pdf-8
реклама
Романюк Т.В. (ИФЗ РАН) Возмущения глубинных фазовых границ (410 км, 660 км и др.) в верхней мантии Земли субдуцируемой плитой и их гравитационный эффект В последнее десятилетие был достигнут значительный прогресс как в качественном понимании причин и движущих сил процессов, происходящих в аккреционных и коллизионных поясах, так и в количественном описании этих процессов. В частности, стало понятно, что субдукционные и коллизионные зоны только в самом первом приближении могут быть описаны как стационарные процессы. Геолого-геофизические исследования последних лет, особенно накопление высокоточных датировок (SHRIMP, LA-ICPMS и др. методы) различных магматических/метаморфических комплексов, формирующихся в аккреционных и коллизионных поясах, показали, что геодинамическая история субдукционных и коллизионных зон существенно неоднородна в пространстве и времени. По сути, это во многом закономерная последовательность «катастрофических» по своим проявлениям событий (глубинные причины и движущие силы которых совершенно различны), разделенных периодами с относительно «спокойным» тектоническим режимом. Так, в субдукционных зонах распознаны такие геодинамические события, как формирование «разрыва в слэбе», формирование «окна в слэбе», «слом» и обрушение в мантию фрагментов слэба, «захват» фрагментов континентальной коры океанической плитой, выполаживание сегментов субдуцируемой океанической плиты и др. Для коллизионных зон и некоторых сегментов аккреционных поясов, помимо событий, вызываемых непосредственно изменениями в субдуцируемой плите, выявлены тектоно-магматические эпизоды, связанные с коллапсом коллизионных/аккреционных орогенов, такие как «растекание» коллапсирующего орогена вдоль его оси, формирование метаморфических ядер калифорнийского типа, обрушение фрагментов континентальной литосферы («литосферных корней») в мантию и т.д. Все коллизионные и субдукционные зоны пространственно распадаются на сегменты, характеризующиеся различными структурными параметрами (скорости и углы конвергенции плит, углы субдукции, мощность и структура коры верхней плиты и др.) и режимами (транспрессия, транстессия и т.п.). Для каждого из сегментов характерна своя последовательность разнесенных во времени тектоно-магматических эпизодов. Для многих тектоно-магматических эпизодов в аккреционных и коллизионных складчато-надвиговых поясах показана их хорошая скоррелированность с параметрами конвергентных движений плит. Однако наряду с такими событиями, описаны тектономагматические эпизоды, для объяснения которых необходимо привлекать дополнительные (внешние по отношению к субдукционной зоне), либо глубинные (связанные или не связанные непосредственно с субдукционной зоной), источники возмущения и/или изначальные литосферные неоднородности в конвергентных плитах и т.п.. В частности, причиной (движущей силой/тригерным механизмом и вещественно/энергетическим источником) некоторых тектоно-магматических эпизодов глубоко в тылу конвергентных зон могут быть процессы возмущения слэбом известных глобальных границ (границы 410 км и 660 км) или слабых региональных границ (границы 220 км, 520-540 км и др.) (Anderson, 2006), либо водонасыщенных слоев/областей в верхней мантии Земли (Hirschmann, 2006). При начале новых эпизодов субдукции, при проникновении конца слэба через глобальные и региональные границы в верхней мантии, неизбежно нарушается равновесие среды, которое не может не проявиться в тектономагматической активности. Простые оценки показывают, что для достижения слэбом границы 410 км нужно время 5-20 млн. лет (в зависимости от конвергентных параметров), для достижения границы 660 км - время 15-40 млн. лет, и т.