Связь теплового потока с зонами реологического разуплотнения в верхней мантии восточной окраины Азии

Тепловой поток является диагностическим средством степени разогрева земной коры и верхней мантии и по его измерениям в скважинах определяется температура среды в различных глубинных диапазонах геологического пространства [4, 24, 28]. Считается, что температура выше 1300 °С достаточна для расплавления пород верхней мантии и по изотерме 1300 °С или 1200 °С проводится поверхность вязкой, текучей или частично расплавленной астеносферы [25 ], хотя иногда у подошвы земной коры зонам частичного плавления соответствует температура порядка 1000 °С [27].

В переходной зоне кора-мантия существует еще один слой пониженной вязкости [1, 2, 10, 15], с увеличением мощности которого тоже коррелируются тепловые аномалии. Этот слой повсеместно диагностируется по распределениям скорости сейсмических волн и удельных электрических сопротивлений [1]. В среднем и нижнем слоях земной коры разогрев приводит к понижению отражающей споcобности сейсмических волн [36]. Еще одним индикатором подкорового вязкого слоя и астеносферы являются минимумы плотностной контрастности (µz-параметра) [15–17, 20]. Существование двух слоев пониженной вязкости в верхней мантии является фундаментальным свойством тектоносферы на восточной окраине Азии [15, 17].

При отсутствии дорогостоящих сейсмических и электромагнитных наблюдений и скважин, в которых вычисляется тепловой поток, единственным и недорогим средством обнаружения и пространственной параметризации вязких сред являются минимумы плотностной контрастности.

В этой статье анализируется связь плотностной контрастности (µz-параметра) с аномалиями теплового потока и температуры с целью более уверенной диагностики зон частичного плавления в верхней мантии. В отсутствие данных о распределении температуры и в случае редкой сети скважин такая связь может быть использована для определения и пространственной параметризации глубинных источников тепловых аномалий. Теоретические основы и методика построения 3D-моделей распределений плотностной контрастности изложены в предшествующих работах автора [16, 20]. Связь теплового потока с аномалиями плотностной контрастности в разных глубинных срезах объемной µz-модели определена с помощью корреляционного анализа. Такая связь исследована в трех рифтогенных и одной плюмовой структуре на Востоке Азии. На территориях Верхояно-Колымской и Южно-Охотской зон растяжения вычисления коэффициента корреляции выполнены непосредственно в точках определения теплового потока, а в Япономорском и Катазиатском регионах – в общих точках регулярной сети.

Верхояно-Колымская зона растяжения-сдвига

Эта структура расположена на границе Ев-разиатской и Североамериканской плит [26] и она также известна под названиями зоны Адыча-Тень-кинского или Тенькинского [29, 30] глубинного разлома шириной порядка 200 км. В меловое время в этой зоне произошло внедрение больших объемов гранитоидных магм, сформировавших Главный (приразломный) Колымский гранитоид-ный пояс [5, 26]. В начальный период геологической истории этой структуры (юра ‒ нижний мел) здесь происходили субдукционные процессы, сопровождавшиеся надвиганием Колымо-Омолон-ского супертеррейна на Северо-Азиатский кратон, затем сжатие сменилось растяжением (Момский рифт), а в неогене произошли сдвиговые деформации [26, 29, 30].

В гравитационных моделях, отражающих реологические свойства геологических сред [16, 20], Верхояно-Колымская зона растяжения-сдвига проявлена минимумом плотностной контрастности в большинстве срезов µz-модели. Простран- ственная корреляция минимумов µz-параметра с тепловым потоком отображена на рис. 1д. Пиковые значения коэффициента корреляции этих параметров установлены на двух глубинных уровнях: 30 и 80 км. Первый уровень совпадает с подошвой земной коры, а второй – с подошвой литосферы. Соответствующие зоны реологического разуплотнения залегают в интервалах глубин 28–45 и 70–90 км. Гравитационные модели (рис. 1а-б, г) показывают, что подкоровый вязкий слой занимает наклонное положение и по нему Колымо-Омолонский супертеррейн, обычно относимый к Североамериканской плите [26], был надвинут на окраину Северо-Азиатского кратона. В результате на восточной границе последнего сформировалась Верхояно-Колымская складча-то-надвиговая система.

По полученным данным (рис. 1), наибольший вклад в тепловые аномалии Верхояно-Колым-ской зоны растяжения-сдвига вносит астеносфера, кровля которой, по магнитотеллурическим данным [2], располагается здесь на глубине 65–80 км.

