Содержание к диссертации
Введение
Глава I. Введение 7
1.1. Основная идея работы 7
1.2. Сопоставление современных геодинамических режимов западных окраин Северной и Южной Америк 9
1.3. Основные положения гипотезы 11
1.4. Содержание работы 16
1.5. Структура работы 17
Глава II. Методы исследования 18
ИЛ. Построение комплексной геолого-геофизической модели литосферы 18
II. 1.1. К проблеме постановки задачи построения комплексной тектоно-геолого-
геофизической модели литосферы 18
П. 1.2. Принципиальная схема строения субдукционных зон 19
II. 1.3. Изученность Тихоокеанских окраин Северной и Южной Америк различными
методами 19
II.1.4. Р-Т траектории, петрологический прогноз для субдукционных зон 21
II. 1.5. Процедура построения комплексной геолого-геофизической модели зоны перехода
океан-континент 24
11.2. Плотностное моделирование (постановка задачи на примере профиля "Лос Анжелес")25
11.2.1. Формулировка задачи 25
И.2.2. Варьирование параметров регуляризации 27
анализ получаемых решений и выбор оптимального решения 27
Н.2.3. Специфика плотностных моделей переходной зоны океан-континент 29
П.2.4. Изостатический разбаланс плотностных моделей 31
11.3. Моделирование напряжений (постановка задачи и вспомогательные расчеты на примере профиля «Анды») 32
П.3.1. К постановке задачи моделирования напряжений 32
11.3.2. Постановка задачи моделирования напряжений 34
П.3.3. Задача 1 - «плитовые движения» 36
И.3.4. Задача 2 - «плотностные неоднородности» 37
Н.3.5. Суммирование Задачи 1 и Задачи 2 38
11.4. Реологические параметры модели 39
Глава III. Западная окраина Северной Америки 43
III. 1. Общие сведения по современной структуре и геодинамической эволюции западной окраины
Северной Америки 43
III. 1.1. Современная сегментация зоны сочленения Тихий океан - Северная Америка и
тектонические провинции западной трети Северо-Американского континента 43
III. 1.2. Краткий обзор геодинамической эволюции западной окраины Северной Америки... 48
Ш.2. Геодинамические модели, объясняющие кайнозойскую тектонику западной окраины Северной
Америки 51
Ш.2.1. Северо-Американские Кордильеры 51
Ш.2.2. Пологая субдукция слэба Фараллон в период 70-40 млн. лет назад 51
Ш.2.3. Надвиговый пояс Севиер 56
III .2.4. Ларамийские деформации 57
Ш.2.5. Подъем Плато Колорадо 57
Ш.2.6. Столкновение хребта с окраиной, «окно» в слэбе 62
Ш.2.7. Разрушение слэба плиты Фараллон 68
Ш.2.8. Провинция Бассейнов и Хребтов 68
Ш.З. Современная структура Каскадной субдукционной зоны 76
Ш.4. Компиляция сейсмо-геологических моделей вдоль профилей «Ванкувер» и «Орегон» 78
Ш.4.1. Исходные данные 78
Ш.4.2. Континентальная кора Каскадной субдукционной зоны 84
Ш.4.3. Структуры континентальной коры профиля «Орегон» 86
Ш.4.4. Континентальная кора профиля «Ванкувер» 88
Ш.4.5. Океаническая кора плиты Хуан де Фука 89
Ш.4.6. Аккреционные призмы 90
Ш.4.7. Контактная зона между субдуцируемой океанической и континентальной плитами.. 92
Ш.4.8. Мантийный клин 93
Ш.4.9. Океаническая литосферная мантия и субдуцируемая океаническая плита 96
Ш.4.10. Океаническая астеносфера 98
Ш.4.11. Верхняя континентальная мантия 99
Ш.5. Петрологический прогноз для некоторых глубинных частей модели 99
Ш.5.1. Высокие Каскады, геотерма (1) 102
Ш.5.2. Западные Каскады, Силец и Врангелия, геотерма (2) 103
Ш.5.3. Субдуцируемая океаническая кора, геотерма (3); контактная «А»-зона, геотерма (4)
III.6. Плотностное моделирование 105
Ш.6.1. Предыдущие сейсмо-плотностные модели вдоль профилей «Ванкувер» и «Орегон» 105
Ш.6.1. Гравитационное поле 105
Ш.6.2. Изостатический анализ 105
Ш.6.3. Анализ решений 107
III.6.4. Зависимость плотности от глубины, функция p.=f(z) Ill
Ш.6.5. Выводы из плотностного моделирования 111