п. При этом будут генерироваться существенные плотностные возмущения, локализованные в узких вытянутых зонах, ориентированных вдоль простирания субдукционной зоны. Любые изменения в геодинамическом режиме слэба являются потенциальными источниками возмущений, отголоски которых в виде крупных землетрясений или тектоно-магматических проявлений на поверхности Земли (? места заложения будущих крупных разломных зон или складчато-надвиговых поясов глубоко в тылу субдукционной зоны) могут быть зафиксированы. При известных параметрах субдукционной/коллизионной зоны (скорость субдукции, скорость отката желоба (ролл-бэк), величины тектонического укорочения коры и др.) возможен прогноз во времени мест и времен проявления тектоно-магматических событий на поверхности Земли, связываемых с взаимодействием конца слэба с различными объектами внутри верхней мантии (это могут быть не только прямые возмущения слэбом границ, но и возмущения резервуаров воды в мантии, и т.п.). Например, реликты комплексов со следами раннеолигоценовых деформаций в современных Восточных Кордильерах располагаются в настоящее время приблизительно над областью воздымания границы 410 км в слэбе, но в раннем олигоцене могли находиться над областью, где верхняя поверхность слэба пересекала границу 410 км (рис. 1). Для оценки деформаций и напряжений, связанных с такого рода возмущениями, необходимо создать модель верхней мантии субдукционной зоны, наделив ее реологическими и плотностными параметрами. Субдуцируемые слэбы представляют собой яркие аномальные «образования» в мантии. Прежде всего, субдуцируемый слэб характеризуется существенно (при быстрой субдукции до 400-500 С°) более низкими температурами и, следовательно, в среднем повышенными плотностями по сравнению с окружающей мантией с «нормальной» геотермой. Но, кроме того, низкие температуры в слэбе меняют форму и структуру фазовых верхнемантийных границ внутри самого слэба. Например, граница 660 км, соответствующая переходу рингвудитперовскит+магнезиовюстит, в деплетированной мантии при «нормальных» температурах является очень резкой, но в субдуцируемой океанической плите она расщепляется на три границы. К настоящему времени уже выполнено множество прогнозов плотностей в верхней мантии и величин ундуляций границ в слэбе, исходя из принимаемых минеральных составов пород верхней мантии/слэба и оценочных температур и давлений (Anderson, 2006; Stixrude, Lithgow-Bertelloni, 2007). Расчеты показывают, что в быстро субдуцируемых слэбах подъем границ «410км» и «520км» относительно их положения в «нормальной» невозмущенной мантии должен достигать 60-70 км. Рис. 1. Концептуальная модель структуры фазовых границ в субдукционной зоне (на примере Андийской субдукционной зоны). Модель литосферы до глубин 200 км по (Романюк, 2009), геометрия фазовых границ в слэбе по (Thomas, Billen, 2009). Одна из простейших прогнозных плотностных моделей переходной зоны верхней мантии в субдукционной зоне представлена на рис. 2. Гравитационый эффект ундуляций всех границ этой модели достигает 100 мГал. Однако, если в области субдукционной зоны фиксируется региональный прогиб одной или нескольких верхнемантийных границ, то его гравитационный эффект будет в значительной степени компенсировать эффект подъема границ в слэбе. Длина волны такого рода аномалий имеет порядок 1000 км и ее очень затруднительно надежно выделить на фоне более коротковолновых и в 3-4 раза более интенсивных аномалий в наблюденном поле, связанных со структурами литосферы и, прежде всего, с океаническим желобом и чрезвычайно сложноустроенной аномально толстой (местами до 70-75 км) корой. Поэтому очевидно, что гравитационное поле может играть лишь роль «интегрального контролирующего фактора» для плотностей переходной зоны, но вряд ли может быть использовано для уточнения формы фазовых границ в слэбе, плотностного скачка на них и т.п., даже в случае таких простых моделей, как на рис. 2. Рис. 2. Оценки гравитационного эффекта и внутреннего изостатического разбаланса для модели вдоль профиля, секущего Андийскую субдукционную зону вкрест ее простирания по 21 град. ю.