ГЕОТЕКТОНИКА, 2012, № 3, с. 3-17
УДК 551.24
РОЛЬ АСТЕНОСФЕРЫ В ПЕРЕМЕЩЕНИИ И ДЕФОРМАЦИИ ЛИТОСФЕРЫ: ЭФИОПСКО-АФАРСКИЙ СУПЕРПЛЮМ И АЛЬПИЙСКО-ГИМАЛАЙСКИЙ ПОЯС
© 2012 г. С. Ю. Соколов, В. Г. Трифонов
Геологический институт РАН, 119017, Москва, Пыжевский пер., д. 7 Поступила в редакцию 27.09.2011 г.
Представлены сейсмотомографические данные, показывающие мантийную структуру региона Эфиопско-Афарского суперплюма и разных сегментов Альпийско-Гималайского орогенического пояса и их соотношения с соседними мегаструктурами Земли. Анализ сейсмотомографических данных и их сопоставление с геологическими данными по указанным регионам приводят к выводу о решающей роли латеральных потоков вещества верхней мантии в развитии Тетиса и его последовавшем в кайнозое закрытии с преобразованием в орогенический пояс. Латеральный поток "горячего" верхнемантийного (астеносферного) вещества от меридионально вытянутого (в современных координатах) стационарного суперплюма длительное время обеспечивал причленение к Евразии отторгнутых суперплюмом фрагментов Гондваны и развитие на северо-восточном фланге Тетиса суб-дукционных процессов. Их характерная верхнемантийная структура в виде "холодных" слэбов, переходящих в низах верхней мантии в субгоризонтальные линзы с повышенными скоростями сейсмических волн, сейчас сохранилась в Индонезийском сегменте орогенического пояса. В его более северо-западных сегментах с закрытием Тетиса и началом коллизии "горячий" астеносферный поток проник до северных окраин пояса, переработав элементы прежней структуры верхней мантии и обогатившись содержавшимися в них водными флюидами. Воздействие этой активной астеносферы на литосферу обусловили интенсивные позднекайнозойские деформации, магматизм и в конечном счете горообразование пояса.
ВВЕДЕНИЕ
Согласно классической плэйт-тектонической теории, литосферные плиты, охватывающие земную кору и самые верхи мантии до глубин 50—200 км, движутся от зон спрединга к зонам субдукции и коллизии вдоль траекторий, маркируемых трансформными разломами. Механизмы этого движения дискуссионны. В качестве одного из них предлагается "расталкивание" плит магматическим материалом, внедряющимся в зонах спре-динга. Однако отношение габаритов вертикального потока горячего вещества под срединно-океани-ческими хребтами и "расталкиваемых" ими плит в среднем составляет, по данным сейсмотомографии, ~1/40, что делает такой механизм маловероятным без дополнительных факторов воздействия [32]. Сходные причины заставляют исключить из числа существенных механизмов латерального движения плит "всасывающее" воздействие субдуцируемых слэбов, хотя несомненна важная роль затягивающего эффекта (растяжения) в погружении слэбов, как из-за их большей плотности по сравнению с более горячей окружающей мантией, так и благодаря "утяжелению" при минеральных преобразованиях [33].
Поэтому возникла гипотеза, что плиты движутся потоками подстилающего их вещества
верхней мантии и, прежде всего, астеносферы. Гипотезы о самостоятельном движении плит под действием инерционных и ротационных механизмов по вязкому астеносферному слою в данной работе не рассматриваются. Некоторые ученые считают астеносферу только продуктом фазовых преобразований, связанных с изменением температуры (Т) и давления (Р) с глубиной. Согласно этой точке зрения, астеносфера появляется в разрезах верхней мантии на глубине ~100 км под всеми континентами и не имеет тектонически предопределенной специфики [59]. Но большинство исследователей, не отрицая Р—Т предопределенности астеносферы, отмечают ее гетерогенность и разновысотность верхней границы, коррелируемые с ее расположением под разными крупными структурами континентальной литосферы [16, 42, 54]. По мнению Ф.А. Летникова [16], связь литосферных плит с астеносферой доказывается обратными отношениями мощностей гранитогнейсового слоя и истощенной литосфер-ной мантии с глубиной залегания и мощностью астеносферы. Эта точка зрения допускает не только совместное движение астеносферы и литосферы, но и геодинамическое воздействие первой на вторую. Астеносферные течения рассматриваются как элементы общемантийной конвекции [23, 34, 38] или конвективных ячей на уровне
верхней мантии [22], или как результат интерференции этих двух уровней конвекции [5, 11].
Проверкой идеи мантийной конвекции, как источника движений литосферных плит, явились данные сейсмической томографии. Установлено, что в зонах субдукции западной окраины Тихого океана некоторые высокодобротные субдуцируе-мые слэбы прослеживаются как сейсмофокаль-ные зоны до глубин 650 км [39], а как относительно высокоскоростные объемы пород — до 900— 1000 км, ниже верхней мантии [47]. Казалось бы, это указывает на общемантийную конвекцию. Однако более детальные сейсмотомографические исследования, выполненные в районах Алеутской, Курило-Камчатской и Японской островных дуг [7, 49], показали, что только в 5 построенных поперечных разрезах из 22 слэб продолжается глубже 670 км. В остальных сечениях слэб переходит в линзовидный слой, охватывающий глубины примерно от 410 до 670 км. В тех случаях, когла слэб уходит глубже, этот линзовидный слой присутствует в разрезе и выражен резче в скоростях продольных волн Ур, чем глубинное продолжение слэба. Д. Жао и его соавторы [7] назвали этот слой крупным мантийным клином (КМК). Над ним, как правило, выделяется линзовидно изменяющий мощность слой пониженных Ур.
