Содержание к диссертации
Введение
1. Геолого-геофизическая характеристика района исследований 10
1.1. Общие сведения 10
1.2. Геологическая характеристика основных морфоструктур района исследований 13
1.2.1. Западно-Филиппинская котловина 13
1.2.1.1. Подводный хребет Гагуа 14
1.2.2.1. Котловина Гагуа 14
1.2.2. Островодужная система Рюкю 15
1.2.2.1. Желоб Рюкю... ,. 15
1.2.2.2. Островодужная гряда (хребет) Рюкю 19
1.2.2.3. Трог Окинава 20
1.2.3. Остров Тайвань 23
1.2.4. Островодужная система Лусон 25
1.2.5. Южно-Китайское море 26
1.3. Геофизическая характеристика основных морфоструктур района исследований 27
1.3.1. Гравитационные аномалии в свободном воздухе 28
1.3.2. Аномалии геоида 32
1.3.3. Аномалии магнитного поля 34
1.3.4. Тепловой поток 37
1.3.5. Электропроводность 39
1.3.6. Сейсмичность 41
1.3.7. Современные движения 49
1.4. Нефтегазоносность района исследований 51
2. Гравитационное моделирование 56
2.1. Состояние проблемы моделирования 56
2.2. Построение модели первого приближения, использованные методики моделирования 59
2.3. Структурно-плотностная модель Субмеридионального профиля (АВ) 66
2.4. Структурно-плотностная модель Меридионального профиля (А1В1) 80
2.5. Структурно-плотностная модель Субширотного профиля (А2В2) 96
2.6. Выводы ПО
3. Геодинамическое моделирование 113
3.1. Современные методы расчетов напряжений в литосфере 113
3.2. Методика расчетов смещений и деформаций 116
3.3. Оценка влияния вариаций плотности в разрезе на магнитуды компонент тензора напряжений 117
3.4. Геодинамическая модель Субмеридионального профиля (АВ) 120
3.5. Геодинамическая модель Меридионального профиля (А1В) 123
3.6 Геодинамическая модель Субширотного профиля (А2В2) 126
Заключение 130
- Геологическая характеристика основных морфоструктур района исследований
- Геофизическая характеристика основных морфоструктур района исследований
- Структурно-плотностная модель Субмеридионального профиля (АВ)
- Оценка влияния вариаций плотности в разрезе на магнитуды компонент тензора напряжений
Введение к работе
Актуальность темы.
Окраинные моря и островные дуги составляют главные элементы переходной зоны от Тихого океана к континентальному обрамлению и характеризуются особым геодинамическим режимом - режимом активных окраин. Изучение причин, механизмов и разнообразия типов активного взаимодействия двух разнородных тектоносфер -океанической и континентальной - имеет длительную историю, однако до сих пор остается одной из ключевых проблем в геолого-геофизических и геодинамических исследованиях, поскольку открывает путь к решению проблемы происхождения и развития окраинных морей. Среди последних Филиппинское море занимает особое место: это наиболее крупный краевой бассейн, окруженный со всех сторон активными островными дугами и глубоководными желобами. На востоке его ограничивают островодужные системы Идзу-Бонинская и Марианская, на севере - островная дуга Рюкю, а на северо-западе он примыкает к области древней литосферы Азиатского континента.
Островодужная система Рюкю, район островов Тайвань и Лусон рассматриваются в качестве зоны конвергентного взаимодействия литосферной плиты Филиппинского моря с континентальной окраиной Азии. В этой зоне сконцентрированы тектонические и магматогенные процессы, носящие порой катастрофический характер. В силу этого указанный район является одним из важнейших и привлекательных объектов для изучения процессов конвергентного сочленения океанической и континентальной тектоносфер. Его исследованию посвящено большое количество работ, однако, несмотря на достаточно хорошую изученность, многие аспекты его глубинного строения и природы геодинамических событий еще во многом не ясны.
Анализ геолого-геофизических работ, выполнявшихся здесь ранее, показал, что в указанном комплексе недостаточно использованы возможности гравиметрии. Как известно, гравитационное моделирование, выявление плотностных неоднородностей и на этой основе - расчет современного напряженно-деформированного состояния литосферы может внести заметный вклад в познание рассматриваемого района. Результаты таких исследований могут иметь не только фундаментальное, но и прикладное значение, поскольку в рассматриваемой зоне и непосредственной близости от нее располагаются известные нефтегазоносные районы, имеющие существенное значение для экономики ближайших стран Азии. Вышеизложенное определяет актуальность предпринятых исследований.
Настоящая работа посвящена структурно-плотностному моделированию и изучению напряженно-деформированного состояния коры и литосферы в зоне конвергенции плиты Филиппинского моря с окраиной Азиатского континента в районе острова Тайвань. В морфоструктурном плане этот район включает западную часть Западно-Филиппинской котловины, юго-западную оконечность островодужной системы Рюкю и северную оконечность Лусон-Тайваньской островной дуги (рис. 1,2).
По современным представлениям Филиппинская плита в зоне островной дуги Рюкю претерпевает субдукцию, а в районе о-ва Тайвань происходит ее коллизия с материковой литосферой. Кроме этого, на юго-западе рассматриваемого района происходит также коллизия с материком островной дуги Лусон. В целом, по характеру протекающих здесь процессов данный район является одним из активнейших и сложных тектонических узлов планеты.
