностной и глубинной частями суб-дуцированной части плиты Фараллон, был ключевым моментом в кайнозойской тектонической истории конвергентной зоны. Это событие вызвало резкое изме нение в движениях океанических плит Тихого океана, в том числе движения Тихоокеанской плиты, маркируемое известным изгибом Гавайско-Императорской цепи подводной гор. Некоторые части разрушенной океанической плиты остались как бы приклеенными снизу к холодной литосфере Северо-Американского континента, а некоторые утонули в мантию. Субдуцированные части палеоплиты под западной окраиной Северной Америки иногда удается обнаружить по сейсмическим данным (Benz et al., 1992; Grand et al., 1997).

По косвенным признакам область «слома» слэба плиты Фараллон должна была простираться на север примерно до южного окончания острова Ванкувер. В результате процессы, связанные со «сломом» слэба, проявились на Орегонской окраине, но не наблюдались в Британской Колумбии. До «слома» слэба движущаяся субдуцируемая океаническая плита была как непроницаемая стенка между горячей океанической и холодной континентальной мантией, и поэтому не могло быть проникновения горячего материала под континент (Рис.24 а,б,в). После «слома» слэба «дырка» в слэбе разрасталась, и по мере продвижения Северной Америки на запад ее западная окраина все более активно подвергалась воздействию горячей аномальной мантии срединно-океанического хребта. Это и было причиной толеитового вулканизма Ранних Западных Каскад 35-18 млн. лет назад (Рис.24 г), а также последующей магматической и тектонической активизации всей западной трети Северо-Американского континента, в том числе, подъема и

|«Ю ПРО УУЛ 2«0

Рис.24. Схематическая иллюстрация главных тектонических событий в кайнозое на Орегонской окраине. ХдФ - хребет Хуан де Фука, СА - континент Северная Америка.

а) Тихоокеанский палео-хребет приблизился к западной окраине Северной Америки. Черные встречные стрелки отмечают поверхность главных конвергентных движений.

б) Активизировавшийся хребет между плитами Кула и Фараллон субдуцируется под Орегонскчю окраину, мигрируя вдоль нее на север и вызывая эоценовый вулканизм (Силсц базальты), в) "Слом" субд> цируемой океанической плиты (толстая черпая линия) и начало толеитового вулканизма Западных Каскад, г) Пик толеитового магматизма Ранних Западных Каскад, д) Охлаждение окраины и миграция вулканического фронта на восток, с) Снижение вулканической активности в Поздних Западных Каскадах, ж) Заложение современной вулканической дуги Высокие Каскады с андезнтовым и более кислым магматизмом, з) конфигурация настоящего времени.

растяжения коры, приведшего к формированию Провинции Бассейнов и Хребтов, формированию рифта, впоследствии развившегося в Калифорнийский залив и т.д.

После «слома» плиты субдукция со временем возобновилась, но океаническая плита, лишенная тяжелой холодной части, проникала в мантию медленно и полого, постепенно охлаждая окраину, вызывая миграцию фронта магматизма на восток (Рис. 24 д) и понижая вулканическую активность Западных Каскад (Поздние Западные Каскады, Рис. 24 е). Благодаря медленным субдукционным скоростям, к тому моменту, когда нижний край океанической плиты достиг астеносферной глубины, перекрыв приток нового горячего вещества под край континента, Северная Америка уже успела отдрейфовать на значительное расстояние на запад, и таким образом существенная порция горячей океанической астеносферы средин-но-океанического хребта оказалась под континентальной окраиной позади новой плоскости субдукции (Рис. 24 ж). Около 10 млн. лет назад на Орегонской окраине вновь установился режим, характерный для субдукционных зон, сформировалась вулканическая дуга Высокие Каскады с андезитовыми и более кислыми магмами (Рис.24 з). Таким образом, в результате кайнозойских тектонических процессов в верхней мантии под Орегонской окраиной оказались магматические очаги, генерирующие базальты, ассоциативные и базальтам срединно-океанических хребтов, и базальтам островных дуг, и магмам внутриконтинентальных рифтов, а также различные промежуточные композиции магм.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ Представленная диссертация является крупным региональным обобщением обширного разнородного геолого-геофизического материала по современному строению и геодинамике активных западных окраин Северной и Южной Америк. В качестве защищаемых положений вынесены следующие утверждения: I. В течение мезо-кайнозойского времени западные окраины Южной и Северной Америк прошли через определенные закономерные стадии геодинамического развития, причем тектоническая история Южной Америки «запаздывает» на (5060) млн. лет по сравнению с.Северной Америкой:

1. На протяжение первых 100 млн. лет после начала дрейфа континентов их окраины наращивались за счет аккреции, подвергались воздействию надсубдукци-онного вулканизма и образованию складчато-надвигового пояса (береговая Кордильера) с преобладанием «тонко-слоистых» деформаций (Северная Америка -пояс Севиер, Южная Америка — Западные Кордильеры).

2. Приблизительно через 100 млн. лет после начала дрейфа континентов на их западных окраинах начались новые тектонические фазы, характеризующиеся скачком локуса деформаций вглубь континента и сменой стиля деформаций: преобладание «толсто-слоистой» тектоники одновременно с быстрым подъемом блоков коры (Северная Америка — Ларамийская фаза тектогенеза, Южная Америка -современная Андийская фаза тектогенеза).

3. Приблизительно через 125 млн. лет после начала дрейфа Северной Америки на ее западной окраине начались процессы, связанные со сближением океанического хребта и субдукционной зоны. Прежде всего это проявилось в «сломе» слэ-ба плиты Фараллон —42 млн. лет назад, непосредственном столкновении океанического хребта с субдукционной зоной и, вследствие этого, смене субдукционно-

го режима на юге западной окраины Северной Америки на трансформный (разлом Сан Андреас), далее последовала постепенная смена общего преобладающего режима сжатия на окраине на режим растяжения (Провинция Бассейнов и'Хреб-тов). Западная окраина Южной Америки в настоящее время находится накануне этого периода. Об этом свидетельствует режим надлитостатического растяжения в слэбе плиты Наска, а разрушение слэба можно ожидать через 5-15 миллионов лет.

II. Моделирование напряжений выявило определяющую роль гравитационных сил в тектонике и современных напряжениях в Центральных Андах. Максимальные касательные напряжения и надлитостатическая часть изотропного давления, вызываемые плотностными неоднородностями в поле силы тяжести, на порядки величин больше напряжений, вызываемых движениями плит. Плитовые движения непосредственно контролируют только напряжения в областях внутри океанической плиты и вокруг неглубоко погруженных (до глубин 50 км) частей слэба. Распределение напряжений в Андийском горном поясе, создаваемое плотност-ными неоднородностями, соответствует тектонической зональности этой части западной окраины Южной Америки. Все вместе подтверждает ключевую роль континентальной литосферы в Ларамийской и Андийской фазах тектогенеза. В процессе развития конвергентной окраины тектоническая активизация захватывает край континентальной литосферы древнего ядра континента, в ней лавинообразно развиваются процессы гравитационной неустойчивости, приводящие к обрушению ее фрагментов в мантию, что вызывает подъем блоков коры, смену типа деформаций и др.

III. В Каскадной субдукционной зоне режим сжатия или растяжения в приповерхностной части континентальной плиты от шельфового склона до вулканической дуги контролируется направлением движения подстилающей окраину океанической плиты. При движении плиты под континент на окраине устанавливается режим сжатия, при движении плиты из-под континента - режим растяжения, вне зависимости от движений мантии на больших глубинах (>100 км), угла наклона и скорости субдуцируемой плиты, наличия «дырки» в слэбе и др. Кратковременный период растяжения в олигоцене на Орегонской окраине, устанавливаемый по геологическим данным, связан с кратковременным движением плиты Хуан де Фука из-под континентальной окраины после «слома» слэба ~42 млн. лет назад.

Список основных публикаций по теме диссертации

1. Страхов В.Н., Романюк Т.В. 1984. Восстановление плотностей земной коры и верхней мантии по данным ГСЗ и гравиметрии // Физика Земли. N6. С.44-63. N7. С.64-80.