Вместе с тем, уже ранние работы по сейсмической томографии показали, что объемы пониженных скоростей сейсмических волн под зонами спрединга, которые можно было бы интерпретировать как восходящие мантийные потоки, не продолжаются глубоко в мантию, а потоки, восходящие из нижней мантии, находятся в других местах [1]. Первоначально были выделены два таких глубинных суперплюма — Центрально-Тихоокеанский и Эфиопско-Афарский. Позднее были обнаружены подобные, хотя и более слабые, восходящие потоки под Исландией, островами Зеленого Мыса, Канарскими островами и некоторыми другими вулканическими областями. Когда эти потоки подходят под срединно-океанический хребет, продукты вулканизма, связанного с хребтом, представляют собой смесь проявлений типичных МОЯВ и глубинных обогащенных разновидностей базальтов. К тому же некоторые из таких потоков не поднимаются выше астеносферы (Центрально-Тихоокеанский) или отделяются от нее более высокоскоростными объемами на уровне ~670 км (о-ва Зеленого Мыса). Кроме су-перплюмов, восходящих из нижней мантии и прослеживаемых почти от границы ядро/мантия, выделяются более многочисленные плюмы (проявления апвеллинга), поднимающиеся из переходного слоя 410—670 км (плюм под Байкальской рифтовой системой [7]) или чаще с более высоких уровней мантии [11].
Аномалии скоростей сейсмических волн (отклонения от среднестатистических значений, характерных для этих глубин), по которым выделяются "горячие" (восходящие) и "холодные" (нисходящие) потоки мантийного вещества, лишь в астеносфере и отдельных участках субдуцирую-щих слэбов достигают нескольких процентов. В других частях мантии они меньше, и значимыми считаются отклонения на 0.25% для Ур и 0.5% для поперечных волн У8, т.е. 0.02—0.06 км/с. Вместе с тем, Ур в мантии возрастают с глубиной от ~8 до ~13 км/с, а У. — от 4.3 до ~7 км/с. На определенных рубежах скорости изменяются на доли км/с. Такие скачки связывают с изменением плотности горных пород, которое не может быть достигнуто только уплотнением или разуплотнением пород под нагрузкой вышележащих слоев, но предполагает изменение кристаллохимии минералов.
Эти преобразования, подтвержденные лабораторными исследованиями поведения минералов при сверхвысоких давлениях и температурах, характерных для разных уровней мантии, описаны в ряде публикаций и обобщены в недавней работе Ю.М. Пущаровского и Д.Ю. Пущаровского [28], что избавляет от необходимости их детального рассмотрения. Заметим лишь, что уже на глубинах 50—100 км пироксены метабазитов и ультраосновных пород начинают переходить в более плотные гранаты. Ниже в верхней мантии фиксируются еще несколько сейсмических разделов, из которых два наиболее четких и повсеместных находятся на глубинах ~410 и ~670 км. С верхним из этих разделов связан переход оливина с ромбической сингонией в его разновидности со шпинеле-вой структурой (вадслеит, трансформирующийся на глубине ~520 км в рингвудит), что увеличивает плотность минерала на величину до 8%. Примерно на той же глубине клинопироксен трансформируется в вадслеит и стишовит. В интервале глубин от 410 до 500 км пироксены приобретают более компактную структуру типа ильменита. Итак, на глубинах 410—670 км доминируют гранат, шпинель и силикаты с ильменитовой структурой. Глубже они замещаются более плотными перовскитопо-добными фазами, на долю которых приходится
~80% объема средней и нижней мантии [28].
Изложенные данные показывают, что скачки на сейсмических разделах и отчасти общее нарастание скоростей сейсмических волн с глубиной обусловлены изменениями кристаллохимиче-ской структуры вещества мантии при том, что ее химический состав может быть достаточно однородным. Изменение скоростей, вероятно, отражает изменение плотности мантии с глубиной. Тот факт, что нисходящие и восходящие потоки
1 Понятие "средняя мантия" (глубины ~900—1700 км) было введено Ю.М. Пущаровским [27].
мантийного вещества прослеживаются через указанные сейсмические разделы, означает, что вещество потоков претерпевает те же кристаллохи-мические изменения, что и окружающая мантия, сохраняя температурные отличия от нее. Из-за этих отличий переход в шпинелевую фазу оливина (как и пироксена с обособлением стишовита) может происходить в холодном слэбе при более низких давлениях, соответствующих глубинам 300—380 км. В горячих суперплюмах глубины переходов, вероятно, возрастают. Следует также иметь в виду, что фазовые переходы минералов бывают экзотермическими (например, трансформации оливина в шпинель и пироксенов в фазы со структурой ильменита) и эндотермическими (например, переход к перовскитовым структурам) [33], что вносит дополнительные изменения в сейсмотомографическую
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.