Глубинная геодинамика внутриконтинентальных областей: На прим. Центр. Азии тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.04, доктор геолого-минералогических наук Тычков, Сергей Анатольевич

• Тычков, Сергей Анатольевич
• доктор геолого-минералогических наук
• 1998

Оглавление диссертации доктор геолого-минералогических наук Тычков, Сергей Анатольевич

ОГЛАВЛЕНИЕ

Введение

Раздел I. Структура, особенности состава и реология

верхней мантии континентальных областей

Глава 1. Глобальные и локальные модели структуры

мантии Земли по данным сейемотомографии

Глава 2. Структура континентальной литосферы по

комплексу геолого-геофизических данных

Глава 3. Реология недр континентов

Раздел II. Динамика верхней мантии континентов

Глава 1. Методика расчетов и исходные понятия в

исследованиях динамики верхней мантии континентов

Глава 2. Тепловая конвекция в верхней мантии

внутриконтинентальных областей

Глава 3. Плюмы и специфика их взаимодействия с подлитосферными конвективными

потоками мантийного вещества

Раздел III. Особенности динамики верхней мантии

регионов Центральной Азии

Глава 1. Динамика верхней мантии

Западно-Сибирской плиты и Сибирской платформы

Глава 2. Динамика верхней мантии

Байкальской рифтовой зоны

Заключение

Литература

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Глубинная геодинамика внутриконтинентальных областей: На прим. Центр. Азии»

ВВЕДЕНИЕ

Настоящая работа посвящена интенсивно развиваемому в настоящее время направлению в науках о Земле - глубинной геодинамике, изучающей мантийные процессы формирования тектонических режимов и магматизма континентов и океанов, что составляет одну из ключевых проблем при создании теории происхождения и эволюции нашей планеты.

Объектом данного исследования являются мантийные процессы, принимающие непосредственное участие в тектонической эволюции внутриконтинентальных областей Центральной Азии.

Актуальность проблемы. Концепция тектоники литосферных плит, по мнению большинства геологов превратилась в настоящее время в теорию, с помощью которой удается объяснять главные особенности формирования и развития принципиальных структур литосферы планеты. Основные положения этой теории были сформулированы из наблюдений, полученных в океанических областях. Для этих областей сейчас созданы модели динамики мантии, удовлетворяющие наблюдаемым на поверхности геофизическим характеристикам. Принципиальными мантийными процессами в этих моделях, формирующими тектонический и магматический режимы океанических котловин, являются тепловая конвекция в мантии и плюмы - горячие изолированные струи, которые поднимаются из глубоких недр к подошве литосферы. Литосфера в данных областях интерпретируется как холодный и, поэтому, более прочный слой верхнего горизонтального

конвективного потока, которая рождается в районах срединно-океанических хребтов и возвращается в мантию в глубоководных желобах. Остающиеся вопросы в моделях касаются вертикального масштаба конвекции, места формирования плюмов, существования локальной мелкомасштабной моды конвекции в верхней мантии и некоторые другие. Тем не менее, сейчас можно сказать, что в общих чертах мантийная динамика океанов понятна. Относительно континентальных областей ситуация сложнее.

Успехи в создании моделей океанической мантийной динамики обусловлены, отчасти, более простым строением литосферы океанов по сравнению с континентальными областями, имеющими в среднем возраст, на порядок превышающий возраст дна океанических котловин. Длительная история континентальных плит предполагает и более сложное строение их литосферы. Кроме того, необходимо подчеркнуть, что динамике мантии континентов уделялось много меньше внимания. Созданные ранее модели мантийной динамики континентальных областей, которые базировались на тех же принципах и реологии недр, что и для океанических областей (Fleitout, Yuen, 1984; Schmeling, Marquait, 1993), имели геофизические характеристики, не совпадающие с результатами наблюдений. Между тем, знание процессов в мантии, формирующих литосферу континентов и определяющих дальнейшее ее развитие является весьма актуальной задачей, поскольку только в литосфере этих областей содержится информация о режиме недр и способах воздействия на внешние оболочки Земли в течение всей тектонической истории нашей планеты. Кроме того, выполненные в

