Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
6.1.3. Геофизическое выражение зон субдукции
Методы сейсмики, сейсмологии, гравиметрии, магнитометрии, магнитотеллурического зондирования, геотермии, взаимно дополняя друг друга, дают непосредственную информацию о глубинном состоянии вещества и строении зон субдукции, которые удается проследить с их помощью вплоть до нижней мантии.
Многоканальное сейсмопрофилирование позволяет получить структурные профили зон субдукции до глубин в несколько десятков километров при высокой разрешающей способности. На таких профилях бывают различимы главный сместитель зоны субдукции, а также внутреннее строение литосферных плит по обе стороны от этого сместителя.
Рис 6.6. Прослеживание на глубину субдуцирующей океанской литосферы посредством сейсмической томографии. На профиле через центральную часть Идзу-Бонинской зоны субдукции океанская литосфера ложится на поверхность нижней мантии. На профиле через северную часть Курило-Камчатской зоны субдукции океанская литосфера пересекает кровлю нижней мантии и погружается в нее. По Р. Ван-дер-Хилсту и др. (1991).
Штриховками показаны положительные и отрицательные аномалии скоростей продольных волн относительно "нормальных" для соответствующих глубин. Линия на глубине 670 км - поверхность нижней мантии. Точки - сейсмические очаги зон Беньофа, треугольником обозначен глубоководный желоб
Методами сейсмической томографии субдуцирующая литосфера прослеживается глубоко в мантию, поскольку эта литосфера отличается от окружающих пород более высокими упругими свойствами ("сейсмической добротностью") и скоростными характеристиками. На профилях видно, как субдуцирующая плита пересекает главный астеносферный слой. В некоторых зонах, в том числе под Камчаткой, она и дальше следует наклонно, уходя в нижнюю мантию до глубины 1200 км (рис. 6.6). В других зонах, и частности в Идзу-Бонинской, дойдя до поверхности нижней мантии (где вязкость пород на глубине 670км возрастает в 10-12 раз), литосфера изгибается, а затем следует горизонтально над этой поверхностью. В целом методами сейсмической томографии удалось проследить субдуцировавшую часть океанских литосферных плит длиной до 1800 км, считая от глубоководного желоба. Исходя из средних скоростей субдукции, это результат конвергентного взаимодействия в течение последних приблизительно 25 млн. лет.
Исключительно важную информацию дают сейсмологические наблюдения очагов землетрясений, возникающих в верхней части субдукции (на глубине до нескольких сотен километров) и мощные наклонные сейсмофокальные зоны - так называемые зоны Беньофа (см. рис. 1,1).
Конвергентное взаимодействие литосферы в зоне субдукции передает напряжения, которые нарушают изостатическое равновесие, поддерживают изгиб литосферных плит и соответствующий тектонический рельеф. Гравиметрия обнаруживает резкие аномалии силы тяжести, которые вытянуты вдоль зоны субдукции, а при ее пересечении меняются в закономерной последовательности (рис. 6.7). Перед глубоководным желобом в океане обычно прослеживается положительная аномалия до 60 мГл, приуроченная к краевому валу. Полагают, что она обусловлена упругим антиклинальным изгибом океанской литосферы у начала зоны субдукции. Далее следует интенсивная отрицательная аномалия (120-150, реже до 300 мГл), которая протягивается над глубоководным желобом будучи смещена на несколько километров в сторону его островодужного (или континентального) борта. Эта аномалия коррелируется с тектоническим рельефом литосферы, а также во многих случаях с наращиванием мощности осадочного комплекса. По другую сторону глубоководного желоба над висячим крылом зоны субдукции наблюдается высокая положительная аномалия (100-300 мГл). Сопоставление наблюденных значений силы тяжести с расчетными подтверждает, что этот гравитационный максимум может быть обусловлен наклонной субдукцией в астеносферу более плотных пород относительно холодной литосферы. В островодужных системах на продолжении гравитационного профиля обычно следуют небольшие положительные аномалии над бассейном краевого моря.
Рис. 6.7. Пересечение Японской зоны субдукции (40° с. ш.), по С. Уеде (1981):
I - рельеф; II - структура земной коры (скорости продольных волн); III - гравитационные аномалии в свободном воздухе (для моря) и Буге (для суши); IV - тепловой поток; V - сейсмические очаги (V - скорости сейсмических волн, Q - механическая добротность)
Современная субдукция находит выражение и в данных магнитометрии. На картах линейных магнитных аномалий бассейнов марианского типа отчетливо различаются их тектонические границы рифтогенной и субдукционной природы. Если по отношению к первым линейные аномалии океанской коры согласны (параллельны им), то субдукционные границы секущие, они срезают системы аномалий под любым углом в зависимости от конвергентного взаимодействия литосферных плит.
При погружении океанской литосферы в глубоководный желоб интенсивность линейных аномалий нередко снижается в несколько раз, что предположительно объясняют размагничиванием пород в связи с напряжениями изгиба. В других случаях аномалии удается проследить до конвергентной границы и даже дальше. На рис. 6.12 приведена карта магнитного поля одного из отрезков Центральноамериканского желоба (16-17° с. ш.). Линейные аномалии океанской коры, имеющей здесь миоценовый возраст, вытянуты в направлении ЮВ-СЗ, пересекают ось глубоководного желоба, а дальше прослеживаются под висячим крылом зоны субдукции в полосе шириной около 25км. Уходящая на глубину океанская литосфера как бы просвечивает сквозь смятые в складки осадочные комплексы континентальной окраины. Еще дальше, где она погружается под мощную гранитогнейсовую кору, линейные аномалии теряются.