2. Романюк Т.В., Егоркин А.В., Кун В.В., Павленкова Н.И.,Чернышев Н.М. 1985. Опыт восстановления зависимости p=f(v) подлинным профилям в Сибири // В кн.: Решение прямой и обратной задач гравиметрии и магнитометрии, Москва, ИФЗ, с. 191-226.

3. Страхов В.Н., Романюк Т.В., Фролова Н.К. 1989. Методы решения прямых задач гравиметрии используемых при моделировании глобальных и региональных гравитационных аномалий, // В кн.: Новые методы интерпретации гравитационных и магнитных аномалий, Москва, ИФЗ, с.118-235.

4. Romanyuk T.V. 1993. The method of gravity inversion: application to density modeling of the lithosphere along the Angola-Brazil geotraverse // In: "Geodesy and Physics of the Earth" ((IAG Symp. Ser., ed. Montag, H.& Reigber, Ch.) Springer. P.252-255.

5. Павленкова Н.И., Погребицкий Ю.Е.,Романюк Т.В. 1993. Сейсмо-плотностная модель коры и верхней мантии Южной Атлантики по Анголо-Бразильскому геотраверсу // Физика Земли. N10. С. 27-38.

6. Романюк Т.В. 1995. Сейсмоплотностное моделирование коры и верхней части мантии вдоль геотраверса "Кварц" // Физика Земли. 1995. N9. С.11-23.

7. Егоркин А.В., Павленкова Н.И, Романюк Т.В., Солодилов Л.Н. 1996. Структура верхней мантии по профилю Байкал-Ямал ("Рифт"), полученная с применением ядерных взрывов // Геология и геофизика. 1996. Т.37. N9. С.66-76.

8. Костюченко С.Л., Романюк Т.В. 1997. О природе Мезенского гравитационного максимума // Физика Земли. 1997. N11. С.2-18.

9. Romanyuk T.V. 1997. A method lithosphere density modeling from gravity, seismic, geoid, and local isostasy data // Annales Geophysicae. Part 1. Society Symposia, Solid Earth Geophysics & Natural Hazards, Supplement 1 to Volume 15, CIO.

10. Romanyuk T.V., Blakely R.J., Mooney W.D. 1998. The Cascadia subduction zone: two contrasting models of lithospheric structure // Physics and Chemistry of the Earth. V.23. N.3. P.297-301.

11. Romanyuk T.V., Mooney W.D., Blakely R.J. 1999. Constraints on Cascadia subduction from contrasting models of crustal and mantle densities // Abstracts of IUGG. Week B.P.I 14.

12. Romanyuk T.V., Rebetzky Ju.L, Goetze H.-J., 1999, Geodynamics and stresses in the Andean subduction zone at 21°S // Abstracts of IUGG. Week B. P. 139.

13. Romanyuk T.V., Goetze H.-J., Halvorson P.F. 1999. A density model ofAndean subduction zone // Leading Edge. February. P.264-268.

14. Romanyuk, T.V., Mooney, W.D., Blakely, R.J. 2000. 3-D Density modeling of the crust and uppermost mantle of Western North America // XXIII Assambley of European Geophysical Society, Geophysical Research Abstracts. Vol. 2. 2000. SE30. Potential fields in geodesy, geophysics and geology.

15. Романюк Т.В., Муни В.Д, Блэкли Р.Дж 2001. Тектоно-геофизическая модель Каскадной субдукционной зоны // Геотектоника. № 3. С.88-110.

16. Романюк Т.В., Муни В.Д, Блэкли Р.Дж. 2001. Сейсмо-плотностная модель Каскадной субдукционной зоны // Физика Земли. №8. С.3-22.

17. Романюк Т.В., Ребецкий Ю.Л. 2001. Плотностные неоднородности, тектоника и напряжения Андийской субдукционной зоны на 21° ю.ш. I. Геофизическая модель и тектоника // Физика Земли. N 2. С.23-35. Н.Тектонофизическая модель // Физика Земли. N 2. С.36-57.

18. Ваньян Л.Л., М.Н.Бердичевский, П.Ю.Пушкарев, Т.В.Романюк. 2002. Геоэлектрическая модель Каскадной субдукционной зоны // Физика Земли. N 10. С. 23-53.