последние годы исследования показали, что и сама литосфера континентов в существенной мере влияет на динамику мантии (Трубицын и др. , 1985, 1993, 1995) в противоположность ситуации в океанах, где литосфере отводится пассивная роль. Особое место в тектонике континентов занимают области внутриконтинентальной активизации, классическим примером которой является Центральная Азия. Как представляется, одним из принципиальных вопросов здесь является выяснение роли и взаимоотношения глубинных мантийных процессов и внутриплитных сил при формировании тектонического режима области. Так например районы растяжения и утонения литосферы связываются здесь с вращением крупных литосферных блоков, что подтверждается инструментальными наблюдениями. Но, вместе с тем, далеко не везде при этом формируются по периферии блоков рифтовые зоны с интенсивным растяжением литосферы. По-видимому для реализации возникших растягивающих усилий необходимы дополнительные условия - например понижение прочности литосферы из-за появления штюма под данным районом. С другой стороны, районы растяжения и базальтовый магматизм - обязательный атрибут штюма - в таких областях не всегда совпадают, что может говорить о сложной судьбе плюма у подошвы континентальной литосферы. Перечисленные выше аргументы позволяют сделать вывод, что изучение мантийной динамики внутриконтинентальных областей является актуальным вопросом глубинной геодинамики. Выяснение природы процессов, формирующих тектонические режимы континентов,

позволит дополнить глубинную геодинамику океанов и получить теорию для эволюции всей планеты.

Цель работы - определить условия формирования и эволюции мантийных процессов, ответственных за тектонические режимы и магматизм внутриконтинентальных областей.

Задачи исследования. Поставленная в работе цель достигалась решением ряда задач:

- определение природы глубинных процессов, которые привели к активизации верхней мантии области современного горообразования Центрально-Азиатского складчатого пояса;

- выяснение характера взаимодействия тепловых конвективных течений и плюмов у подошвы литосферы Центральной Азии;

- создание модели динамики верхней мантии платформенных областей Центральной Азии и сравнение геофизических характеристик модели с данными наблюдений;

Фактический материал, методы исследований. Фактические данные о структуре континентальной литосферы платформенных областей Северной Азии были взяты из обобщающих публикаций, содержащих информацию о структуре недр по комплексу геофизических методов (Крылов, Мандельбаум, Мишенькин и др., 1981; Егоркин, Зюганов, Чернышев, 1984; Зорин и др. 1990; Павленкова, 1997). Модель реологии континентальной литосферы и динамической мантии, развиваемая в настоящей работе, базировалась на существующих моделях формирования литосферы, теоретических и лабораторных данных изучения реологии вещества мантии, а также на данных

наблюдений о послеледниковом поднятии Фенноскандии (Kirby, 1983; Pollack, 1986; Boyd, 1989; Ashwal, Burke, 1989; Bell, Rossman, 1992; Kirby, Kronenberg, 1987; Fjeldskaar, 1994; Karato, Wong, 1995). Исходные значения наблюдаемых на поверхности геофизических характеристик динамики недр исследуемого региона (тепловой поток, аномалии гравитационного поля, рельеф поверхности) (Дучков, Соколова, 1974; Зорин, Глевский, Голубев и др., 1977; Артемьев, Демьянов, Кабан, Кучериненко, 1993) при необходимости осреднялись по площади для получения характерных зависимостей данных вдоль профиля, секущего структуры, поскольку математическая модель динамики недр строилась в двумерном варианте. Структура глубоких недр обсуждалась по данным современных локальных и глобальных моделей сейсмической томографии (Inoue, Fukao, Tanabe, Ogata, 1990; Кулаков, Тычков, Кесельман, 1994; Su, Woodward, Dziewonski, 1994; VanDecar, James, Assumpcao, 1995; Wolf, Bjarnason, VanDecar, Solomon, 1997). Исследование динамики недр в настоящей работе осуществлялось методом численного математического моделирования - основным инструментом изучения мантийных процессов в настоящее время. Достоинство этого метода определяется возможностью расчета наблюдаемых на поверхности геофизических характеристик, что дает возможность прямой верификации математических моделей. Результаты моделирования динамики недр Центральной Азии сравнивались с геодинамическими моделями современных структур, особенностями их тектонического развития и магматизма (Зоненшаин, Кузьмин, 1983; Berzin, Dobretsov, 1993; Диденко, Моссаковский, Печерский, Руженцев,

Самыгян, Хераскова, 1994; Добрецов, Кирдяшкин, 1994; Зорин, Беличенко, Турутанов, Мордвинова, Кожевников, Хозбаяр, Томуртогоо, Арвисбаатар, Гао, Дэвис, 1994; Литвиновский, Занвилевич, Викхам, 1994; Ярмолюк, Коваленко, 1995).

Защищаемые положения.

1. Процесс современного горообразования во внутриконтинентальном Центрально-Азиатском складчатом поясе осуществляется в режиме «горячего поля» мантии, характерной особенностью которого является спорадический подъем верхнемантийных плюмов к подошве литосферы. Такой режим обусловлен существованием головы нижнемантийного плюма у подошвы верхней мантии региона, что подтверждается данными сейсмотомографических моделей и результатами численного моделирования.