Ш.7. Реологические модели по профилям «Ванкувер» и «Орегон» 115
Ш.8. Расчет напряжений 117
III.8.1. Задача 1 — « плитовые движения» — постановка задачи 117
111.8.1. Задача 1 — «плитовые движения» — результаты расчетов 120
Ш.8.3. Задача 2 — «плотностные неоднородности» — п остановка задачи 132
III.8.4. Задача 2 - «плотностные неоднородности» - результаты расчетов 132
Ш.8.3. (Задача 1 + Задача 2) — результаты расчетов 137
111.8.2. Общие выводы по моделированию напряжений в Каскадной субдукционной зоне.. Ш.9. Современная структура трансформной границы переходаТихий океан - Северо-Американский
континент (разлом Сан Андреас) 144
ШЛО. Профиль «Лос Анжелес» 147
III. 10.1. Компиляция комплексной модели 147
Ш.10.2. Абиссальная котловина Тихоокеанской плиты 147
III.10.3. Аккреционный пояс Паттон и преддуговый пояс Николас 149
Ш.10.4. Пояс Каталина 150
Ш.10.5. Осадочные бассейны Лос Анжелес и Сан Габриэль 151
III.10.6. Горы Сан Габриэль. Сланцы Пелона 152
III. 10.7. Зона концентрации отражений сейсмических волн под горами Сан Габриэль и
"слепой" внутрикоровый надвиг 153
Ш.10.8. Провинции Пустыня Мохаве 154
III. 10.9. Разлом Сан Андреас и хрупко-пластичный переход в коре 157
III. 10.10. Прогиб границы Мохо под Провинцией Трансверз 157
III.10.11. Верхняя мантия 158
III. 10.12. Изостатический анализ, плотностные и геодинамические модели
высокоскоростного мантийного тела 159
ПІЛ 1. Плотностное моделирование 161
ПІЛ 1.1. Предыдущие плотностные модели по Южной Калифорнии 161
ПІЛ 1.2. Геодинамическая интерпретация соотношения сейсмическая скорость — плотность в верхней мантии 161
ПІЛ 1.3. Постановка задачи гравитационного моделирования 163
ПІЛ 1.4. Анализ полученных решений 163
ПІЛ 1.5. Выводы по гравитационному моделированию 177
Глава IV. Западная окраина Южной Америки 179
IV. 1. Общие сведения о западной окраине Южной Америки 179
IV.1.1. Андийская субдукционная зона 179
IVЛ .2. Изученность западной окраины Южной Америки геолого-геофизическими методами 179
IV. 1.3. Зона Беньоффа Андийской субдукционной зоны 183
IV.1.4. Геоморфологические провинции Центральных Анд 183
IV.1.5. Тектонические процессы в Центральных Андах 186
IV.2. Профиль «Анды». Комплексная геофизическая модель. 190
IV.2.1. Исходные данные. Сейсмо-геологическая модель 190
IV.2.2. Петрологический прогноз для некоторых глубинных частей модели 203
IV.2.3. Океаническая литосфера, траектория (1); субдуцируемая океаническая кора (слой габбро), траектория (2) 203
IV.2.4. Западные Кордильеры и Плато Альтиплано, геотерма (3) 205
IV.2.5. Южно-Американский кратон, траектория (4) 206
IV.2.6. Современная структура и геодинамика литосферы Андийской субдукционной зоны по профилю «Анды» 207
IV.2.7. Плотностное моделирование по профилю «Анды» 210
IV.2.8. Выводы по плотностному моделированию по профилю «Анды» 216
IV.2.9. Реологические параметры модели и характер движения плит 217
IV.3. Расчет напряжений по профилю «Анды» 217
IV.3.1.063op работ по оценкам деформаций и напряжений в Андийской субдукционной зоне 217
IV.3.2. Задача 1 «плитовые движения» — постановка задачи 220
IV.3.3. Задача 1 «плитовые движения» - результаты модельных расчетов 220
IV.3.4. Задача 2 «плотностные неоднородности» - постановка задачи 225
IV.3.5. Задача 2 «плотностные неоднородности» - результаты модельных расчетов 225
IV.3.6. Суммирование Задачи 1 и Задачи 2 229
IV.4. Реконструкция современных напряжений по фокальным механизмам землетрясений
IV.4.1. Исходные данные и метод реконструкции 234
IV.4.2. Результаты реконструкции 234
Г\Л4.3.Выводы по результатам реконструкции 237
IV.5. Общие выводы по напряженному состоянию Андийской субдукционнои зоны, 21ю.ш.