Выполненная работа базировалась на следующих теоретических и методологических предпосылках. Зона сочленения Филиппинской плиты с окраиной континента, независимо от какой-либо концептуальной позиции, объективно является устойчивой системой конвергентного сочленения океанской и континентальной литосферы. Формирование и эволюция данной системы должна приводить к ее существенной плотностной неоднородности. Гравитационные силы, которые возникают при неоднородном распределении масс, помимо других геотектонических факторов, могут создавать значительный вклад в напряженное состояние среды и, как следствие, существенно влиять на формирование геолого-структурной обстановки. В условиях активных геодинамических процессов возможно нарушение изостатического равновесия и усиление гравитационной неустойчивости в тектоносфере. В результате этого должны возникать дополнительные источники напряжений и их соответствующая реализация. С этой позиции исследования должны разделяться на два этапа, на первом из них необходимо выполнить структурно-плотностное моделирование на базе инструментальных гравиметрических данных и другой геолого-геофизической информации, а затем - рассчитать напряженно-деформированное состояние геологической среды. В последнем случае решается прямая задача математической физики с объемными силами, вызванными плотностными неоднородностями.
Цель исследований. Изучение глубинной структуры коры и подкоровой литосферы, выявление особенностей и закономерностей плотностной дифференциации указанной среды, оценка вклада в современное геодинамическое состояние района выделенных плотностных неоднородностей литосферы.
Задачи исследований. Для реализации поставленной цели сформулированы следующие задачи:
Построение структурно-плотностных моделей земной коры и подкоровой литосферы, на основе гравитационного моделирования, по профилям, пересекающим зону сочленения Филиппинской плиты с окраиной континента в области островодужных систем Рюкю и Лусон; исследование особенностей структурно-плотностной дифференциации изучаемой зоны.
Расчет полей напряжений и оценка вклада в современное геодинамическое состояние района плотностных неоднородностеи, выделенных по результатам структурно-плотностного моделирования.
Выявление основных закономерностей распределения структурно-плотностных неоднородностеи и напряжений в литосфере изучаемой зоны, интерпретация полученных результатов.
Защищаемые положения:
1. Установлена структурно-плотностная дифференциация литосферы в
притайваньской зоне сочленения плиты Филиппинского моря с окраиной Азиатского
континента. По различию средних плотностей и особенностям латерального
распределения плотностных неоднородностеи в коре и мантии выделены три типа
литосферных блоков: океанический, островодужный и окраинно-континентальный.
2. По геодинамическим параметрам также выявлено деление литосферы изучаемой
зоны на океанический, островодужный и окраинно-континетальный блоки. На этой основе
показано, что структурно-плотностные неоднородности литосферы являются одним из
источников геодинамических напряжений, деформаций и перемещения масс в указанной
среде.
Область окраинно-континентального блока, прилегающая к островодужной системе, характеризуется разуплотнением литосферы на всю ее мощность. Существование такой зоны связывается с деструктивным характером процессов, протекающих в тылу островной дуги.
По результатам гравитационного и геодинамического моделирования Рюкю-Тайваньская зона сочленения Филиппинской плиты с окраиной континента, к западу и востоку от подводного хребта Гагуа, имеет различные структурно-плотностные и геодинамические характеристики. Предполагается, что хребет Гагуа является звеном трансструктурного тектоно-магматического линеамента, протягивающегося вдоль 123 в.д., сыгравшего существенную роль в развитии местных геодинамических процессов и формировании структурного плана изучаемого района.
7 Научная новизна полученных результатов состоит в следующем:
1. Впервые построены детальные структурно-плотностные модели литосферы по
серии профилей, пересекающих зону сочленения плиты Филиппинского моря с окраиной
континента в пределах островодужных систем Рюкю и Лусон-Тайвань, которые являются
основой для различных геологических, геодинамических и тектонических построений.
2. Установлена плотностная латеральная дифференциация литосферы. По различию
структурно-плотностных и геодинамических характеристик вьщелены три типа
литосферных блоков: океанический, островодужный и окраинно-континентальный.
3. Область окраинно-континентального блока, прилегающая к островодужной
системе, характеризуется разуплотнением литосферы на всю ее мощность. Это может
свидетельствовать о деструктивном характере протекающих здесь процессов и отсутствии
прямой передачи сдавливающих динамических усилий со стороны океанической плиты
Филиппинского моря.
По результатам гравитационного и геодинамического моделирования Рюкю-Тайваньская зона сочленения Филиппинской плиты с окраиной континента, к западу и востоку от подводного хребта Гагуа, имеет различные структурно-плотностные и геодинамические характеристики. Предполагается, что хребет Гагуа является звеном трансструктурного тектоно-магматического линеамента, протягивающегося вдоль 123 в.д., сыгравшего существенную роль в развитии местных геодинамических процессов и формировании структурного плана изучаемого района.
Выполнены расчеты внутренних напряжений и движений вещества литосферы, обусловленных установленными плотностными неоднородностями. Показано, что объемные силы, создаваемые собственными плотностными неоднородностями литосферы, вносят значимый вклад в ее современное геодинамическое состояние.
Практическая значимость работы. Результаты выполненных исследований могут иметь не только фундаментальное, но и прикладное значение. Реализованная в работе методика структурно-плотностного моделирования в совокупности с оценкой плотностной дифференциации литосферы как одного из источников ее геодинамического состояния может быть использована при изучении глубинного строения рудных и нефтегазовых месторождений, исследовании сейсмоактивных районов и других задач, связанных с прогнозом геодинамических событий и минерально-сырьевой базы различных регионов. Вблизи выделенных по результатам плотностного моделирования сквозных зон пониженной плотности в пределах окраинно-континентального блока располагаются известные месторождения нефти и газа.