2. Характерной особенностью динамики недр областей современного горообразования Центральной Азии является взаимодействие тепловой конвекции в верхней мантии с плюмами у подошвы литосферы: астеносферные потоки конвекции в состоянии перемещать вещество плюмов со скоростью до 7 см/год из-под литосферы древних платформ в области более молодых складчатых поясов их окружающих. Эволюция плюмов в областях с аномально тонкой литосферой обусловлена их взаимодействием с потоками вещества в локальной тепловой конвективной ячейке, которая развивается в этих областях, когда они непосредственно примыкают к древней платформе: нисходящий поток локальной ячейки препятствует подъему плюма непосредственно вдоль борта платформы, поэтому плюм

перемещается на 300-500 км по горизонтали в район ее восходящего потока. Распределение кайнозойского базальтового магматизма, а также данные сейсмической томографии верхней мантии Байкальской рифтовой зоны подтверждают предложенную модель взаимодействия плюма и конвекции под гетерогенной континентальной литосферой. 3. Неоднородности литосферы континентов в виде ее резких латеральных вариаций по толщине определяют динамику верхней мантии: они стабилизируют структуру верхнемантийной конвекции, восходящий поток которой существует под утолщенными участками древних докембрийских платформ, а рассеянные нисходящие потоки располагаются под относительно утоненной литосферой крупных осадочных бассейнов или складчатых поясов, окружающих платформы; концентрация нисходящих потоков в виде выраженных струйных течений происходит под аномально утоненной (до 50-80 км) континентальной литосферой из-за интенсивного кондуктивного остывания мантии в этих областях. Подобная структура тепловой верхнемантийной конвекции под платформенными областями Северной Евразии имеет геофизические характеристики, совпадающие с данными наблюдений.

Новизна работы. Личный вклад. В результате проведенных исследований получены следующие новые результаты: 1. Основываясь на комплексе геофизических данных о структуре литосферы Сибири (Егоркин, Зюганов, Чернышев, 1984; Zorin, Novoselova, Turutanov, Kozhevnikov, 1990; Соколова, Галушкин, Дучков, Смирнов, 1990; Павленкова, Солодилов, 1997) а также на

современных представлениях об эволюции и формировании литосферы области тектонической активизации Центральной Азии (Dewey, Burke, 1973; Molnar, Tapponier, 1978; Берзин, Колман, Добрецов и др., 1994; Хаин, Тычков, Владимиров, 1996), в работе создана модель структуры континентальной литосферы платформенных областей Центральной Азии, в которой мощность литосферы Западно-Сибирской плиты была принята равной 120 км, Сибирской платформы - 220 км, а также модель литосферы области современного горообразования Центральной Азии, отличающаяся резкими вариациями по мощности и представляющая собой ансамбль микроплит толщиной в 150-200 км, впаянных в деформированный субстрат океанической литосферы мощностью не более 50-100 км.

2. Используя модели формирования континентальной коры и литосферы, современные данные об особенностях ее физических, геохимических и изотопных характеристик (Richardson, Gurney, Erlank, Harris, 1984; Pollack, 1986; Boyd, 1989; Mareschal, Kellett, Kurtz et al., 1995; Reisberg, Lorand 1995; и др.), а также результаты теоретических и лабораторных исследований реологических свойств вещества мантии (Karato, Wu, 1993; Fjeldskaar, 1994), автором разработана модель литосферы континентов в виде жесткого кондуктивного тела переменной мощности.

3. Опираясь на известные модели динамики недр континентов и океанов (McKenzie, Roberts, Weiss, 1974; Christensen, 1984; Трубицын, Фрадков, 1985; Трубицын, Бобров, Кубышкин, 1993; Nakakuki, Yuen, Honda, 1997; и др.) сформулирована математическая задача для описания

принципиальных динамических процессов в верхней мантии внутриконтинентальных областей - тепловой конвекции и плюмов под литосферной плитой переменной мощности, которая включала систему уравнений, описывающую движения мантийного вещества, граничные и начальные условия, реологические особенности динамической мантии, численный алгоритм решения которой протестирован по известным методикам (Moore, Weiss, 1973; Blankenbach, Busse, Christensen et al., 1989; Мошкин, Рычкова, Тычков, Черных, 1995).

4. Исходя из результатов моделирования тепловой конвекции под литосферной плитой переменной мощности, показано, что структурные неоднородности литосферы стабилизируют структуру конвекции, формируя восходящие потоки конвекции под литосферой древних докембрийских платформ с мощностью более 200 км и нисходящие - под относительно утоненной до 120 км более молодой литосферой осадочных бассейнов или складчатых поясов, окружающих эти платформы, причем области с аномально утоненной до 50-80 км литосферой являются концентраторами наиболее интенсивных нисходящих потоков конвекции из-за интенсивного охлаждения здесь конвектирующего вещества мантии.