19. Романюк Т.В. 2002. Геофизическая модель Андийской субдукционной зоны вдоль 21°ю.ш. Тектоника и геодинамика литосферы // Материалы XXXV Текто-

нического совещания. Т.2. M.t ГЕОС. 2002. С.141-145.

20. Романюк Т.В. 2002. Закономерности мезо-кайнозойской геодинамической эволюции западных окраин Северной и Южной Америк. Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков. Материалы Всероссийской научной конференции «Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI веков, к 10-летию Российского Фонда Фундаментальных исследований». Т.З. Геофизика. ОИФЗ РАН. С.201-202.

21. Romanyuk Т., Mooney W., Detweiler S. 2002. 2-d Gravity Modeling Of The High Velocity Mantle Body Beneath Southern California. XXVII General Assambley European Geophysical Society. 2002. Nice. 21-26 April. Abstract #egs02-a-00579.

22. Romanyuk Т., Rebetsky Yu., Goetzc H.- J. 2002. Stresses Modelling Across The Andean Subduction Zone. XXVII General Assambley European Geophysical Society. 2002. Nice. 21-26 April. Abstract #egs02-a-00573.

23. Романюк Т.В., Муни В.Д., Детвейлер Ш. 2003. Модели распределения плотности литосферы вкрест разлома Сан Андреас, Южная Калифорния // Физика Земли. N5. С. 18-46.

24. Романюк Т.В. 2004. Закономерности мезо-кайнозойской геодинамической эволюции западных окраин Северной и Южной Америк: Ключевая роль континентальной литосферы в Ларамийской и Андийской фазах тектогенеза // Эволюция тектонических процессов в истории Земли. Материалы XXXVII Тектонического совещания. Новосибирск. 2004. Т.2. С. 120-124.

у.1494

РНБ Русский фонд

2004-4 25371

Издательство ОИФЗ РАН Лицензия ЛР № 040959 от 19 апреля 1999 г. Усл. печ. Л. 2.0 Тираж 120 экз.

Содержание диссертации, доктора физико-математических наук, Романюк, Татьяна Валентиновна

Оглавление

Глава I. ВВЕДЕНИЕ.

1.1. Основная идея работы

1.2. Сопоставление современных геодинамических режимов западных окраин Северной и Южной Америк

1.3. Основные положения гипотезы

1.4. Содержание работы

1.5. Структура работы

Глава И. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ.

11.1. Построение комплексной геолого-геофизической модели литосферы

II. 1.1. К проблеме постановки задачи построения комплексной тектоно-геологогеофизической модели литосферы.

И. 1.2. Принципиальная схема строения субдукционных зон.

II. 1.3. Изученность Тихоокеанских окраин Северной и Южной Америк различными методами.

II. 1.4. Р-Т траектории, петрологический прогноз для субдукционных зон.

II. 1.5. Процедура построения комплексной геолого-геофизической модели зоны перехода океан-континент.

11.2. Плотностное моделирование (постановка задачи на примере профиля "Лос Анжелес")

11.2.1. Формулировка задачи.

Н.2.2. Варьирование параметров регуляризации. анализ получаемых решений и выбор оптимального решения.

Н.2.3. Специфика плотностных моделей переходной зоны океан-континент.

Н.2.4. Изостатический разбаланс плотностных моделей.

И.З. Моделирование напряжений (постановка задачи и вспомогательные расчеты на примере профиля

Анды»)

Н.3.1. К постановке задачи моделирования напряжений.

11.3.2. Постановка задачи моделирования напряжений.

Н.З.З. Задача 1 - «плитовые движения».

Н.3.4. Задача 2 - «плотностные неоднородности».

Н.3.5. Суммирование Задачи 1 и Задачи 2.

11.4. Реологические параметры модели

Глава III. ЗАПАДНАЯ ОКРАИНА СЕВЕРНОЙ АМЕРИКИ.

III. 1. Общие сведения по современной структуре и геодинамической эволюции западной окраины

Северной Америки

III. 1.1. Современная сегментация зоны сочленения Тихий океан - Северная Америка и тектонические провинции западной трети Северо-Американского континента.