ш., с геометрией прогнозируемых фазовых границ (серые линии на фоне слэба) в субдуцируемом слэбе в соответствии с интерпретацией, показанной на рис.1. Оценки плотностей по (Shearer, Flanagan, 1999; Stixrude, Lithgow-Bertelloni, 2007). Черными линиями показаны кривые изостатического разбаланса (вес плотностной колонки выше уровня расчета за вычетом среднего значения по этому уровню) на уровнях 400 и 800 км, соответственно. В левом нижнем углу на один график сведены кривые относительного изостатического разбаланса для уровней 400, 500, 600, 700 и 800 км. Оценки изостатического разбаланса для модели, приведенной на рис. 2, на разных глубинных уровнях, показывают, что суммарная амплитуда дисбаланса на уровне 800 км, в который вносят вклад все границы, достигает 4 кбар, а амплитуда дисбаланса на уровне 400 км, в который вносит вклад лишь одна граница 410 км, достигает величины 1,5 кбар. Это совершенно нереально высокие значения, учитывая имеющиеся оценки порядков напряжений, существующих в мантии. И это определенно доказывает, что форма границ и распределение в слэбе плотности должно быть гораздо сложнее. Должны существовать какие-то локальные процессы, продуцирующие локальные плотностные конструкции, частично компенсирующие региональные ундуляции фазовых границ. И в отличие от гравитационного поля изостатический контроль может быть эффективным «ограничивающим» фактором при построении более реальных и детальных плотностных моделей. В «компенсирующих процессах» определенную роль может играть механизм отслоения пластин океанической коры и их аккумулирование в надсубдукционной мантии (Lee, Chen, 2007; Miller, Niu, 2008). В этой связи есть предположения о том, что существенную часть объема верхней мантии под континентами могут составлять механически перемешанные фрагменты пластин океанической коры (изначальный базальтовый состав) и фрагменты в высокой степени деплетированного вещества верхней мантии (гарцбургитовый валовый состав) (Xu et al., 2008). Нет сомнений в том, что важная роль в этих процессах принадлежит флюидному воздействию на надсубдукционную мантию, при этом источником флюида являются водообогащенные части субдуцируемой плиты, либо «возмущенные» слэбом области в мантии, например, нижний слой верхней мантии (или переходная зона, располагающаяся между границами 410 и 660 км), где предполагаются «резервуары водонасыщеных пород» (Bercovici, Karato, 2003). Определенный вклад могут дать «задержки» в фазовых превращениях вещества (Kirby et al., 1996), «скапливание» субдуцируемого материала над границей 410 км (Li et al., 2008; Miller, Niu, 2008) и др. Литература. Anderson D.L. Speculations on the nature and cause of mantle heterogeneity // Tectonophysics. 2006. V.416 Р.7–22. Bercovici D., Karato S. Whole-mantle convection and the transition-zone water filter // Nature. 2003. V.425. P.39–44. Hirschmann M.M. Water, Melting, and the Deep Earth H2O Cycle // Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2006. V.34. Р.629–653. Kirby S.H., Stein S., Okal E.A., Rubie D. Metastable mantle phase transformation and deep earthquakes in subducting oceanic lithosphere // Rev. Geophys. 1996. V.34. P.261–306. Lee C-T., Chen W-P. Possible density segregation of subducted oceanic lithosphere along a weak serpentinite layer and implications for compositional stratification of the Earth's mantle // Earth Planet. Sci. Lett. 2007. V.255. P.357–366. Li J., Chen Q.-F., Vanacore E., Niu F. Topography of the 660-km discontinuity beneath northeast China: Implications for a retrograde motion of the subducting Pacific slab, Geophys. Res. Lett. 2008. V.35. L01302, doi:10.1029/2007GL031658. Miller M.S., Niu F. Bulldozing the core–mantle boundary: Localized seismic scatterers beneath the Caribbean Sea // Phys. Earth and Planet. Int. 2008. V.170. Р.89–94. Shearer P.M., Flanagan M.P. 2Seismic Velocity and Density Jumps Across the 410- and 660Kilometer Discontinuities // Science. 1999. V.285. Р.1545-1548. Stixrude L., Lithgow-Bertelloni C., 2007. Influence of phase transformations on lateral heterogeneity and dynamics in Earth's mantle. Earth Planet. Sci. Lett 263, 45–55. Thomas C., Billen M. Mantle transition zone structure along a profile in the SW Pacific: thermal and compositional variations // Geophys. J. Int. 2009. V. 176. P. 113–125. Xu W., Lithgow-Bertelloni C., Stixrude L., Ritsema J. The effect of bulk composition and temperature on mantle seismic structure // Earth Planet. Sci. Lett. 2008. V. 275. P. 70–79. Романюк Т.В. Позднекайнозойская геодинамическая эволюция центрального сегмента Андийской субдукционной зоны // Геотектоника. 2009. Т.4. Р.63-84.