5. Выполненное в работе моделирование взаимодействия астеносферных потоков верхнемантийной тепловой конвекции и поднявшихся к подошве литосферы плюмов показало, что потоки конвекции в состоянии транспортировать вещество плюма вдоль подошвы литосферы континентов со скоростью до 7 см/год из-под литосферы

платформ в области с тонкой литосферой, причем особый случай представляет ситуация, когда область с утоненной до 50-80 км литосферой непосредственно примыкает к древней платформе: в области формируется локальная конвективная ячейка, нисходящий поток которой препятствует подъему плюма непосредственно вдоль борта древней платформы, поэтому плюм поднимается к подошве утоненной литосферы на расстоянии в 300-500 км от шва, в районе восходящего потока локальной ячейки.

6. Используя известные подходы (Fleitout Froidevaux, 1982; Parsons, Daly 1983; Fleitout, Monceau, 1991), в работе построен и протестирован алгоритм для вычисления наблюдаемых на поверхности геофизических характеристик (теплового потока, аномалий гравитационного поля и рельефа поверхности) мантийных динамических процессов в условиях гетерогенной по мощности литосферы континентов.

7. Разработаны математические модели динамики мантии платформенных областей и областей современного горообразования Центральной Азии, достоверность которых определяется степенью соответствия рассчитанных и наблюдаемых современных геофизических данных по тепловому потоку, рельефу, аномалиям гравитационного поля, сейсмотомографии и особенностях проявления кайнозойского базальтового магматизма (Зорин и др., 1977; Артемьев, Демьянов, Кабан, Кучериненко, 1993; Литвиновский, Занвилевич, Викхам, 1994; Дучков, Балобаев, Володько и др., 1994; Kovalenko, Yarmolyuk, Bogatikov, 1995; Kulakov, 1997).

Апробация работы. Подходы и результаты, полученные в работе, неоднократно докладывались автором на российских и зарубежных конференциях. Среди отечественных конференций можно выделить следующие, упорядоченные по времени: «Современная неотектоника и динамика литосферы», (Таллин, 1982); «Комплексные исследования глубинного строения Западной Сибири», (Челябинск, 1986); «Физико-химические и геофизические проблемы эволюции Земли», (Москва, 1986); ряд совещаний по сейсмологи (Иркутск, 1989,1990; Ереван, 1989; Москва, 1988,1989); «Геодинамика юга Сибири» (Новосибирск, 1991); «L.P.Zonenshain memorial conf. Plate tectonics», (Moscow, 1993); «Численные методы механики вязкой жидкости», (Новосибирск,1994); «АМСА-95», (Novosibirsk, 1995); «8th Inter. Conference on the Methods of Aerophysical Research», (Novosibirsk, 1996); ряд совещаний РФФИ (Иркутск, 1995; Новосибирск, 1996; Москва, 1997), совещания в рамках проекта IGCP №283 (Улан-Удэ, 1990; Новосибирск, 1993). Результаты работы докладывались на международных конференциях за рубежом: «IGCP Project 283», (China, 1991); «6th Inter. Symp. Seismic reflection probing of the continents», (Hungary, 1994); «EGS XIX General Assambly», (France, 1994). По теме диссертационной работы опубликовано более 30 работ, из них две монографии: «Конвекция в мантии и динамика платформенных областей», (Новосибирск, «Наука», 1984) и «Основные черты структуры и динамики литосферы Сибири», (Новосибирск, «Наука», 1990, в соавторстве с Э.Э.Фотиади, Т.Л.Захаровой, Л.А.Шарловской и А.В.Ладыниным).

Структура и объем диссертации . Работа состоит из введения, трех разделов, заключения и списка литературы из 221 наименования. Полный объем диссертации страницы, включая рисунков.