III. 1.2. Краткий обзор геодинамической эволюции западной окраины Северной Америки.

Ш.2. Геодинамические модели, объясняющие кайнозойскую тектонику западной окраины Северной

Америки

Ш.2.1. Северо-Американские Кордильеры.

Ш.2.2. Пологая субдукция слэба Фараллон в период 70-40 млн. лет назад.

Ш.2.3. Надвиговый пояс Севиер.

Ш.2.4. Ларамийские деформации.

Ш.2.5. Подъем Плато Колорадо.

Ш.2.6. Столкновение хребта с окраиной, «окно» в слэбе.

Ш.2.7. Разрушение слэба плиты Фараллон.

Ш.2.8. Провинция Бассейнов и Хребтов.

Ш.З. Современная структура Каскадной субдукционной зоны

Ш.4. Компиляция сейсмо-геологических моделей вдоль профилей «Ванкувер» и «Орегон»

Ш.4.1. Исходные данные.

Ш.4.2. Континентальная кора Каскадной субдукционной зоны.

Ш.4.3. Структуры континентальной коры профиля «Орегон».

Ш.4.4. Континентальная кора профиля «Ванкувер».

Ш.4.5. Океаническая кора плиты Хуан де Фука.

Ш.4.6. Аккреционные призмы.

Ш.4.7. Контактная зона между субдуцируемой океанической и континентальной плитами.

Ш.4.8. Мантийный клин.

Ш.4.9. Океаническая литосферная мантия и субдуцируемая океаническая плита.

Ш.4.10. Океаническая астеносфера.

Ш.4.11.Верхняя континентальная мантия.

Ш.5. Петрологический прогноз для некоторых глубинных частей модели

Ш.5.1. Высокие Каскады, геотерма (1).

Ш.5.2. Западные Каскады, Силец и Врангелия, геотерма (2).

Ш.5.3. Субдуцируемая океаническая кора, геотерма (3); контактная «А»-зона, геотерма (4)

111.6. Плотностное моделирование

1II.6.1. Предыдущие сейсмо-плотностные модели вдоль профилей «Ванкувер» и «Орегон»

111.6.1. Гравитационное поле.

111.6.2. Изостатический анализ.

111.6.3. Анализ решений.

111.6.4. Зависимость плотности от глубины, функция ß=f(z).Ill

IH.6.5. Выводы из плотностного моделирования.

111.7. Реологические модели по профилям «Ванкувер» и «Орегон».

111.8. Расчет напряжений

III.8.1. Задача 1 — « плитовые движения» — постановка задачи.

111.8.1. Задача 1 — «плитовые движения» — результаты расчетов.

111.8.3. Задача 2 — «плотностные неоднородности» — п остановка задачи.

111.8.4. Задача 2 - «плотностные неоднородности» - результаты расчетов.

III.8.3. (Задача 1 + Задача 2) — результаты расчетов.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Закономерности мезо-кайнозойской геодинамической эволюции западных окраин Северной и Южной Америк"