Исходные материалы и личный вклад автора. В работе использованы геофизические данные, полученные ТОЙ ДВО РАН в притайваньском районе Филиппинского, Восточно - Китайского и Южно-Китайского морей в экспедициях на НИС «Академик А. Несмеянов» (1989 г.) и «Профессор Гагаринский» (1993-1994 г.г.). Комплекс исследований включил непрерывное сейсмическое профилирование (НСП), гравиметрию и магнитометрию. Автор настоящей работы принимала участие в измерениях, а также в обработке и интерпретации полученных гравиметрических и магнитометрических данных. В работе использованы многочисленные опубликованные данные российских и зарубежных авторов, в частности, результаты сейсмических работ, представленных в работе (Wang К.Т. et al., 2001). Обработка, анализ и интерпретация результатов моделирования выполнены автором самостоятельно. Структурно-плотностное моделирование коры и подкоровой литосферы выполнено с использованием программ, разработанных в лаборатории гравиметрии ТОЙ ДВО РАН (Т.Н. Колпащикова) и лаборатории региональной геологии и геофизики ИТиГ ДВО РАН (к.г.-м.н. В.Я. Подгорный). Расчет напряженно-деформированного состояния коры и верхней мантии выполнен д. г.-м.н. Л.А. Масловым (ВЦ ДВО РАН) в системе MAPLE по программам, разработанным им лично и Д.А. Сырниковым.
Апробация работы и публикации. Результаты выполненной работы докладывались на двух международных конференциях: "New Concepts in Global Tectonics", Otero Junior College, La Junta, Colorado, May 5-11, 2002, США и IUGG-2003 (International Union of Geodesy and Geophysics), Саппоро, Япония; на IV Косыгинских чтениях: "Тектоника, глубинное строение и геодинамика востока Азии", г. Хабаровск, 2003; на конференции "Закономерности строения и эволюции геосфер", г. Хабаровск 2003; на семинарах лаборатории математического моделирования в геологии и геофизике и ученого совета ВЦ ДВО РАН г. Хабаровск, на заседании ученого совета ИТИГ ДВО РАН г. Хабаровск и отдела геологии и геофизики ТОЙ ДВО РАН.
По теме исследований опубликовано 12 работ.
Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из Введения, трех глав и Заключения, содержит 107 страниц текста, 38 рисунков, список литературы из 182 наименований. Работа выполнена в лаборатории гравиметрии ТОЙ ДВО РАН под руководством д.г.-м.н. Кулинича Р.Г. и лаборатории математического моделирования в геологии и геофизике ВЦ ДВО РАН под руководством д.г.-м.н. Маслова Л.А. Автор благодарен сотрудникам лаборатории гравиметрии, магнитометрии и сейсмометрии ТОЙ ДВО РАН: Т.Н. Колпащиковой, СМ. Николаеву, Б.Я. Карпу, М. Валитову, П. Зимину, вместе с которыми прошла школу морской геофизики, и которые оказывали большую
помощь в процессе сбора, обработки и интерпретации геолого-геофизической информации. Положительному завершению работы автор обязана творческим и деловым контактам и просто дружескому отношению большого числа геофизиков, геологов и других специалистов. Большую поддержку оказал чл.-корр. СИ. Смагин. Выражаю искреннюю благодарность к. г.-м. н. В. Я. Подгорному, оказавшему существенную помощь в процессе плотностного моделирования и анализа полученных результатов. Большой вклад в осознание геологических и тектонических проблем исследуемого региона, а также истолкование полученных результатов внес д.г.-м. н. В.Г. Варнавский.
Геологическая характеристика основных морфоструктур района исследований
Как сказано выше, район исследований располагается в пределах Западно-Филиппинской котловины. Ниже приводятся основные характеристики геологического строения этого района. Западно-Филиппинская котловина является наиболее крупным подразделением Филиппинского моря, ограниченным на севере хребтом Оки-Дайто, на западе островодужными системами Рюкю и Филиппинской, на востоке - хребтом Кюсю-Палау, на юге - хребтом Палау (см. рис.1). Котловина характеризуется максимальными для этого моря глубинами, на отдельных участках превышающими 6000 м. В ее пределах выделяется несколько крупных морфоструктур: поднятие Бенхам, плато Урданета, хребты Лапу-Лапу и Гагуа, а также линейная зона Центрального разлома (Шараськин А.Я. 1984). По мнению многих исследователей, большая часть котловины сформировалась в эоцене. Сведений о более древних образованиях немного. На северо-западном окончании Центрального разлома скважиной 293 (ODP) на глубине около 6 км под плиоценовыми турбидитами вскрыты брекчии толеитовых базальтов и габбро, измененные до низких степеней амфиболитовой фации. Возраст этих образований не установлен, но по аналогии с офиолитовым комплексом Замбалес на о-ве Лусон условно принимается ранне-среднеэоценовым. В зоне того же разлома в 3-м рейсе НИС "Академик Виноградов" драгированы породы офиолитовой ассоциации, магнезиальные и магнезиально-железистые пиллоу-базальты, плагиоклазовые базальты (Щека и др., 1986). Позднее здесь же в небольшом количестве были драгированы долерито-базальты (Ханчук и др. 1987). Базальты вскрыты и в основании скв. 447 глубоководного бурения. Эта 183-метровая толща чередующихся базальтовых потоков и пиллоу-лав близка по составу к базальтам срединно-океанических хребтов.