Первый раздел содержит обзор современных данных о структуре и реологии недр внутриконтинентальных областей Азии по комплексу геолого-геофизической информации. Платформенные области включают Сибирскую платформу и Западно-Сибирскую плиту, а область современного горообразования представлена в работе Алтае-Монгольской горной страной. Первая глава раздела посвящена современной структуре мантии, отражающей мантийные процессы, которые ответственны за существующий тектонический режим изучаемых областей. Структура мантии представлена в работе по данным глобальных и локальных современных моделей сейсмотомографии. Во второй и третьей главах раздела обсуждаются причины формирования выявленных структурных неоднородностей литосферы по мощности, особенности ее состава и реологические характеристики. Второй раздел работы содержит три главы, которые являются результативными, поскольку в них описываются результаты моделирования верхнемантийных процессов. В первой главе раздела дается понятие «литосферная ловушка» и описан алгоритм расчета динамики недр, приведен способ и тестовые примеры вычисления геофизических характеристик, наблюдаемых на поверхности : теплового потока, рельефа и гравитационного поля. Вторая глава посвящена моделированию верхнемантийной тепловой конвекции под континентальной литосферной плитой переменной мощности. В третьей главе

представлены результаты моделирования взаимодействия двух принципиальных верхнемантийных процессов - тепловой конвекции и плюмов. Третий раздел состоит из двух глав, посвященных особенностям верхнемантийной динамики конкретных платформенных областей Азии -Сибирской платформы и Западно-Сибирской плиты, а также области Байкальской рифтовой зоны. В заключении кратко изложены результаты моделирования и геодинамической интерпретации моделей.

Автор благодарен коллегам лаборатории петрологии и геодинамики Института Геологии СО РАН, где была выполнена большая часть настоящей работы: H.A. Бушенковой, АН. Василевскому, А.Г. Владимирову, В.Г. Владимирову, А.А.Дружининой, H.H. Круку, И.Ю. Кулакову, А.К.Кинеловской, Т.Н. Мирясовой, С.Н. Рудневу, Е.В.Рычковой, В.В. Червову, С.А. Юрковскому. В процессе написания работы автор неоднократно консультировался с сотрудниками Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН в приватных беседах и на внутриинститутских семинарах: А.Д. Афанасьевым, И.В. Ащепковым, П.А.Балыкиным, А.С.Борисенко, Ч.Б.Борукаевым, A.C. Гибшером, C.B. Гольдиным, Н.Л.Добрецовым, А.Д.Дучковым, П.Г.Дядьковым, А.Э.Изохом, А.Ю.Казанским, С.А. Каргаполовым, С.И. Кесельман, А.Г. Кирдяшкиным, О.А.Кучай, А.В.Ладыниным, О.П. Полянским, Н.П. Похиленко, В.А.Симоновым, Н.В.Соболевым, В.Д.Суворовым, В.Ю.Тимофеевым. При моделировании глубинных процессов автору помогали сотрудники Института вычислительных технологий СО РАН: В.М.Ковеня, Ж.Л.Коробицына, Н.П.Мошкин, Е.В.Рычкова, Г.Г.Черных. Интерпретация моделей

обсуждалась автором в дискуссиях с А.И. Альмухомедовым, Ю.А. Зориным, М.И.Кузьминым, Ф.А.Летниковым, Б.А. Литвиновским, C.B. Рассказовьш, Е.В. Скляровым, В. С. Федоровским, В.Е.Хаиным, Е.В.Хаиным, В.В. Ярмолюком и другими. Всем им автор выражает глубокую и искреннюю благодарность.

РАЗДЕЛ I. СТРУКТУРА, ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА И РЕОЛОГИЯ ВЕЩЕСТВА ВЕРХНЕЙ МАНТИИ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ

Глава 1. Глобальные и локальные модели структуры мантии Земли по данным сейсмической томографии

Данные о структуре недр, т.е. о пространственном положении мантийных неоднородностей, являются одним из важнейших источников информации о современных процессах в недрах,

w тл

определяющих тектоническим режим территории. В настоящее время интенсивно развивается сейсмическая томография - метод изучения подобных неоднородностей. Зародившийся в нашей стране (Алексеев, Лаврентьев, Мухомедов, Романов, 1969; Бугаевский, Нерсесов, Рогожина, 1971; Крылов, Мишенькин, Петрик, Селезнев, 1971; Гобаренко, Яновская, 1983), он получил широкое распространение во всем мире особенно в связи с появлением новых поколений вычислительных машин, портативных, широкополосных сейсмографов и современных систем телекоммуникаций.

Глобальные модели мантии Земли

Сейчас создан ряд глобальных моделей мантии Земли, среди которых первой моделью, опирающейся на томографический подход, является модель нижней мантии Земли A. Dziewonski с коллегами (Dziewonski, Hager, O'Connel, 1977), где был использован блочный метод параметризации среды. Нижняя мантия разбивалась на 150 сегментарных блоков с постоянным значением скорости внутри. Эта