Глава V. Заключение 240
V.l. Общее сопоставление мезо-кайнозойских геодинамических эволюции Северной и Южной
Америк 240
V.2. Сопоставление Ларамийского и Андийского периодов тектогенеза 244
V.3. К проблеме разрушения слэба плиты Фараллон 248
V.4. Тектоническая интерпретация коры Каскадной субдукционнои зоны 252
V.5. Защищаемые положения 256
V.6. Апробация результатов исследования 258
V.7. Благодарности 259
Литература
- Содержание работы
- Верхняя континентальная мантия
- Геодинамическая интерпретация соотношения сейсмическая скорость — плотность в верхней мантии
- Реологические параметры модели и характер движения плит
Содержание работы
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 (Рис.З-А): 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 поэтому 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) (Рис. 3-Б, В, Г, Д, Е). При движении континента происходит его интенсивная аккреция за счет причленения к его конвергентной окраине островодужных комплексов, океанических островов и 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 спрединга в старом и новом океане (Рис.4а).
5. Высокие скорости конвергенции вызывают сжимающие напряжения в субдукционной 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 (Рис.4б). 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. a) Тихий океан V Северная или Южная Америка v = v2+v, конвергенции Атлантический океан б) Тихий океан Северная или Южная Америка Атлантический океан в) Океанический хребет Северная Америка
Рис.4. Иллюстрация, объясняющая закономерности геодинамической эволюции окраин континентов, отколовшихся от суперконтинента (на примере мезо-каинозойской эволюции Северной и Южной Америк). Внемасштабный рисунок. а) Высокие скорости конвергенции, вулканическая дуга и складчато-надвиговые деформации (преимущественно тонко-слоистые) на активной окраине. б) Активизация континентальной литосферы, вызывающая специфический тектогенез, отличительными особенностями которого являются: (1) скачко образное перемещение локуса деформаций вглубь континента, причем в тылу нового пояса остается стабильный слабо-деформированный блок и (2) быстрый подъем блоков одновременно с их деформированием (преимущественно толсто слоистая тектоника). в) "Слом" слэба, образование быстрорастущей "дырки" в слэбе, смена режима сжатия на режим растяжения на окраине континента Глобальная плитотектоническая реконструкция для позднемелового времени и позднемеловой Тихоокеанский суперплюМ;, реконструированный по положению областей развития верхнемеловых плато базальтов - океанических плато (Larson, 1997). 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 субдукционной 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 (Рис.4в). Эту стадию Северная Америка прошла 42 млн. лет назад.
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.
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. Возможно, что причиной этого запаздывания
Возраст океанического дна восточной части Тихого океана по магнитным аномалиям, положение моделируемых профилей и сегментация зоны сочленения океан-континент. был меловой суперплюм в Южной части Тихого океана, который как бы перетянул на себя восходящие мантийные конвективные потоки и замедлил раскрытие Южной Атлантики по отношению к Северной (Рис.5). 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.