По результатам сейсмических исследований (Watts et al.,1977; Hotta, 1970; Ludwig et al., 1973; Murauchi, 1979, Sclater et al., 1976) кора Западно-Филиппинской котловины относится к океаническому типу, более того, ее мощность (не превышающая 6 км) существенно меньше средней мощности коры северо-западного сектора Тихого океана, которая равна 7.5 км. Несмотря на многочисленные, ранее проведенные работы, многие вопросы возраста и механизма образования котловины и ее отдельных морфоструктур, до сих пор остаются неясными. 1.2.1.1. Подводный хребет Гагу а Хребет Гагуа располагается в западной половине Западно-Филиппинской котловины и представляет собой линейную морфоструктуру, вытянутую вдоль меридиана 123 в.д. примерно от 2030 с.ш. на юге до желоба Рюкю на севере (см рис. 2, 3). Вещественный состав, возраст и происхождение хребта изучены недостаточно. Известно лишь, что драгированные с поверхности хребта породы входят в известково-щелочной ряд (Lewis and Hayes, 1987). К. Бовин ранее высказывал мнение, что хребет Гагуа является останцем ранее существовавшей осевой зоны спрединга. Это заключение было сделано на основании идентификации линейных магнитных аномалий в одноименной небольшой котловине, примыкающей с запада к рассматриваемому хребту (Bowin et al., 1978). Позднее К. Мрозовский с соавторами пришел к заключению, что в небольшом бассейне, каким является котловина Гагуа, трудно выделить линейные магнитные аномалии, связанные со спредингом дна. Они предположили, что хребет Гагуа является тектонически взброшенной пластиной океанической коры подобно тем хребтам, которые ограничивают некоторые крупные зоны разломов (Mrozowsky et al., 1982). Кулинич Р.Г. на основе интерпретации гравиметрических данных сделал вывод о том, что хребет Гагуа является результатом тектонического скучивания океанической коры и ограничивает с востока зону активных коровых деформаций, вызванных коллизией в районе о-ва Тайвань (Кагр et al, 1997). Как видно, последний вывод в целом согласуется с точкой зрения К. Мрозовского, расширяя и уточняя ее. 1.2.1.2. Котловина Гагуа.
Между западным склоном хребта Гагуа и Северо-Лусонским хребтом на востоке располагается небольшая, но достаточно глубокая одноименная котловина (глубины дна достигают 4500 м) (см рис 2,3). По сейсмическим данным она подстилается корой океанического типа (Lewis S.D. & Hayes D.E., 1987). Осадочный слой котловины представлен в основном турбидитами, накопление которых, по мнению Б.Я. Карпа, происходило в течение двух циклов - в позднем плиоцене - раннем плейстоцене и в позднем миоцене (Каїр et al, 1997). Возникновение этой морфоструктуры не вполне ясно, однако, можно предполагать, что она является лишь частью общей Западно-Филиппинской котловины, отгороженной хребтом Гагуа. 1.2.2. Островодужная система Рюкю В эту систему входит собственно островная гряда (архипелаг) Рюкю, желоб Рюкю и формирующийся задуговой бассейн - трог Окинава. Указанная система протягивается от о-ва Кюсю в юго-западном направлении почти до о-ва Тайвань (см. рис. 1). На меридиане 123 в. д. наблюдается излом в простирании островодужной системы. Здесь ее простирание меняется на близширотное и даже запад-северо-западное. При этом, меняются и некоторые морфологические характеристики отдельных элементов этой системы, о чем будет сказано ниже. Западнее указанного меридиана, вплоть до о-ва Тайвань, располагается наиболее активный сейсмотектонический участок зоны сочленения Филиппинской плиты с окраиной континента. Этот район характеризуется самой высокой в пределах островодужного обрамления Филиппинской плиты сейсмичностью и очень сложной разломной тектоникой. Рассмотрим краткую геологическую характеристику каждого из указанных морфоструктурных элементов данной островодужной системы. 1.2.2.1. Желоб Рюкю
Переход от Западно-Филиппинской котловины к островодужной системе фиксируется желобом Рюкю. Таким образом, он является фронтальной зоной сочленения океанской плиты с континентом. Как известно, желоб составляет единую с островной дугой тектонопару, имеет с ней единое простирание, однако ему присущи свои особенности пространственного расположения и строения. Желоб простирается в юго-западном направлении от хребта Кюсю-Палау, где он сочленяется с желобом Нанкай, до о-ва Тайвань, вблизи которого он и вырождается. Общая длина желоба - около 1200 км при средней ширине 60 км. Его средняя глубина составляет 6000 м, максимальная - 7800 м.
По современным представлениям желоб Рюкю, как и другие подобные морфоструктуры, является внешним проявлением субдукции океанской плиты под островную дугу и континент, а субдукция, как процесс, является определяющим фактором геологической эволюции данного района. Выделяемая здесь зона Беньофа, погружается на северо-запад и многими исследователями отождествляется с погружающейся океанической плитой (Katsumata and Sykes, 1969 и др.). Вдоль нее сконцентрирована основная часть гипоцентров землетрясений изучаемого района. Желоб довольно хорошо изучен геофизическими методами благодаря международному сотрудничеству. Здесь были проведены экспедиции геологической службы Японии (1975, 1982 и др.), а также экспедиции в рамках совместного франко -японского проекта "Динамика и эволюция литосферы" (1984, 1986 г.г.) и др. В 1989 г. ТОЙ ДВО РАН выполнил в притайваньском районе профильные геофизические работы на НИС «Академик А. Несмеянов» (Р.Г. Кулинич, И.К. Пущин, 1989). В указанной экспедиции были сделаны гравиметрические наблюдения вдоль двух профилей, один из которых (субмеридиональный) пересек островодужную систему Рюкю в ее юго-западном окончании, а второй (субширотный) был проложен вкрест простирания хр. Гагуа и островной дуги Лусон с выходом в Южно-Китайское море. В период 1993-1994 г.г. этот же институт совместно с Национальным Тайваньским Океанологическим Университетом (г. Килунг) здесь же выполнил площадные геофизические работы на НИС «Профессор Гагаринский» (Б.Я. Карп). В состав указанных работ вошли НСП, гравиметрия и магнитометрия. Строение желоба и особенно его внутреннего (островодужного) склона связано со строением прилегающей островной гряды. Вся система дуга-желоб делится на три сегмента (Konishi, 1965) - северо-восточный, центральный и юго-западный, разделенные каналом Токара и депрессией Мияко (указанные структуры располагаются севернее исследуемой территории). Сегменты существенно различаются составом и строением досреднемиоценового фундамента, количеством вулканов, морфологией преддуговых зон, углом наклона погружающейся Филиппинской плиты, стадиями эволюции задугового трога Окинава.
