pdf-8

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 рингвудитперовскит+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.