Верхняя континентальная мантия
Каждый регион (или часть модели) характеризуется распределением температуры с глубиной, которое можно изобразить в виде линии - Р-Т траектории на диаграмме давление-температура (Рис.7Б). Если температура быстро нарастает с глубиной, то соответствующая «горячая» Р-Т траектория — пологая, крутые «холодные» Р-Т траектории соответствуют медленному нарастанию температуры с глубиной. Оценки Р-Т траекторий для различных областей получают из решения краевых геотермальных задач. Чаще всего распределение температур контролируется только измеренным тепловым потоком на поверхности и параметрами модели, но иногда в хорошо изученных регионах имеются измерения температур в глубоких скважинах, что позволяет дополнительно оценивать температурный градиент в верхнем (несколько километров) слое. Косвенно предельная глубина изотермы 500С может контролироваться оценками глубин нижних кромок магнитоактивных масс, соответствующих точке Кюри.
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 (которые на Р-Т диаграмме изображаются в виде областей, на Рис.7Б показаны цветной заливкой), кривые «сухого» и «мокрого» плавления, гидротации и дегидротации, хрупко-пластичного перехода и др. для наиболее широко распространенных пород и минералов. Например, по пересечению оцененной Р-Т траектории с границей области устойчивого существования эклогита можно оценить глубину перехода базальт-эклогит в субдуцируемой океанической коре. На Рис. 7Б точка пересечения траектории 2 (3 см/год) и границы между голубосланцевым и эклогитовым метаморфизмом, показанная черным кружком, соответствует приблизительно глубине 75 км.
В области перехода океан-континент выделяются 4 принципиально различающиеся по температурному режиму области: (1) - океаническая абиссальная котловина; (2) — субдуцируемая океаническая плита; (3) — вулканическая дуга; (4) — стабильная континентальная платформа. На Рис. 7Б показаны Р-Т траектории, дающие представления о возможных распределениях температур в этих областях. (1) - океаническая абиссальная котловина. Показаны Р-Т траектории в океанической мантии для океанической литосферы с возрастом 30 и 80 млн. лет. Реперные точки Р-Т траектории для океанической литосферы с возрастом 30 млн. лет: океаническое Мохо (глубина 10 км, температура 400С), подошва упругой части плиты, соответствующая упруго-пластичному переходу для ультраосновных пород, (глубина 45 км, температура 700С), кровля астеносферы, соответствующая «мокрому» плавлению перидотита (глубина 50 км, температура 900С). Реперные точки Р-Т траектории для океанической литосферы с возрастом 80 млн. лет: океаническое Мохо (глубина 10 км, температура 300С), подошва упругой части плиты, соответствующая упруго-пластичному переходу для ультраосновных пород, (глубина 70 км, температура 700С), кровля астеносферы, соответствующая «мокрому» плавлению перидотита (глубина 90 км, температура 900С). (2) — слой габбро в субдуцируемой океанической плите. Показаны Р-Т траектории для быстрой 8 см/год и медленной 3 см/год скоростей субдукции океанической плиты с возрастом 40 млн. лет по (Ponko and Peakock, 1995). Реперные точки для Р-Т траектории медленной субдукции: (глубина 8 км, температура 200С), переход базальт-эклогит (глубина 75 км, температура 500С). При быстрой субдукции переход базальт-эклогит может начаться только на глубине 120 км, а при еще более высоких скоростях 10 см/год, переход базальт-эклогит становится невозможным. (3) - вулканическая дуга. Показана Р-Т траектория, соответствующая подъему кровли астеносферы к подошве коры. Реперная точка: «мокрое» плавление перидотита на границе М (глубина 25 км, температура 900С). (4) - континентальная стабильная платформа. Показаны Р-Т траектории, соответствующие наиболее холодным (щиты и докембрийские платформы, тепловой поток меньше 40 мвт/кв.м) и более теплым (молодые платформы, области докайнозойских тектонических активизаций, тепловой поток 50-60 мвт/кв.м) континентальным стабильным областям. Реперные точки «холодной» континентальной Р-Т траектории: континентальное Мохо (глубина 40 км, температура 400С), подошва упругой части плиты, соответствующая упруго-пластичному переходу ультраосновных пород, (глубина 90 км, температура 700С), кровля астеносферы, соответствующая «сухому» плавлению перидотита (глубина 210 км, температура 1250С). Реперные точки «горячей» континентальной Р-Т траектории: континентальное Мохо (глубина 30 км, температура 600С), подошва упругой части плиты, соответствующая упруго-пластичному переходу ультраосновных пород, (глубина 50 км, температура 700С), кровля астеносферы, соответствующая «сухому» плавлению перидотита (глубина 110 км, температура 1250С). Р-Т траектория (4) для щитов и докембрийских платформ является наиболее «холодной» траекторией в тектонически стабильных областях, то есть таких, под которыми в литосфере нет механического переноса вещества, выноса тепла магмами и/или флюидами и т.п. Только механическое перемещение вещества вниз (субдукция) может обусловить более «холодную» (более крутую на графике) Р-Т траекторию, и, чем выше скорости движения вещества, тем «холоднее» траектория.