Южно-Охотский рифт

Южно-Охотский или Южно-Курильский рифт расположен в юго-восточной части Охотского моря (рис. 2). Структура характеризуется высоким тепловым потоком (Q > 80 мВт/м2) и сокращением мощности земной коры до 13 км [23]. На глубинах 20, 70 и 100 км Южно-Охотский рифт отмечается линейным минимумом плотностной контрастности, а на глубине 50 км в его зоне концентрируются локальные минимумы плотностной контрастности, диагностирующие реологическое разуплотнение тектонических масс. Наилучшей корреляцией плотностной контрастности с тепловыми аномалиями характеризуется слой в интервале глубин 21–35 км (Нс = 20 км, рис. 2), соответствующий подкоровому вязкому слою. Температура на глубине 20 км (рис. 2б, в) составляет здесь около 800 °С, что в два раза выше средней на Земле температуры у подошвы земной коры – 400 °С [24]. Коэффициент корреляции теплового потока и плотностной контрастности на этой глубине максимальный (рис. 2г). В разрезе 3D µz-модели (рис. 2в) Южно-Охотский рифт сопровождается минимумом плотностной контрастности (µz-параметра) до глубины 25–28 км, указывающим на раздробление и флюидно-магматическую проработку зоны рифта. Зона реологического разуплотнения ниже глубины 20 км залегает наклонно (рис. 2в) и способствует надвиганию тихоокеанской коры на Охотоморскую плиту.

Рис. 1. Плотностная контрастность (а–б, г), тепловой поток (в) и коэффициент корреляции

Q и µ_z в разных глубинных срезах µ_z (x, y, Hc)-модели(д) Верхояно-Колымского региона 1 – изолинии плотностной контрастности (1 ед. = 10^-2кг / м²/ км) на схемах «а-б, г» и теплового потока (мВт / м ²)на схеме «в» (осреднение по данным [7]); 2 – контур площади корреляционного анализа; 3 – Верхояно-Колымская (Адыча-Тенькинская) зона растяжения-сдвига; 4 – жесткие пластины в земной коре и верхней мантии. Обозначения структур над разрезом: САК – Северо-Азиатский кратон, КОТ – Колымо-Омолонский супертеррейн. Нс – глубина среза µ_z (x, y, Hc)-модели

Fig. 1. Density contrast (а–б, г), heat flow (в) and the correlation coeffi cient Q and µ_z in different deep slices of µ_z (x, y, Hc)-model (д) of the Verkhoyano-Kolima Region 1 – isolines of density contrast (10^-2кг/м²/км) on schemes “а-б, г” and heat flow (mWt / m ²) on the scheme “в” smoothed after [7]; 2 – counter of the area for the correlation analysis; 3 – Verkhoyano-Kolimskaya (Adicha-Tenkiskaya) shear-stretching zone; 4 – rigit layers into the crust and upper mantle. Designations of structures: CAK – North Asian Craton, КОТ – Kolima-Omolon super terrane. Hc – deep of slice of µ_z (x, y, Hc)-model

Рис. 2. Плотностная контрастность (а–в), температура (г) и коэффициент корреляции Q и µz в разных глубинных срезах µz (x, y, Hc)-модели (д) Охотоморского региона

1 – изолинии плотностной контрастности (1 ед. = 10-2кг / м 2 / км); 2 – изотермы температуры, °C;

3 – Южно-Охотский рифт; 4 – контур площади корреляционного анализа. Обозначения структур над разрезом: МСП – Мая-Селемджинский плюм [21], СА – Сихотэ-Алинская аккреционно-складчатая система, ТТ – Татарский рифт, Сх – остров Сахалин, ЮО – Южно-Охотский рифт, ТП – Тихоокеанская плита. Нс – глубина среза µz (x, y, Hc)-модели

Fig. 2. Density contrast (а-в), temperature(г) and the correlation coeffi cient between Q and µz in different deep slices of µz (x, y, Hc)-model (д) of the Okhotsk Sea Region

1 – isolines of density contrast (10-2кг / м 2 / км); 2 – isotherms of temperature, oC; 3 – South-Okhotsk rift; 4 – counter of the area for the correlation analysis. Captures above sections: МСП – Maya-Selemdzha Plume [21], СА – Sikhote-Alin accretion-folded system, TT – Tatar Rift, Сх – Sakhalin Island, ЮО – South-Okhotsk Rift, ТП – Pacific Plate. Hc – deep of slice of µz (x, y, Hc)-model