модель была существенно улучшена авторами и дополнена моделью сейсмических неоднородностей верхней мантии в 1984 году (Dziewonski, 1984; Woodhouse, Dziewonski, 1984). Распределение скоростей S-волн описывалось теперь с помощью сферических функций и содержало все гармоники до 8 порядка, что позволяло надежно выделять глобальные аномалии размером не менее 2500 км. Для расчета коэффициентов гармоник было использовано более 500000 лучей от 5000 землетрясений, зафиксированных более, чем тысячью сейсмических станций по всему миру. Модель показала хорошую корреляцию высокоскоростных аномалий S-волн с положением континентов. Результаты были опубликованы авторами в виде таблиц значений сферических коэффициентов, что позволило легко вводить эти модели в компьютер. Поэтому практически сразу появились работы по количественному сопоставлению томографических моделей с наблюдаемыми характеристиками: формой геоида, горизонтальными скоростями движения плит, расположением горячих точек и т.д. (Richards, Hager, 1984; Hager, Richards, 1989). Среди результатов подобного сопоставления можно выделить высокую корреляцию рассчитанного по томографии динамического геоида с наблюдаемым, что свидетельствует в пользу полученных моделей сейсмических неоднородностей мантии.

Развитие вычислительных технологий позволило вскоре создать глобальные сейсмотомографические модели нового поколения. К первой модели здесь можно, по-видимому, отнести модель Н. Inoue с коллегами (Inoue, Fukao, Tanabe, Ogata, 1990), геодинамическая интерпретация которой (Fukao, Maruyama, Obayashi, Inoue, 1994;

Магиуата, 1994) получила широкую известность и вызвала оживленную дискуссию (Пущаровский, 1995; Хаин, 1995,1996). Параметризация среды осуществлялась в модели блоками с горизонтальным размером 5,6°х5,6°, толщина которых менялась от 29 км у поверхности до 334 км в районе ядро-мантийной границы. Массив данных состоял из более чем 2 млн времен прихода Р-волн от 20000 землетрясений, зарегистрированных глобальной сейсмологической сетью в 1964-1984 годах. Использование в модели блоков столь малых размеров позволяло, в принципе, получить детальность порядка 500-700 км. Однако используемые в модели источники (землетрясения) и приемники оказались распределенными весьма неравномерно, что привело к существенному понижению разрешающей способности в некоторых весьма обширных районах мантии Земли. Это ясно видно на рис.1.1.-1.3., где представлены результаты теста «шахматная доска». Смысл теста заключается в том, чтобы проверить, насколько равномерно заполнена мантия лучами сейсмических волн. На вход процедуры инверсии подается массив времен прихода волн от тестовых мантийных аномалий скорости в виде «шахматной доски» (Рис. 1.1.). Черные клетки соответствуют отрицательной аномалии скорости в -2%, а белые - положительной, той же амплитуды. В идеальном случае, при достаточно плотном пространственном распределении сейсмических лучей, инверсия должна восстановить аномалии в виде такой же «шахматной доски». Отсутствие восстановленных клеток в некоторых районах говорит о том, что лучей здесь практически нет или их количество исчезающе мало и получить представление об аномалии сейсмических волн такого района в рамках данной модели просто невозможно. В верхней мантии ( Рис. 1.2. ) восстановление отсутствует для всего Тихого

Рис. 1.1. Тестовые аномалии скоростей сейсмических волн в виде «шахматной доски». Амплитуда аномалий ±2% (1поие а1., 1990).

-

л

«I

ЧМНИНР

ЩЫКЫШшВШшш

а« а

^ ~ S ' 1' *

чтк

л

ГА$1 -2.0 X

8881111

Рис. 1.2. Карты восстановления аномалий скоростей сейсмических волн в тесте «шахматная доска» для верхней мантии в модели 1поие е1 а1., (1990).

1205 - 1*35 (и«

Рис. 1.3. Карты восстановления аномалий скоростей сейсмических волн в тесте «шахматная доска» для нижней мантии в модели 1поие et а1., (1990).

океана, Индийского и Атлантического океанов, а также для платформенных областей Евразии, Африки и Австралии. Нижняя мантия восстанавливается более уверено, начиная с глубины в 1200 км ( Рис.1.3.), хотя и здесь присутствуют «дыры» в Ю.Атлантике и северо-западной половине Тихого океана. Уверенно восстанавливаются аномалии в районах Тихоокеанских зон субдукции и для Альпийско-Гималайского коллизионного пояса. Поэтому данную модель уместнее было бы назвать глобальной моделью мантии конвергентных зон Земли, а не общемантийной моделью, как это сделали авторы. К достоинствам данной модели можно отнести полученное доказательство проникновения субдуцированных океанических плит в некоторых районах в нижнюю мантию (Рис. 1.4. ), однако строить глобальные геодинамические модели Земли (Fukao et al., 1994; Maruyama, 1994; Kumazawa, Maruyama, 1994) по этим данным вряд ли целесообразно.