I.l. Основная идея работы Одной из фундаментальных проблем современных наук о Земле является выявление закономерностей геодинамической эволюции океанов и континентов, понимание причин и доминирующих движущих сил различных тектонических процессов (см., например, недавние обобщающие монографии Трифонов и др., 2002; Schubert, Turkcotte, Olson, 2001; Хаин, 2000; Davies, 1999; Трифонов, 1999; Добрецов и Кирдяшкин, 1994; Зоненшайн и Кузьмин, 1993; Артюшков, 1993; Пущаровский и Меланхолика, 1992; Сорохтин и Ушаков, 1991; Богданов, 1988; Лобковский, 1988; Гутерман, 1987; и др., а также и монографические сборники Фундаментальные 2001; Проблемы эволюции 1997; Тектоническая расслоенность 1990; и др.). Из этих публикаций следует, что в рамках теории плитовой тектоники в настоящее время достигнут значительный в спрединговых прогресс в понимании хребтах, геодинамических процессов, происходящих океанических субдукционных зонах (формирование вулканических дуг, аккреционных комплексов, складчато-надвиговых береговых Кордильер и др.), на трансформных границах плит, в континентальных рифтах, в коллизионных зонах и др. Однако классическая плейт-тектоника, рассматривающая континенты как пассивные включения внутри литосферных плит, не смогла дать объяснения ряду наблюдаемых явлений. В частности, не предлагалось никакого объяснения циклов Вильсона. Почему континенты не хаотично дрейфуют и сталкиваются между собой, а закономерно собираются в суперконтиненты, которые в свою очередь распадаются? В представления о тонких жестких литосферных плитах, скользящих по астеносфере, плохо вписывалось существование под древними ядрами континентов континентальной литосферы с глубокими корнями до 400 км. Не было достигнуто ясного понимания и того, почему в тылу субдукционных зон за вулканическими дугами иногда бывают общирные зоны растяжения окраинные моря, (пример: Японский архипелаг вулканическая дуга. Японское море окраинное море), а иногда они отсутствуют, как на западной окраине Южной Америки (окраины Андийского типа). Остается также много открытых вопросов по эволюции субдукционных зон. Глобальное моделирование мантийной конвекции с «плавающими» континентами (Трубицын и Рыков, 1997; Трубицын, 2000) заложило основу новой геодинамической теории «Тектоника плавающих континентов», которая является развитием плитовой тектоники. В рамках этой концепции показана активная роль континентов в геодинамике Земли, выяснены причины цикличности слияния континентов в суперконтиненты (циклы Вильсона), о 30 60 90 120 150 ,А 180 -150 -120 -90 -60 -30 О 60 Г\.; 30 vj S. -30 хм -60 Рис.1. Глобальные вариации геоида по (Lemoine et al., 1998), модель EGM96 no отношению к референс-эллипсоиду WG584. 60 90 120 150 180 -150 -120 -90 60 -30 Рис 2 Вверху: Топография по (Smith and Sandcwcll, 1997), слева: мощность земной коры по (Моопеу et al., 1998).объяснена природа континентальной литосферы, а также некоторые геодинамические эффекты в субдукционных зонах. Сопоставление обширного фактического материала по современному строению западных окраин Северной и Южной Америк и их мезо-кайнозойской геодинамической эволюции с закономерностями глобальной мантийной конвекции, установленными «Тектоникой плавающих континентов», позволило сформулировать гипотезу, объясняющую некоторые закономерности геодинамической эволюции западных окраин этих континентов (Романюк, 2002). И, в частности, почему современные геодинамические режимы Тихоокеанских окраин Южной и Северной Америк настолько различны, хотя обе Америки имеют весьма схожую мезо-кайнозойскую кинематическую историю: в юрское время откололись от Пангеи и затем дрейфовали на запад. 1.2. Сопоставление современных геодинамических режимов западных окраин Северной и Южной Америк В настоящее время в Южной Америке в тылу сейсмически активнейшей и прослеживаемой до глубин 700 км Андийской субдукционной зоны располагается горный массив Анд с высокогорными плато (Альтиплано и Пуна) и складчато-надвиговыми поясами, характеризующимися режимом интенсивного сжатия. Вдоль всего ЮжноАмериканского побережья протягивается глубоководный желоб. На западной окраине Северной Америки, напротив, наблюдается отсутствие желоба и глубинной сейсмичности, на значительной части окраины субдукция отсутствует, а граница между Тихоокеанской и Северо-Американской плитами является трансформной (разлом Сан Андреас). Западная треть Северо-Американского континента в целом характеризуется прогревом мантии и высокой новейшей тектономагматической актививностью кайнозойским магматизмом, формированием обширной Провинции Бассейнов и Хребтов, характеризующейся интенсивным растяжением, и проч. Западной окраине Южной Америки в сглаженной низкочастотной компоненте геоида соответствует положительная аномалия, достигающая +40 м над высокогорными плато Пуна и Альтиплано; Северной Америке и прилегающему к ней сектору Тихого океана соответствует отрицательная аномалия геоида до -40 м с некоторым подъемом до -20 м над западной третью континента (Рис.1). Вдоль западных активных окраин обоих континентов протягиваются области повышенного рельефа (горные пояса), при этом на западной окраине Северной Америки ширина этой области в три-четыре раза шире, чем у Южной Америки (Рис.2). Кора стабильных ядер обоих континентов имеет обычную для древних платформ со ti NOAIVL AFR ВАМ 225 млн лет назад 75 млн.лет назад 1108 млн.ле! назад настоящее время Рис. 3. Плито-кинематическая реконструкция раскола Пангеи, начиная с 225 млн. лет назад по (L.A. Lawver, А. Grantz, L.M. Gahagan, and D.A. Campbell, 2001). PANGEA- Пан гея, ATL Атлантический океан, EURA Евразия, NOAM Северная Америка, SAM Южная Америка, AFR Африка, WCT Врангелия YCT Юкон, АА Арктическая Аляска, СП Чукотка, IB Иберия, AMR Амурия, SKH Сахалин, SHS Сибирская горячая точка. 10