Следуя классификации, предложенной (Dimitru, 1991), в зависимости от скоростей субдукции слэба, возраста субдуцируемой литосферы, принятых коэффициентов трения и др. параметров, режимы субдукционных зон разделяются на «горячие» и «холодные». На Рис.7Б «холодным» режимам приблизительно соответствует область левее Р-Т траектории 2 - 8 см/год, «горячим» - правее траектории 2 — 3 см/год. Для «холодных» режимов характерна задержка перехода базальт-эклогит в субдуцируемой океанической коре, а для очень холодных эта реакция становится невозможной, и вместо эклогитов образуются глаукофановые сланцы. В «горячих» субдукционных зонах при медленном субдуцировании молодой океанической литосферы с возрастом менее 5 млн. лет возможно плавление океанической коры. Прогрев и подъем вещества приводят к выполаживанию Р-Т траекторий, поэтому Р-Т траектории всех областей с современной магматической активностью (вулканические дуги, рифты и др.) на Рис.7Б — пологие и попадают в нижний сектор; Р-Т траектории стабильных областей без современной магматической и тектонической активности располагаются в центральном секторе диаграммы.
Геодинамическая интерпретация соотношения сейсмическая скорость — плотность в верхней мантии
Восходящий поток у подошвы литосферы растекается, 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 устойчиво движется на северо-запад-запад относительно Гавайской горячей точки и течение мантии в этом направлении является существенной частью в общем балансе движущих плиту сил. Но также может существовать и меньший по величине отток материала под континент.
Поэтому были рассмотрены разные варианты граничных условий. Так, в условиях с номера 15 до 31 задано движение плиты Хуан де Фука под континент со скоростью 4 см/год, восходящий мантийный поток под континентом и отток под океан. Но, в условии 15 отток материала в сторону океана превосходит отток под континент, в модели 18 восходящий поток под континент больше оттока под океан. В условии 15, 16 и 18 нет никаких движений со стороны Северной Америки. В условиях с 26 по 31 северо-американская литосфера движется на запад, но в условиях 26-29 движение подлитосферной мантии задано под континент, а в условиях 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 (см. объяснения ниже) были рассчитаны модели с океанической плитой, движущейся из-под континента - условия 32 и 33.
Цель расчетов - проверить распределение напряжений в континентальной коре от шельфа до вулканической дуги при различных течениях в мантии.
Профиль «Ванкувер». Результаты расчетов для модели VI11 представлены на Рис.65. Максимальные сдвиговые напряжения (Т) и области повышенного изотропного давления (Р) концентрируются в верхней части океанической плиты и континентальной коре. Рисунок ориентации осей сжатия-растяжения тривиален: ось сжатия на всей континентальной окраине параллельна земной поверхности.
Рассчитанные геодинамические характеристики для профиля "Ванкувер", Задача 1, Модель VI11. а) красным цветом показаны заданные смещения на границах, преувеличение 1000 раз. б) ориентации осей сжатия (красный цвет) и растяжения (зеленый цвет), увеличенный фрагмент показан на в), г) Р - изотропное давление, д) Т -максимальные касательные напряжения.
