Все о геологии :: на главную страницу! Геовикипедия 
wiki.web.ru 
Поиск  
  Rambler's Top100 Service
 Главная страница  Конференции: Календарь / Материалы  Каталог ссылок    Словарь       Форумы        В помощь студенту     Последние поступления
   Геология >> Общая и региональная геология | Диссертации
 Обсудить в форуме  Добавить новое сообщение

Строение тектоносферы Зондской зоны субдукции на основе геофизических данных

Антипов Артем Александрович
Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук
содержание

Глава 4. Двухмерное моделирование строения тектоносферы Зондской зоны субдукции

Основные использованные данные

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

В качестве априорных данных была привлечена разнородная геолого-геофизическая информация (рис. 3).

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

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

  • Использование результатов моделирования слэбов, полученных в Австралийском университете по данным сейсмотомографии [Gudmundsson & Sambridge, 1998], выражалось в прослеживании поведения трёхмерного погруженного блока океанической литосферы вдоль профиля. Упомянутые данные позволили протрассировать слэб на глубину с детальностью 50 км, а также, что существенно для плотностного моделирования, задать угол наклона погруженной части океанской литосферы.

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

  • В качестве поверхностей первого приближения были выбраны горизонты, полученные из модели строения земной коры Crust 2.0 [Bassin, Laske, and Masters, 2000; Mooney, Laske and Masters, 1998]. На каждый профиль были вынесены 5 линий, в рамках модели Crust 2.0 соответствующие положению подошвы рыхлых и уплотнённых осадков, а также верхней, средней и нижней части земной коры. Исходная база данных представлена в виде грида с частотой 2ox2o.

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

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

    Базовые положения

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

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

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

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

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

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

    Для погруженной литосферы принимается двухслойное строение, в соответствии с которым плотность <верхнего> слоя, наследующего природу океанской коры, постепенно увеличивается с глубиной за счёт дегидратации, метаморфизма и изменения физико-химических свойств слагающих пород, а плотность <нижнего>, более мощного слоя, закономерно уменьшается, на основании взаимодействия с прилегающей астеносферой. Для <верхнего> слоя средняя плотность принимается равной 2,95 г/см3 до глубинного уровня 20 - 25 км, 3,13 г/см3 в интервале глубин 25 - 100 км, 3,23 г/см3 до глубины 160 км. <Нижний> слой, составляющий основную часть погруженной литосферы, от глубинной границы кровли астеносферы в океане до основания разреза (320 км) имеет среднюю плотность 3,295 - 3,3 г/см3. Ниже уровня 150 - 170 км выделение в слэбе <верхнего> и <нижнего> слоёв не приводит к существенному изменению расчётного поля, поэтому для всей погруженной литосферы в основании модели (глубины 170 - 320 км) принимается средняя плотность 3,295 г/см3. Мощность <верхнего> слоя погруженной литосферы варьирует в пределах 25-40 км, <нижнего> 60 - 80 км.

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

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

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

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

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

    Принципы анализа строения ЗЗС по профилям

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

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

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

    Основные отличия сегментов

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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


    << пред. след. >>

  • Полные данные о работе И.С. Фомин/Геологический факультет МГУ
     См. также
    Научные статьиМеханизм формирования структуры системы Земли. О роли стационарных энергетических центров в сохранении динамического равновесия системы Земли.:
    Научные статьиМеханизм формирования структуры системы Земли. О роли стационарных энергетических центров в сохранении динамического равновесия системы Земли.: Механизм формирования глобального геологического пространства системы Земли.

    Проект осуществляется при поддержке:
    Геологического факультета МГУ,
    РФФИ
       
    TopList Rambler's Top100