В модели Y.-S. Zhang & T.Tanimoto (Zhang, Tanimoto, 1991; Zhang, Tanimoto, 1992; Zhang, Tanimoto, 1993), где представлены сейсмические неоднородности скоростей S-волн верхней мантии Земли до глубины 500 км, использовалась блочная параметризация среды с горизонтальными размерами блоков 5°х5°. Массив данных состоял из 18000 сейсмограмм, зарегистрировавших 971 землетрясение с магнитудой более чем 5,5. Кроме того использовались основные моды поверхностных волн Лява и Рэлея с периодами от 75 до 250 сек. Авторы оценивают разрешающую способность модели по горизонтали порядка 1000 км, а по вертикали в пределах 60-250 км в зависимости от глубины. Модель показала хорошее соответствие с полученными ранее глобальными

2.5^

Рис. 1.4. Вертикальный разрез по плоскости, проходящей через центр Земли в сейсмотомографической модели 1поие е1 а!., (1990).

распределениями скоростей S-волн в верхней мантии. Высокая разрешающая способность модели позволила авторам получить детальные структуры верхов мантии рифтов Красного моря и Байкала (рис. 1.5., 1.6.), а также распределение скоростей сейсмических волн под океаническими горячими точками и срединно-океаническими хребтами ( рис. 1.7., 1.8. ), под которыми глубина распространения области пониженных скоростей сейсмических волн не превышала в модели 100 км, что отличалось от полученных ранее результатов. На этот факт обратили внимание Su W.-J., Woodward R.L., Dziewonski A.M. (1992) , которые с помощью различий во временах прихода SS-и S- волн в районе СОХ показали, что низкие скорости сейсмических волн простираются под центрами океанического спрединга глубже чем 300 км.

Новую томографическую модель представила также группа А. Dziewonski (Su, Woodward, Dziewonski, 1994). В данной работе вариации скоростей S-волн представлены в виде разложения уже до 12 гармоники сферических функций по латерали и до 13 члена полинома Чебышева в радиальном направлении. Это позволило выделять неоднородности недр размером не менее 1500 км. Для создания этой модели было использовано около 27000 длиннопериодных сейсмограмм и 14000 наблюдений о временах прихода волн. Причем данные отбирались таким образом, чтобы обеспечить наиболее равномерное заполнение мантии сейсмическими лучами. Для «немых» областей, где отсутствовали как сейсмостанции, так и землетрясения, были использованы отраженные волны SS и ScS, что позволило обеспечить здесь достаточную плотность

East Pacific Rise(Stacked)

Рис. 1.5. Вертикальные разрезы верхней мантии по сейсмотомографической модели Т.ТаштоШ, (1993) вкрест срединно-океанических хребтов.

Звездочки на верхних рисунках обозначают участки СОХ, с которых сносились данные на профиль, азимут профиля отсчитывался по часовой стрелке от направления на север.

Нвиаиап Chain

SO 120 180 240 (gO, 805). Azro_~ 105.0 deg.

300

soo

Hnraili

-30 NW

-20

-10 0 10 Distance (degree)

20

30

вО 120 ISO 24Q (84, 340), Azm.= 135.0 deg.

-10 о 10 Distance (degree)

■ШЖ

6.0

Рис. 1.6. Вертикальные разрезы верхней мантии по сейсмотомографической модели У.-З.гЬап^ Т.ТапншЛо, (1993) в окрестностях некоторых горячих точек. Верхние рисунки показывают положение разрезов, причем горячая точка располагается в центре линии.

2.3

Рис. 1.7. Вертикальные разрезы верхней мантии по сейсмотомографической модели Y.-S.Zhang, T.Tanimoto, (1993) для района Красного моря.

Baikal Rift (a) Baikal Rilt

Рис 1.8. Вертикальные разрезы верхней мантии по сейсмотомографической модели Y.-S.Zhang, T.Tanimoto, (1993) для района Байкальской рифтовой зоны.

сейсмических лучей. Особое внимание в работе уделялось тестированию используемых алгоритмов инверсии и полученных результатов. Из рис.1.9., где представлен тест «шахматная доска» для различных глубин, видно, что восстанавление аномалий весьма удовлетворительное. Наиболее слабо восстанавливались аномалии на глубине 2700 км, но и здесь восстановление много лучше, чем то, что было у Н. 1поие с коллегами.