Рассчитанные геодинамические характеристики для профиля "Орегон", Задача 1, Модель 0130. г) Р - изотропное давление, д) Т - максимальные касательные напряжения. возможным) показало, что наиболее адекватной современным движениям является модель с граничными условиями 30. Результаты расчетов для этой модели (0130) представлены на Рис. 66. В отличие от модели по профилю «Ванкувер», где плита Хуан де Фука движется в одном направлении с подстилающей ее астеносферой, в модели по профилю «Орегон» астеносфера движется в противоположном направлении (из-под континента) по отношению к субдуцируемой плите. Подъем и отток астеносферы в сторону океана создает отрицательное изотропное давление (растяжение) во всей мантии, однако субдуцируемая плита и континентальная кора характеризуются сжатием. Хотя упругие параметры и скорость субдукции плиты Хуан де Фука одинаковые по обоим профилям, величины максимальных касательных напряжений и изотропного давления в верхней части плиты немного выше в модели но профилю «Ванкувер» по сравнению с моделью по профилю «Орегон». Если по профилю «Ванкувер» уровень напряжений в океанической и континентальной плитах примерно одинаковый, то по профилю «Орегон» уровень напряжений в континентальной коре в разы ниже, чем в океанической плите. По профилю «Орегон» распределение напряжений в континентальной коре, в противоположность профилю «Ванкувер», очень неоднородно, верхняя часть коры характеризуется повышенным уровнем, в то время как средняя и нижняя - пониженным уровнем напряжений. Рисунок ориентации осей сжатия-растяжения везде в коре показывает сжатие в горизонтальном направлении, за исключением осадочного бассейна на шельфе, где наблюдается переориентация осей. Возможно, что это эффект, вызываемый сильным преобладанием оттока мантийного вещества из-под континента по сравнению с подтоком, так как в моделях с преобладанием подтока над оттоком этот эффект не возникает (Рис. 69в и 70в). Но, скорее всего это результат неустойчивости расчетов в очень тонких слоях.
Сопоставление расчетов по профилю «Орегон» для граничных условий с номера 11 по номер 31 показало, что независимо от условий движения в глубокой мантии под континентальной окраиной в коре континентальной окраины от береговой линии до вулканической дуги устанавливается режим сжатия.
Однако геологические данные свидетельствуют о движениях на орегонской окраине в недалеком прошлом, подразумевающие режим растяжения (Рис.67). Анализ вулканизма Ранних Западных Каскад также свидетельствует о кратковременном рифтинге на окраине, по крайней мере, в интервале времени 35-20 млн. лет назад. Чтобы понять при каких условиях все же может возникать растяжение на окраине, были расчитаны некоторые вспомогательные модели. Были рассмотрены модели «короткий» слэб (S) и модель "дырка в слэбе" (В) (Рис.68). Однако расчеты показали (Рис.69, 70), что ни укорочение слэба, ни появление "дырки" в слэбе само по себе мгновенно не могут вызвать растяжение на
Поле скоростей для микроплит Орегонской окраины по (Wells and Simpson, 2001). ОС - Орегонский блок; NAM - Североамериканская плита; SN - блок Сьерра Невада; JBF - плита Хуан де Фука; РАС -Тихоокеанская плита; JDF-NAM - вектор движения плиты Хуан де Фука относительно Североамериканской плит; РАС-NAM - вектор движения Тихоокеанской плиты относительно Североамериканской плиты; OC-SN pole -полюс относительного вращения Орегонского блока и блока Сьерра Невада; OC-NA pole - полюс относительного вращения Орегонского блока и Североамериканской плиты.
Реологические параметры модели и характер движения плит
В противоположность бассейнам поясов Паттон и Николас со слабодислоцированным и мощным осадочным чехлом, пояс Каталина - область интенсивного верхнекорового растяжения с тонким слоем молодых осадков. По (ten Brink et al., 2000) в верхней коре пояса Каталина преобладают близвертикальные разломы, часть из которых прослеживаются до глубины 8-Ю км; величина растяжения в поясе оценивается от 100 км (Bohannon and Geist, 1998) до 250 км (Crouch and Suppe, 1993). Породы голубосланцевой фации были выведены к поверхности с глубины 10-15 км в течение и после среднего миоцена.