Заключение Диссертация по теме "Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых", Романюк, Татьяна Валентиновна

1У.5. Общие выводы по напряженному состоянию Андийской субдукционной зоны,

21°ю.ш.

1). Выявлена определяющая роль гравитационных сил в тектонике и современных напряжениях в Центральных Андах. Вычисления показали, что в рамках упругой модели сдвиговые напряжения и надлитостатическое давление, вызываемые плотностными неоднородностями в поле силы тяжести (Задача 2), на порядки величин больше напряжений, вызываемых движениями плит (Задача 1). Плитовые движения непосредственно контролируют только напряжения в областях внутри слэба и вокруг его мелкорасположенных (до глубин 50 км) частей.

2) Величины максимальных сдвиговых напряжений в глубинных частях слэба и континентальной коре, создаваемые рельефом и плотностными неоднородностями, больше, чем общепринятые величины пределов прочности пород, поэтому Андийская плотностная аномалия не может поддерживаться за счет упругих сил. Действующие силы должны разрушать среду, образовывать разломы со скольжением вдоль них и/или области больших пластических деформаций.

3). Некоторые детали распределения напряжений в Андийском горном поясе, вызываемые плотностными неоднородностями (Задача 2), хорошо коррелируют с крупномасштабными геологическими деталями:

- Пре-Кордильерская разломная зона, отделяющая прибрежные области от горного Андийского пояса, четко коррелирует с переориентацией девиаторных осей сжатия-растяжения и низкими значениями интенсивности сдвига.

- В целом Восточные Кордильеры вместе с плато Альтиплано характеризуются гораздо более высоким уровнем максимальных сдвиговых напряжений, чем Западные Кордильеры. Западные Кордильеры обрисовались как более стабильный блок с зоной близких к нулю сдвиговых напряжений в средней коре, в то время как Восточные Кордильеры вместе с плато Альтиплано должны испытывать значительные внутренние деформации.

4). Начиная с глубин 70-80 км и глубже в субдуцируемом слэбе, по механизмам землетрясений определяется режим надлитостатического растяжения. В Задаче 1 режим растяжения возникает только в том случае, если нижний конец слэба движется быстрее верхней части, причем область растяжения ограничена областью, непосредственно примыкающей к «быстрой» части. В Задаче 2 образование «разгрузочной» зоны под желобом на глубинах 50-100 км возникает только в том случае, если нижний тяжелый конец слэба не упирается в дно модели, а имеет возможность проваливаться в нижележащую «мягкую» подложку. Все вместе поддерживает идею о более быстром движении нижнего плотного конца слэба под Южной Америкой по сравнению с вышележащими частями. На этом основании можно прогнозировать в ближайшем будущем (по геологическим меркам) отрыв нижнего конца слэба от верхней части (потеря механической связи). Идея «слома слба» («break of the slab», «slabbreakofF») или потери корня у горной коллизионной системы на определенном этапе ее эволюции широко обсуждается в литературе (Davies and Blanckenburg,1995).

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора физико-математических наук, Романюк, Татьяна Валентиновна, Москва

1. Алексеев A.C., Бубнов Б.А. 1981. Об одной совместимой постановке обратных задач сейсмики и гравики// Докл. АН СССР. Т.261. N 5. С .1086-1090.

2. Алексеев A.C., Бубнов Б.А. 1984. Устойчивость решения совмещенной задачи сейсмики и гравики // Докл. АН СССР. Т.275. N 2. С .332-335.

3. Артюшков Е.В. 1993. Физическая тектоника // М.Наука. 457 С.