Три других максимума корреляции Q и µz и на глубинах 50, 70 и 100 км соответствуют положению вязких или текучих магм, перемешанных с кристаллическими фрагментами литосферы в зоне субдукции Тихоокеанской плиты под Охотоморскую [5]. Наименьшая корреляция Q и µz на глубине 80 км соответствует положению океанического слэба, экранирующего астеносферу. На этой глубине концентрируется рой землетрясений, очерчивающий контуры слэба в плане [14].

В Охотском море существует еще один источник тепла – Охотоморский плюм, центр которого приурочен к подводной возвышенности Института океанологии [18]. Астеносферная

часть Охотоморского плюма имеет грибовидную форму, характерную для этого класса структур. Широкий минимум плотностной контрастности в срезе на глубине 100 км совпадает с максимумом теплового потока, т.е. и в этой структуре наблюдается отчетливая обратная корреляция Q и µz. Южно-Охотский рифт, в свою очередь, сопровождается интенсивной линейной аномалией теплового потока (рис. 3б).

Выполненные исследования показывают, что основной вклад в тепловые аномалии Южно-Охотского рифта вносит подкоровая зона реологического разуплотнения, а астеносфера экранируется субдуцирующей Тихоокеанской плитой.

Рис. 3. Плотностная контрастность (а, в), тепловой поток (б) и температура (г) тектоносферы Охотоморского региона

1 – контуры Охотоморского плюма; 2 – шкала раскраски разреза «в». АП – Амурская плита. Другие обозначения на рис. 2

Fig. 3. Density contrast (а, в), heat flow (б) and temperature(г) of the Okhotsk Sea Region ectonosphere

• 1    – counters of the Okhotsk Sea Plume; 2 – color scale of the section “в”. АП – Amurian Plate. Other captures in Fig. 2

Япономорский плюм

Рифтогенное происхождение Японского моря признается всеми исследователями [5], однако в последнее время многие из них склоняются к выводу, что при образовании Японского моря определенную роль сыграли плюмовые про- цессы [8, 11, 22]. На существование структуры центрального типа плюмовой природы под Японским морем указывают изометричный минимум плотностной контрастности в интервале глубин 15–50 км (рис. 4а, б), аномалия теплового потока (рис. 4в), точно вписывающаяся в контуры бере-

Рис. 4. Плотностная контрастность (а-б, г), тепловой поток, осреднение по данным [3] (в) и коэффициент корреляции Q и µz в разных глубинных срезах µz (x, y, Hc)-модели (д) Япономорского региона

1 – допалеозойские комплексы; 2 – подводные возвышенности в Японском море [9]; 3 – изолинии плотностной контрастности (1 ед. = 10-2кг / м 2 / км) на схемах “а-б” и в разрезе г” и теплового потока (мВт / м 2 ) на схеме “в”; 4 – жесткие пластины в земной коре и верхней мантии; 5 – астеносфера в разрезе (г). Обозначения структур над разрезом: ЮО – Южно-Охотский рифт. Нс – глубина среза µz (x, y, Hc)-модели

Fig. 4. Density contrast (а-б, г), heat flow (в) smoothed after [3] and the correlation coeffi cient between Q and µz in different deep slices of µz (x, y, Hc)-model (д) of the Sea of Japan Region

• 1    – AR-PR tectonic units; 2 – under water rises in yhe Sea of Japan [9]; 3 – isolines of density contrast (10^-2кг / м ² / км); 4 – rigit layers into the crust and upper mantle; 5 – astenosphere in the section (г). Captures above sections: ЮО – South Okhotsk Rift. Hc – deep of slice of µ_z (x, y, Hc)-model

  говых линий, и широкое присутствие мантийных адакитов в составе вулканических пород [8, 22]. Астеносферная линза в голове Япономорского плюма имеет типичную для плюмов грибовидную форму и приближается к поверхности до глубины 80 км (рис. 4г).