Все тектонические модели Южной Калифорнии предполагают значительные среднемиоценовые горизонтальные движения и вращения блоков, составляющих голубосланцевый пояс Каталина (Yeats, 1981; Ingersoll and Rumelhart, 1999). Растяжение и выведение к поверхности голубых сланцев сопровождалось магматической активностью, что связывается некоторыми авторами с наличием «окна» в субдуцируемой океанической плите под прибрежными областями Южной Калифорнии (Crouch and Suppe, 1993). Однако вопрос о том, существует ли океаничическая кора или хотя бы ее реликты в области предполагаемого «окна» под прибрежной областью до сих пор не решен окончательно и активно дискутируется в настоящее время. Поскольку в шельфовои зоне имеется только несколько сейсмических станций на островах, сейсмическая томография (Sung and Jackson, 1992; Hauksson and Haase, 1997; Hauksson, 2000) не может разрешить этот вопрос.
Наиболее полные сводки по сейсмической скоростной структуре вдоль профиля LARSE-1 опубликованы в двух статьях (G-модель, Godfrey, et al., submitted 2001 и Т-модель, ten Brink et al., 2000). В обеих моделях низкие значения ( 6 км/сек) сейсмических скоростей дают основание предполагать верхнюю кору, состоящую целиком из голубых сланцев. Плотность их, по лабораторным измерениям образцов, собранных на островах, составляет 2.70 г/см3 (устное сообщение, Langenheim, 2001). Для построения плотностной модели конфигурация разломов в верхней коре и формы осадочных бассейнов взяты из Т-модели, построенной по данным МОВ и ГСЗ. Конфигурация поверхности фундамента и геометрия разломов под побережьем взята из (Wright, 1991).
В нижней коре G-модели показан слой со скоростями 6.6-6.8 км/сек, интерпретируемый как реликт коры субдуцируемой океанической плиты, но в Т-модели получены скорости 6.6 км/сек вплоть до границы М, что интерпретируется как доказательство «окна» в субдуцируемой океанической плите. Для нижней коры (включая определения глубины границы М) использована G-модель, т. к. для её построения были использованы объединенные морские и континентальные годографы с длиной более 200 км.
Это позволило более детально промоделировать именно нижнекоровый слой и границу М. Сейсмические данные в соседних частях региона подтверждают существование высокоскоростного слоя в нижней коре под прибрежной областью (Miller et al., 1992; Li et al., 1993; Brocher et al., 1999). Недавние определения границы M по обменным волнам подтверждают глубину Мохо 22 км под островами Сан Клементе и Николас и 27 км под береговой линией (Zhu and Kanamori, 2000).
Осадочные бассейны Лос Анжелес и Сан Габриэль - нефтеносны, поэтому они хорошо изучены бурением. Результаты бурения опорных скважин (глубина 3-4 км), часть из которых достигают фундамент на флангах бассейнов, являются основой структурной и плотностной информации (Wright, 1991; Brocher et al., 1998). По периферии бассейна Лос Анжелес четвертичные осадки либо отсутствуют, либо их мощность не превышает 200 м, однако в центре бассейна они формируют линзу толщиной до 1 км. Ниже залегают 6-7 км толща плиоцен-позднемиоценовых осадков. Самые нижние 2-3 км, возможно, представлены среднемиоценовыми вулканогенно-осадочными породами (Wright, 1991; Schneider et al., 1996), палеоценовыми и/или даже меловыми образованиями, наблюдаемыми в пределах антиклиналинальных структур, расположенных северо-восточнее (McCulloh et al., 2000).