Геофизическая характеристика основных морфоструктур района исследований
В настоящее время накоплен достаточно большой объем геофизических данных по исследуемому району. В различные годы многими научными экспедициями разных стран здесь выполнялись сейсмические, магнитометрические и гравиметрические работы. Среди них превалируют работы японских, французских, китайских и американских ученых. Определенный объем геофизических исследований выполнен и российскими научными организациями, прежде всего ТОЙ ДВО РАН. Среди выполненных здесь геофизических методов, наибольший объем приходится на различные модификации сейсмических и сейсмологических работ, результаты которых легли в основу современных представлений о структуре, вещественном составе и формировании земной коры и литосферы в целом. Первое и единственное фундаментальное обобщение результатов геофизических исследований на акваториях морей Восточной и Юго-Восточной Азии (в том числе и Филиппинского моря) было сделано в Геофизическом Атласе, выпущенном под редакцией Д. Хейса еще в 1978 г. (D.Hayes, 1978). После этого было вьшолнено большое количество исследований, результаты которых опубликованы, главным образом, в статьях. В целом, информация о результатах геофизических исследований представляет собой мозаику разобщенных сведений.
Результаты гидромагнитных съемок, прежде всего идентификация линейных магнитных аномалий, широко использовались для выявления участков спрединга, формирования молодой океанической коры и определения ее возраста. Результаты гравиметрии использовались далеко не всеми исследователями рассматриваемого района, хотя в последние годы достаточно подробную характеристику этого поля можно получить и использовать для широкого круга задач, имея общедоступные данные спутниковой альтиметрии. Объем измерений теплового потока в целом недостаточен для самостоятельного решения каких-либо задач, в связи с чем результаты этих работ упоминаются в публикациях эпизодически. Ниже приводится краткая геофизическая характеристика основных морфоструктур исследуемого района. 1.3.1. Гравитационные аномалии в свободном воздухе Характеристика указанных аномалий приводится по данным спутниковой альтиметрии (Sandwell 1997.) и результатам экспедиционных исследований лаборатории гравиметрии ТОЙ ДВО РАН на НИС «Профессор Гагаринский» (рис. 5, 6.).
Абиссальная часть Западно-Филиппинской котловины характеризуется преимущественно мозаичным слабоположительным полем аномалий силы тяжести, значения которых колеблются около нуля. На отдельных участках наблюдаются относительные максимумы с амплитудой до 20-40 мГал. В целом, указанный уровень гравитационного поля свидетельствует о достаточно полной изостатической уравновешенности этой части рассматриваемого района. Аномалии гравитационного поля становятся более активными над несколькими линейными морфоструктурами, наложенными на указанную абиссаль Западно-Филиппинской котловины. Первым примером может служить хребет Гагуа. Здесь гравитационные аномалии образуют знакопеременную пару. Ее положительная составляющая в целом отвечает положению хребта и по данным альтиметрии достигает +90 мГал, а по результатам набортной гравиметрии +40 мгал. Примечательно, что пик аномального максимума располагается не над осевой частью этого поднятия, а смещен в сторону его западного склона. Как показало плотностное моделирование коры хребта, указанное явление оказалось внешним отражением глубинных особенностей данной морфоструктуры (Кулинич, 1994; Кагр et al., 1995, 1997). По данным альтиметрии восточный фланг хребта Гагуа окаймляется узкой непрерывной зоной гравитационных минимумов, амплитуда которых достигает -60 мГал. Природа этой зоны пока не ясна. Еще две линейные зоны минимумов фиксируются в пределах исследуемого района. Одна из них, протягивается от меридиана 124 с.ш. на северо-северо-восток в сторону желоба Рюкю. Аномалии в пределах этой зоны не превышают -20 мГал. Вторая, более интенсивная зона отрицательных аномалий протягивается в северо-северо-западном направлении от хребта Гагуа на широте 20,5 с.ш. до юго-восточного побережья о-ва Тайвань. Ее природа также пока неясна, возможно, она отражает северо-западное продолжение Центрального разлома, хорошо изученного за пределами исследуемого района.