4. Андреев A.A., Злобин Т.К. 1990. Глубинное строение и гравитационное поле Курильской системы дуга желоб // Тихоокеанская геология. N2. С. 16-22.

5. Богданов H.A., Добрецов H.JI. 1987. Офиолиты Калифорнии и Орегона // Геотектоника. N 5. С.97-105.

6. Богданов H.A. 1988. Тектоника глубоководных впадин окраинных морей. Москва. Недра. 220 С.

7. Булах Е.Г., Ржаницын В.А., Маркова М.Н. 1976. Применение метода минимизации для решения задач структурной геологии по данным гравиразведки. Киев. Наукова Думка. 220 С.

8. Ваньян Л.Л., М.Н.Бердичевский, П.Ю.Пушкарев, Романюк ТВ. 2002. Геоэлектрическая модель Каскадной субдукционной зоны // Физика Земли, N 10, С. 23-53.

9. Гзовский М.В. 1975. Основы тектонофизики. Москва. Наука. 536 С.

10. Глазнев В.Н. 1987. Об одном подходе к построению согласованной модели земной коры // В кн.: Изучение литосферы геофизическими методами) электромагнитные методы, геотермия, комплексная интерпретация). Киев. Наукова Думка. С.228-235.

11. Голиздра Г.Я. 1975. О комплексной интерпретации гравитационного и сейсмического полей // ДАН УССР. Сер. Б. N 12. С .1065-1068.

12. Голиздра Г.Я. 1978. О комплексировании гравитационного и сейсмического метода при изучении земной коры // Физика Земли. N 6. С .82-87.

13. Голиздра Г.Я. 1980. О формулировке задач комплексной интерпретации гравитационного поля и сейсмических наблюдений // Физика Земли. N 8. С.95-99.

14. Голиздра Г.Я. 1988. Комплексная интерпретация геофизических полей при изучении глубинного строения земной коры // М. Недра. 212 С .

15. Гутерман В.Г. 1987. Механизмы тектогенеза. Киев. Наукова Думка. 172 С.

16. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., 1994. Глубинная геодинамика. РАН, Сиб. Отд-ние, Объед. Ин-т геологии, геофизики и минералогии. Новосибирск: НИЦ ОИГГМ СО РАН, 1994. 299 С.

17. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И. 1993. Палеогеодинамика. Москва. Наука. 194 С.

18. Каракин A.B., Лобковский Л.И., Николаевский В.Н. 1982. Образование серпентенитового слоя океанической коры и некоторые геолого-геофизические явления // ДАН СССР. Т.265. С. 572-576.

19. Кобрунов А.И. 1980. К теории комплексной интерпретации // Геофизический журнал, т.2. N 2. С.31-39.

20. Кобрунов А.И. 1982. Об одной постановке оптимизации, возникающей при интерпретации комплекса геофизических данных // Геофизический журнал, т.4. N 3. С.50-56.

21. Кобрунов А.И., Петровский А.П. 1992. Обратные задачи комплексной интерпретации геофизических данных // В кн.: Литосфера Центральной и Восточной Европы. Киев. Наукова Думка. С.45-57.

22. Косыгин В.Ю. 1989. Плотностная модель тектоносферы вдоль геотраверса о.Хонсю Тихий океан // Тихоокеанская геология. N1. С.24-30.

23. Косыгин В.Ю., Лютая Л.М. 1989. Плотностная модель тектоносферы Алеутской системы окраинное море дуга - желоб - океан // Тихоокеанская геология. N2. С.22-29.

24. Косыгин В.Ю., Сеначин В.Н. 1989. Плотностная модель тектоносферы Идзу-Марианской системы окраинное море дуга - желоб - океан // Тихоокеанская геология. N5. С. 12-22.

25. Крылов С.В. 1993. Развитие петрофизических основ глубинного сейсмического зондирования на Р- и S-волнах // В кн.: Геофизические исследования литосферы. Киев. Наукова Думка. С. 105-115.

26. Лобковский Л.И. 1988. Геодинамика зон спрединга, субдукции и двухъярусная тектоника плит.27,2829,30,31,32,33,34,35,36,37.38,39.40,41.