  Коррелируемость аномалий Q и µ_z наблюдается здесь в двух интервалах глубин: 40–60 и, в меньшей степени, 110-130 км. Так же, как в Охотском море (рис. 1), в интервале глубин 60–110 км астеносфера экранируется жесткой пластиной, природа которой остается неясной. С одной стороны, она может быть фрагментом континентальной литосферы, а с другой – фрагментом Тихоокеанской, поскольку в разрезе µ_z-модели прослеживается позднемеловая субдукция океанического слэба в западном районе Японского моря (рис. 4г). На границе Тихоокеанской плиты с Японской островной дугой первая расщеплена и зона расщепления заполнена астеносферой (рис. 4г).

  График корреляции Q и µ_z (рис. 4д) точно соответствует картам-срезам распределений плотностной контрастности. По полученным данным (рис. 4), основным источником тепловых аномалий в Япономорском регионе является подкоровый вязкий слой. Меньший вклад вносит австеносфе-ра, экранированная в интервале глубин 60–110 км тихоокеанским субдуцирующим слэбом.

  Катазиатская структура растяжения-сдвига

  Катазиатский рифт расположен на границе Катазиатского блока со складчатым поясом Янь-нань [32, 34, 43]. Иногда [41] этот пояс относят к восточному флангу плиты Янцзы. На большинстве тектонических схем границей этих структур является разлом Ченьжоу-Линву (рис. 5а). По ге-

  
  

  ологическим данным, на этой границе установлены признаки растяжения [39] и вязкого сдвига [33, 44]. Структурное положение и геофизические аномалии в зоне растяжения идентичны Верхояно-Ко-лымской зоне растяжения-сдвига. Мощность земной коры в Катазиатском блоке сокращена до 25–30 км [37, 47], а тепловой поток составляет в среднем более 70 мВт/м² [40]. Скорость сейсмических волн под Катазиатским блоком в среднем слое земной коры понижена до 5.8–6.2 км/с ^-1 [38, 46], а в подкоровой мантии – до 8.05 км/с^-1 [46], что свидетельствует о значительной переработке этого блока глубинными флюидно-магматическими процессами. По данным сейсмической томографии, верхняя мантия Катазиатского блока тоже разуплотнена, что соответствует резкому понижению скорости поперечных сейсмических волн до 4.3 км/с^-1 в интервале глубин 70–130 км [47] и приближению астеносферы до глубины 60–70 км [37, 48].

  В Катазиатском блоке петрологический анализ изверженных пород [31, 41] определил существование двух тектонических обстановок. В период 160–195 млн лет назад здесь проявились субдукционные процессы. По мнению большинства исследователей, последующие мезозойские и кайнозойские рифтогенные процессы на территории Юго-Восточного Китая (Катазиатский блок и прилегающие фланги плиты Янцзы) протекали длительное время в интервале 175–80 млн лет [37].

  Катазиатская (Ченьжоу-Линву) зона сдвига проявлена минимумами в срезах на глубине 30 км (рис. 5б) и 70 км (рис. 5в), а в разрезах – в интервале глубин 60–150 км (рис. 6б). Зона растяжения сопровождается разрывом жестких тектонических пластин – типичным признаком рифтов [19,

  
  

Рис. 5. Тектоническая схема (а) [41, 45], плотностная контрастность (б-в)

и коэффициент корреляции Q и µz в разных глубинных срезах µz (x, y, Hc)-модели (г) тектоносферы Юго-Восточного Китая

1 – допалеозойский фундамент; 2–3 – чехол и складчатые комплексы: неопротерозойские и раннепалеозойские (2), палеозойские (3); 4–5 – осадочные бассейны: мезозойские (4) и кайнозойские (5); 6 – разломы: Т – Танлу, Ч – Ченьжоу-Линву; 7 – Катазиатская (Ченьжоу-Линву) зона растяжения-сдвига [39]; 8 – изолинии плотностной контрастности; 9 – контур площади корреляционного анализа. Обозначения структур: СКК – Северо-Китайский кратон, ЯН – Складчатый пояс Яннань, КА – Катазиатский блок. Нс – глубина среза µz (x, y, Hc)-модели

Fig. 5. Tectonic scheme (a) [41, 45], density contrast (б-в), and and the correlation coeffi cient Q and µz in different deep slices of µz (x, y, Hc)-model (г) of South East China tectonosphere