Максимальных амплитуд обоего знака гравитационные аномалии достигают в зоне островодужных систем. Так, в пределах системы Рюкю гравитационное поле меняется от + 120 мГал над островной грядой до - 235 мГал над юго-западной оконечностью желоба, вблизи северо-восточной оконечности о-ва Тайвань (см. рис. 5,6.). В целом, зона интенсивных минимумов, приуроченных к желобу Рюкю, протягивается от восточных берегов Японии до о-ва Тайвань, при этом, часто не совпадая с линией максимальных глубин. Как правило, минимальные значения гравитационных аномалий смещены относительно оси глубоководных желобов в пределы островного склона. Это явление характерно для всех островодужных систем и объясняется накоплением мощной толщи рыхлых осадков в аккреционном клине, формирующемся на внешнем островном склоне. В пределах о-ва Тайвань названные аномалии интенсивно возрастают до +180 мГал. Столь резкий подъем гравитационного поля свидетельствует о существенном нарушении изостатического равновесия в этом районе. Примыкающая к островной дуге Рюкю южная часть Восточно-Китайского моря характеризуется повышенным, но спокойным полем аномалий силы тяжести, значения которых не превышают + 40 мГал. На этом фоне севернее широты 25 с.ш. фиксируется линейная зона положительных аномалий северо-восточного простирания, параллельная островной дуге Рюкю. Максимальные значения силы тяжести здесь составляют более 100 мГал. Самый южный максимум этой зоны приурочен к о-ву Сенкаку. В пределах трога Окинава наблюдается некоторое понижение гравитационного поля. Островная дуга Лусон также характеризуется интенсивными знакопеременными гравитационными аномалиями. Над Северо-Лусонским хребтом они достигают +200 мГал, а над Северо-Лусонским трогом понижаются до -120 мГал. Указанная характеристика, как и в случае дуги Рюкю, является свидетельством изостатической неуравновешенности данной островодужной системы. В противоположность этому
Структурно-плотностная модель Субмеридионального профиля (АВ)
Начинаясь в Восточно-Китайском море (2635 с.ш., 12310 в.д.), профиль последовательно пересекает в южном направлении трог Окинава, островную дугу Рюкю, впадину Нанао и хребет Яэяма, расположенные на южном склоне островной дуги, желоб Рюкю и выходит в Западно-Филиппинскую котловину (2110 с.ш., 12340 в.д.). Крайняя северная часть профиля (см. рис. 2), расположенная в пределах Восточно-Китайского моря, проходит над Синцзи-Тайваньским складчатым поясом, который является северным ограничением трога Окинава и граничит с ним по системе разломов Тунгхай. Далее профиль пересекает трог Окинава, в его наиболее выраженной юго-западной части. Вблизи о-ва Тайвань отмечены его максимальные глубины трога (до 2719 м). Мощность осадочного слоя здесь составляет 2 и более километров. В этой части трога сохраняется современный вулканизм (см. рис.2). В пределах пересекаемой профилем части островной дуги Рюкю современный вулканизм отсутствует. В строении южной части хребта Рюкю выделяется докайнозойский метаморфический фундамент, кайнозойские осадочные отложения и магматические, преимущественно интрузивные, породы. Докайнозойский фундамент, сложенный высокоплотными сланцами и юрскими метаморфизованными осадочными породами, обнажается на островах Исигаки и Иримоте (Kizaki,1986; Faure et al., 1988).
Южный склон дуги характеризуется присутствием внутридуговой впадины Нанао, которая гипсометрически находится выше желоба Рюкю и отделяется от него хребтом Яэяма. Последний рассматривается в качестве аккреционной призмы (Wang, 2001). Согласно данным батиметрических и сейсмических исследований, в пределах хребта развита система правосторонних сдвигов и сбросов. Желоб Рюкю, предцуговой хребет Яэяма и бассейн Нанао являются структурными элементами, характеризующими зону субдукции северо-западной части Филиппинской плиты под Азиатскую окраину. Важно отметить, что профиль проходит в той части островодужной системы Рюкю, где ее простирание начинает меняться с юго-западного на широтное. Это происходит в зоне меридиана 123 в.д. Этот меридиан, как упоминалось выше, является своего рода тектонической границей, по разные стороны от которой наблюдаются существенные различия в морфологическом строении островодужной системы и сейсмичности. В пределах профиля выраженная сейсмофокальная зона на границе дуги и Филиппинской плиты отсутствует (см. рис 13, 14,15,16.). Профиль заканчивается в Западно-Филиппинской котловине. Северная часть профиля проходит через известные нефтегазовые бассейны -Восточно-Китайский ВНГБ и Северо-Тайваньский НГБ (см. рис 19.). Гравитационное поле Зона описываемого профиля характеризуется высокой контрастностью гравитационного поля (рис.22). Так, над акваториями Восточно-Китайского моря и Западно-Филиппинской котловины оно спокойное. В первом случае, поле положительное, диапазон его изменения от 0 до +40 мГал, во втором случае - оно преимущественно отрицательное и изменяется от -10 до -15 мГал. Трог Окинава и островодужная система Рюкю, в гравитационном поле выделяются чередованием полосовых аномальных зон с противоположными знаками и разной интенсивности. Трогу соответствует понижение положительного поля до нулевых значений, а над островной дугой развиты положительные аномалии до 40-50 мГал. Междуговая впадина Нанао и желоб Рюкю выражены интенсивными минимумами, разделенными локальным максимумом над хребтом Яэяма (см. рис.5,6.). Амплитуда первого из них достигает -180 мГал, а второго -около -100 мГал.