Плотность осадков в бассейнах Лос Анжелес и Сан Габриэль, оцененная по данным бурения, существенно выше рассчитываемой по известному соотношению между скоростью и плотностью — N&D (Nafe and Drake, 1957). Так, плотность самых верхних ( 200 м) четвертичных отложений по результатам бурения скважин LBPC и LWEB, Long beach (Colin Williams, устное сообщение, 2001) 2.0-2.1 г/см3, в то время как оцененная по N&D зависимости лишь 1.7 г/см3. Плотности всех более глубоких осадков оцениваются 2.3 г/см3 и достигают 2.6 г/см3 в миоценовой формации Репето по данным бурения (Brocher et al., 1998). В наиболее глубоких частях бассейна (8-10 км) плотность может достигать 2.7 г/см3 (метаморфизованные осадки), в то время как по зависимости N&D максимально возможные плотности 2.5 г/см3. Для пород бассейна Вентура, соседнего с бассейном Лос Анжелес, получены даже более высокие плотности осадков: четвертичного возраста 2.3 г/см3, плиоценового —2.45 г/см3, миоценового —2.35 г/см3, эоценового и старше - 2.6 г/см3 (Huftile and Yeats, 1995). Таким образом, гравитационный эффект осадочного бассейна Лос Анжелес, оцененный для плотностей 1.7-2.5 г/см3, пересчитанных из скоростей по зависимости N&D, более 100 мГал (Kohler, 1999), в то время как с более плотным заполнением 2.1-2.6 г/см3 только 70 мГал (McCulloh, 1960).
Оценки глубины дна бассейнов Лос Анжелес ( 10 км, 8-9 км на профиле) и Сан Габриэль (4-5 км) были получены по сейсмическим данным (Magistrate et al., 1996; Lutter et al., 1999). Эти бассейны разделяет горстообразный выступ фундамента, в пределах которого бурением вскрыты гранитоиды и/или метаизверженные породы (Wright, 1991) с плотностями 2.67 г/см3. «Висячая» геометрия северного борта бассейна Лос Анжелес (Рис. 78) надежно определена по данным бурения и высокоточным сейсмическим данным в окрестности моделируемого профиля (Shaw and Shearer, 1999), а в других местах по данным бурения и структурной информации (Schneider et al., 1996; Oskin et al., 2000; McCulloh et al., 2000).
Высокие сейсмические скорости вдоль профиля (Fuis et al., 2001a; Godfrey et ah, 2001) 6.5 км/сек в средней коре и 6.8 км/сек в нижней коре под бассейном Лос Анжелес свидетельствуют о распространении здесь пород преимущественно основного состава. Сейсмическая томография дает даже более высокие скорости: Vp 6.8 км/сек между 20-26 км (Kohler and Davis, 1997), Vp 7.74 км/сек между 26-32 км (Magistrate et al., 1992); Vp 7.0 км/сек, начиная с 18 км и глубже (Hauksson, 2000). Таким образом, нельзя исключать здесь наличие рассеянных интрузий и протрузий пород основного и ультраосновного состава, увеличивающих валовую плотность вплоть до 3.15 г/см3.
Основа плотностной модели складчато-надвигового комплекса гор Сан Габриэль -обобщенная геофизическая модель вдоль профиля LARSE-1, представленная в работе (Fuis et al., 2001а). Эта модель суммирует сейсмические рефракционные (Godfrey et al., 2001), рефлекционные (Ryberg and Fuis, 1998) и томографические (Lutter et al., 1999) данные вместе с лабораторными исследованиями образцов, собранных в полосе профиля LARSE-1 (McCaffree Pellerin and Christenscn, 1998), и другие данные. По (McCaffree Pellerin and Christensen, 1998) верхняя кора гор Сан Габриэль подразделяется на два комплекса, разделенных разломом Винсент, интерпретируемым как реликт позднемезозойского-раннекайнозойского субдукционного меганадвига. Сложнопостроенный верхний комплекс сложен докембрийскими гнейсами, амфиболитами и анортозитами, интрудированными мезозойскими гранитами, и локально - пермо-триассовыми гранодиоритами с валовой плотностью 2.7-2.8 г/см3. Нижний комплекс сложен сланцами Пелона.
Считается, что формирование сланцев, экспонирующихся около разломов Гарлок и Сан Андреас в горах Рэнд, Техачапи, Пелона, Орокопия и других (Рис.77), с общим названием сланцевый комплекс Пелона, связано с позднемезозойско-раннетретичной тектонической эволюцией окраинной конвергентной зоны. По обобщению (Jacobson et al.,