• 1    – AR-PR tectonic units; 2–3 – cover and folded units: Early Paleozoic (2), Paleozoic (3); 4–5 – sedimentary basins: Mesozoic (4), Cenozoic (5); 6 – faults: T – Tanlu, Ч– Chenzhou-Linwu; 7 – Katasian (Chenzhou-Linwu) stretch-shear zone [39]; 8 – isolines of density contrast (10^-2кг / м ² / км); 9 – counter of the area for the correlation analysis. Structures: СКК – North China Craton, ЯН – Jangnang Folded Belt, КА – Katasian Block. Hc – deep of slice of µ_z (x, y, Hc)-model

• 22 ]. Сдвиговая составляющая в зоне растяжения выражена изгибом глубинного разлома Ченжоу-Линву (рис. 5а) и дугообразной формой оси рифта (рис. 5в). По геологическим данным [35, 42], в зоне растяжения Ченьжоу-Линву обнаружены признаки косой субдукции, т.е. субдукция и последующее растяжение сопровождались (или завершались) трансформным сдвигом, параллельным границе континента.

Корреляционный анализ Q и µz в точках регулярной сети обнаружил три максимума отрицательного коэффициента корреляции этих параметров на глубинах 30, 70 и 90 км (рис. 5г). Первый соответствует подошве земной коры, второй и третий – астеносфере, разделяемой океаническим слэбом, субдуцированным под Катазиатскую литосферу со стороны Южно-Китайского моря. График коэффициента корреляции очень похож на график связи Q и µz-параметра в Охотоморском регионе (рис. 1д), где также на границе Тихоокеанской плиты с Охотоморской совмещены следы субдукционных и рифтогенных процессов.

Заключение

Результаты корреляционного анализа тепловых аномалий и распределений плотностной контрастности (µz-параметра) в трех рифтогенных и одной плюмовой структурах Восточной Азии доказывают селективную обратную корреляцию µz-минимумов и теплового потока в сопоставимых интервалах глубин. В рифтогенных структурах корреляция наблюдается в интервалах глубин 20–30, 70–80 и 100 км. В надплюмовом простран- стве (Япономорский регион) корреляция проявлена на глубинах 50 и 120 км. Из этого следует, что, с одной стороны, минимумы плотностной контрастности отображают участки горячей, вероятно частично или полностью расплавленной, мантии, а с другой – они залегают в двух основных интервалах глубин: подкоровой мантии (30–50 км) и астеносфере (70–120 км). Такое распределение соответствует двухъярусному строению литосферы [12, 17]. В трех районах (Охотоморском, Япономорском и Катазиатском) наибольший вклад в тепловой поток вносит подкоровый вязкий слой, а в Индигиро-Колымском – астеносфера. Различия обусловлены взаимоотношениями линейных (рифты) и плюмовых структур на границах ди-осферных плит. Все рифтогенные структуры характеризуются разрывами жестких слоев, отображаемых максимумами µz-параметра, а структуры центрального типа плюмовой природы – концентрически зональным распределением плотностной контрастности [16, 21].

Одинаковая корреляция Q и µz-параметра в удаленных друг от друга районах свидетельствует об идентичном глубинном строении и универсальности тектонических обстановок на восточной окраине Азии, где сочетаются субдукционные, рифтогенные и плюмовые процессы на границах литосферных плит.

Работа выполнена в соответствии с темой научных исследований, утвержденной государственным заданием Министерства науки и высшего образования: «Изучение геологического

Рис. 6. Тепловой поток (а) и разрезы µz (x, y, Hc)-модели (б) в Юго-Восточном Китае:

1 – изолинии тепового потока, (мВт / м2 ) [13]; 2 – жесткие пластины; 3 – астеносфера; 4 – контур площади корреляционного анализа. Обозначения структур над разрезами: КА – Катазиатский блок, ЮВВП – Юго-Восточный вулканический пояс, СКК – Северо-Китайский кратон. Нс – глубина среза µz (x, y, Hc)-модели

Fig. 6. heat flow (a ) smoothing after [13] and density contrast sections of µz (x, y, Hc)-model (б) in the South East China:

1 – isolines of the Heat flow, mWt m2 smoothed after [13 ]; 2 – rigit layers into the crust and upper mantle; 3 – astenosphere; 4 – counter of the area for the correlation analysis. Captures above sections: КА – Katasian Block, NCC – North China Craton, ЮВВП – South Eastern Volcanic Belt. Hc – deep of slice of µz (x, y, Hc)-model строения и моделирование глубинных структур земной коры и верхней мантии Восточной Азии и оценка современного состояния и динамики геосистем (2021-2023)» (№ гос. регистрации 0234-2021-0006).