В целом гравитационное поле рассматриваемого профиля имеет сложное строение и отражает все, пересекаемые им, морфоструктуры (см. рис. 22). Из его особенностей следует отметить смещение минимальных значений силы тяжести от морфологической оси трога Окинава в сторону его северного борта, а максимальный градиент изменения гравитационного поля в пределах островной дуги Рюкю приходится на ее южный склон. Описание результатов моделирования Результаты вычислений показаны: на рис.23 - в виде распределения плотности в крупных подразделениях литосферы, на рис.24 - в виде карты значений плотности по всему сечению литосферы, включая слои земной коры, и диаграмм распределения плотности в этих слоях, и на рис. 25 - в виде разреза с элементами интерпретации. Анализ распределения вычисленной плотности приводится для каждого элемента литосферы и земной коры, а также для среды, подстилающей литосферу. Астеносфера. Вычисленная плотность астеносферы возрастает в направлении с севера на юг на 0,123 г/см3 (от 3,153 г/см3 до 3,276 г/см3) (см. рис. 23). Ее наибольшее изменение происходит под северной и срединной частями трога Окинава. Далее к югу 69 изменение плотности астеносферы выдерживается в диапазоне 0,021 г/см - от 3,276 г/см до 3,257 г/см . Литосфера. Вычисленная средняя плотность литосферы равна 3,145 г/см3, а максимальная амплитуда ее изменений составляет почти 0,5 г/см3 (точнее - 0,494 г/см3) -от 2,929 г/см на северном контуре трога Окинава до 3,423 г/см в Западно-Филиппинской котловине. Можно выделить три уровня средних значений, между которыми плотность изменяется ступенчато на 0,130 г/см3 и 0,215 г/см3. Самой низкой плотностью обладает литосфера Восточно-Китайского моря к северу от трога Окинава. Она здесь хорошо выдержанна и при среднем значении 2,955 г/см изменяется всего лишь в пределах около 0,02 г/см . Средним уровнем плотности 3,085 г/см характеризуется литосфера трога Окинава, за исключением его северного склона, дуги Рюкю, междуговой впадины Нанао и хребта Яэяма. Отклонения от средних значений здесь составляют 0,076-0,078 г/см3. Вообще говоря, определение местоположения ступени между этими уровнями несколько проблематично. Южная граница литосферы с низкой плотностью может быть перенесена к срединной части трога Окинава, где имеет место локальное, близкое к среднему (меньшему) значение плотности, равное 2,972 г/см3. Самой высокой средней плотностью (3,300 г/см3) обладает литосфера Филиппинской плиты с тонкой океанической корой. Эта область начинается от оси желоба Рюкю и распространяется далее к югу. На этом фоне, в стокилометровой зоне южнее желоба Рюкю плотность литосферы меняется скачкообразно в диапазоне от 3,180 г/см до 3,423 г/см . Разность между смежными по латерали неоднородностями достигает (0,050-0,060) г/см3. В южном окончании разреза амплитуда отклонений быстро уменьшается до первых сотых долей г/см3.
Таким образом, в пределах моделируемого профиля литосфера четко разделилась по плотности на три блока, априорно характеризующихся различными типами коры. Самой низкой плотностью (в среднем, 2,955 г/см3) обладает блок литосферы Восточно-Китайского моря с континентальной корой на границе с трогом Окинава. Высокой плотностью (в среднем, 3,300 г/см3) характеризуется литосфера Филиппинской плиты с океанической корой. Литосфера трога Окинава, островной дуги Рюкю, междуговой впадины Нанао и хребта Яэяма имеет промежуточную плотность (около 3,085 г/см3). Из этого можно сделать вывод, что трог Окинава, расположенный на окраине Восточно-Китайского моря, имеет литосферу, по плотности сходную с литосферой системы "дуга-желоб", и имеет единые генетические корни с этой системой. Подкоровая часть литосферы. Плотность подкоровой части литосферы изменяется в узком пределе - от 3,274 г/см3 до 3,382 г/см3. Ее наименьшие значения установлены под северным бортом трога Окинава. В сторону северного окончания
Оценка влияния вариаций плотности в разрезе на магнитуды компонент тензора напряжений
Как известно, обратные задачи теории потенциала, т.е. восстановление плотности среды по измеренным на поверхности значениям силы тяжести, являются неоднозначными. Вид исходного плотностного разреза существенно зависит от априорной информации, которой исследователь владеет, приступая к плотностному моделированию. В связи с этим закономерно встает вопрос: насколько значительно будет изменяться поле напряжений, рассчитанных по той или иной реализации плотностной модели. Строго говоря, требуется определить, пределы изменения поля напряжений при заданных вариациях аномалий плотности в разрезе. Рассмотрим неограниченное пространство R3 ={х1,х2,хі}, в котором на ограниченной области действуют объемные силы в направлении оси х3. Хх, Х2, Хг - 118 точка приложения силы Р; х,, х2, х3 - текущая координата пространства. Объемная сила Р в точке может быть выражена формулой Р = pg, где р - плотность в точке, g - нормальное ускорение силы тяжести. Согласно (Новацкий, 1975), напряжения в среде выражаются формулами: Как видно из приведенных формул, напряжения имеют квадратичную особенность. Эта особенность является интегрируемой, так как размерность пространства равна трем. Поскольку характер поведения всех компонент тензора напряжений в особой точке и на бесконечности одинаков, рассмотрим оценку для касательных напряжений ап. Эта же оценка будет справедливой для всех других компонент. При заданном распределении плотности р = р(ХхХ2Х3) компоненты тензора напряжения выражаются интегралами свертки: dR dR dR дхх дх2 дхг тп{ххх2хъ) = в-м.А.8.\р{х,х2хъ).—.— —- х,ах2ахг. (з.б) Здесь Q- некоторая фиксированная область интегрирования. Обозначим ее объем через V. Если р - максимальное по абсолютной величине значение плотности в рассматриваемом объеме, то \cjn{xxx2x,)\ b-vA-g-\pmm \. . . XxdX2dX (3.7) охх ох2 охъ Применяя теорему о среднем, запишем: дх1 дх2 дхъ aD an Я/?-1 Здесь F - среднее по объему V значение подинтегральной функции cbc, дх2 дхъ Формулу (3.7) можно переписать в виде (712(х,х2дг3) 6//Л.g.p .F-F , (3.8) что дает оценку для максимальных значений напряжений сг,2(х,х2х3) по максимальному значению плотности /0max. Пусть теперь построено новое распределение плотности и Ар - абсолютное значение максимального изменения плотности по объему по сравнению с предыдущим. Тогда формулу (3.8) можно записать в виде: \A Ji2(Xlx2x3)\ 6-M-A-g-\Ap\-F-V (3.9) Отметим, что /л, A,g, \Ap\,F и V - фиксированные числа для рассматриваемой задачи. Теперь мы можем перейти от абсолютных значений напряжений и плотности к относительным. Деля (3.9) на (3.8), получим І Аоь( і 2 з) L \АР\ 7,2(х,х2х3) ІА! Как следует из этой оценки, максимальные относительные изменения напряжений в среде всегда меньше наибольших относительных вариаций плотностей, вызывающих эти напряжения. Рассмотрим блок среды размером 10x10x10 километров. Пусть в этом блоке произошло изменение плотности на 0.01 г/см . По формуле (3.8) можно подсчитать, что максимальное изменение напряжения в среде будет меньше 50000 Па. Известно, что падение напряжений в очаге тектонического землетрясения с магнитудой 5-6 составляет 107-108 Па, что на три или даже четыре порядка больше рассчитанных выше. Поэтому изменения величины напряжения в третьем или даже во втором знаке, связанные с изменениями плотности, вызванными неоднозначностью гравитационного моделирования, не могут внести никакого изменения в содержательную часть интерпретации результатов геодинамических расчетов. Исходя из сделанной оценки, для проведения геодинамических расчетов были взяты модели первого приближения по Субширотному и Субмеридиональному профилям. По Меридиональному профилю были взяты средние значения плотностей, полученные по результатам плотностного моделирования. В соответствии с выполненными расчетами геодинамическая модель профиля представлена векторным полем скоростей смещения гравитирующих масс и изолиниями касательных деформаций в коре и подкоровой мантии (рис. 35) Расчеты для этого профиля проведены с шагом 5 км по горизонтали и 1 км по вертикали. По характеру распределения рассчитанных параметров профиль отчетливо делится на три блока, аналогичных тем, что были выделены в результате структурно-плотностного моделирования: Западно-Филиппинский, Островодужный и Восточно-Китайский. Каждая из выделенных областей обладает характерной для нее мощностью земной коры. Основной геодинамической характеристикой Западно-Филиппинского блока является незначительный подъем коровых масс и опускание всего мантийного субстрата, скорость которого с глубиной увеличивается. Западной границей этого режима является зона соприкосновения океанической плиты с желобом Рюкю. На наш взгляд, указанный процесс связан с релаксацией мантийного выступа под Западно-Филиппинской котловиной и соответствующим латеральным перетеканием вещества мантии. Касательные деформации в этом блоке фиксируются лишь в зоне контакта плиты Филиппинского моря с желобом Рюкю и, по нашему мнению, маркируют восточную границу зоны ее конвергенции с окраиной континента. Геодинамический режим Восточно-Китайского блока прямо противоположен предшествующему. Здесь верхняя часть коры (до глубин 6-7 км), подстилающая Синцзы-Тайваньский складчатый пояс, систему разломов Тунгхай и трог Окинава, находятся в режиме опускания. При этом горизонтальная составляющая векторов скорости смещений направлена в сторону вышеуказанного трога. Максимальная скорость опускания приурочена к этому трогу. В противоположность этому большая часть нижележащей коры и мантия находятся в режиме подъема. Максимальные скорости этого процесса наблюдаются севернее трога Окинава. Интересно отметить, что верхняя граница области восходящих движений (граница может быть проведена условно по точкам с минимальными значениями скорости, и, смены восходящего движения на нисходящее) наклонена в сторону океана. Вдоль нее выделяется две зоны концентрации касательных напряжений (см. рис. 35). Таким образом, по местоположению и простиранию выделенная область имеет некоторое сходство с зоной пониженных значений плотности на границе окраина континента - Островодужный блок выявленной по результатам гоютностного моделирования.
В целом режим подъема коромантийных масс прекращается на границе с островным хребтом Рюкю, уступая место режиму погружения. В пределах выделенного блока участки максимальных касательных деформаций зафиксированы в зоне разломов Тунгхай и Рюкю, ограничивающих трог Окинава соответственно с северо-запада и юго-востока. Интересно отметить некоторые детали геодинамического режима в пределах трога Окинава. Здесь максимальные скорости погружения приурочены к его центральной части, где располагаются наиболее молодые структуры растяжения - грабены. Касательные напряжения сосредоточены вдоль обоих бортов указанного трога и совпадают не только с известными системами разломов, ограничивающих эту морфоструктуру, но и с зонами высоких градиентов мощности коромантийных масс, определяя тем самым области наиболее вероятного разломообразования. Все это, помимо других известных геолого-геофизических данных, свидетельствует о существовании здесь активных деструктивных процессов и продолжающемся формировании трога Окинава. Островодужная система (блок), располагающаяся между вышеописанными блоками, резко отличается от них прежде всего наличием плотной сети касательных напряжений и отсутствием единого режима скоростей и направлений смещения коромантийных масс. Так, островной хребет Рюкю находится в режиме опускания, а хребет Яэяма и внутридуговая впадина Нанао - в режиме подъема. При этом указанный хребет подвергнут более активному процессу указанного направления. Коровые массы желоба Рюкю также находятся в режиме незначительного подъема. Подкоровые массы островодужной системы находятся преимущественно в нейтральном состоянии, без каких-либо существенных смещений. Максимальные концентрации касательных напряжений сосредоточены главным образом во фронтальной зоне островной дуги и приурочены преимущественно к впадине