Таким образом основное достижение в глобальной сейсмической томографии за последнее десятилетие заключается в создании ряда моделей сейсмических неоднородностей мантии Земли, что позволило вплотную подойти к решению проблемы мантийной динамики нашей планеты. Современные сейсмические модели глубоких недр достаточно хорошо коррелируют со структурами первого порядка - континентальными и океаническими областями. «Корни» континентов, представляющие собой область повышенных значений скоростей сейсмических волн, прослеживаются в этих моделях до глубины 300 и более км, в то время как выраженные аномалии относительно низких скоростей соответствуют зонам спрединга океанического дна в океанах. Глобальные модели представили ясное доказательство проникновения субдуцированной океанической литосферы в нижнюю мантию, ее погружение и скучивание на ядро-мантийной границе, что особенно четко видно для Японских зон субдукции.

Принципальными ограничениями применимости моделей данного класса в геодинамических исследованиях является их разрешающая способность, т.е. минимальный размер неоднородностей, уверенно

з г

mput

(а) 200 ••<. .

'ш Ш-

resolved

СЬ) 100 .^»ьЛлГ^-.

—Sr; -■»

Ce) tmo

* ^ щ >* Г-* Г «O*

'C^t^^s^t"*^ ч /ilC^Píí

'Л ^

f

^ i л- -л , }*" г*"-* лЫ* ^

Ce)2.*«>

# Í «K jW» *r ^ *

* * , ♦ * #•: / ч • „ -

4 % V . ir « -;'

"V

(Г>Р'1Ч)

V * .ir'/ ^

'A

✓ /

Рис. 1.9. Тест «шахматная доска» для различных глубин в модели 812 ( 8и е1 а1., 1992).

выделяемый моделью, а также способность модели выявлять эти неоднородности с заданной точностью во всем объеме исследуемой области, что определяется равномерностью и густотой заполнения этого объема сейсмическими лучами. Наиболее качественно протестированной моделью сейсмических неоднородностей мантии Земли на сегодняшний день является модель Su W.-J., Woodward R.L., Dziewonski A.M. (1994), позволяющая уверенно выделять неоднородности с горизонтальным размером не менее 1500 км и с вертикальным в первые сотни км во всей мантии практически с одной и той же точностью. Созданные более детальные глобальные модели (Inoue, Fukao, Tanabe, Ogata, 1990; Zhang, Tanimoto, 1993) с выделением аномалий размером в 300-500 км по горизонтали, обладали резко неоднородной пространственной разрешающей способностью и обнаруживали несоответствие с результатами, полученными другими сейсмическими методами. В целом можно сказать, что глобальные модели обнаруживают сходство в главных, принципиальных характеристиках, но могут различаться в геометрии и амплитуде аномалий локальных участков. Поэтому при изучении мантийной динамики конкретных континентальных регионов, имеющих принципиальное значение для понимания процессов формирования и эволюции литосферы континентов, к которым, в частности, относится и область Центральной Азии, необходимо создание локальных сейсмотомографических моделей верхней мантии, с уверенным выделением объектов в мантии размером 100300 км.

Характерный горизонтальный размер области современного горообразования Центральной Азии составляет 1500-2500 км,

поэтому причины высокой тектонической активности столь обширной области также связаны с глобальными событиями, такими как коллизия Индостана и/или интенсивное воздействие на верхнюю мантию данного региона нижнемантийных процессов. Поскольку масштаб неоднородностей, порождаемых этими процессами, оценивается величиной в тысячи км, для оценки и выяснения характера подобного воздействия в диссертационной работе будет использована глобальная сейсмотомографическая модель (Su, Woodward, Dziewonski, 1994). Для исследуемой области Центральной Азии в статье, где описывается данная модель, представлены три сечения мантии по большому кругу: одно, образующее угол 45° с полярной осью и пересекающее область Центральной Азии примерно на такой же широте, второе соответствует плоскости меридиана в 72 и третье - вдоль меридиана 108°. Рис. 1.10.,1.11. На этих рисунках ясно видна область пониженных значений скоростей сейсмических волн в нижней мантии, ограниченная меридианами 70° и 100° с запада и востока, а по широте простирающаяся от Сибирской платформы на севере и до Северо-Китайской платформы и Тарима на юге. Аномалия имеет грибообразную форму, шапка которой располагается у подошвы верхней мантии, а ножка гриба находится на широте ~45° и долготе -90-95°. Таким образом, есть все основания говорить о существовании здесь нижнемантийного плюма или восходящего потока нижнемантийной тепловой конвекции. Детальность данной модели не позволяет различить особенности структуры аномалий в верхней мантии над плюмом, однако на рис. 1.11(f) ясно видно, что область максимального уменьшения скорости располагается у подошвы верхней мантии, не проникая за границу 670 км. Здесь следует отметить, что практически такую же структуру аномалии

Рис. 1.10. Разрезы по большому кругу через центр Земли в сейсмотомографической модели S12 (Su et al., 1992). Толстый круг на карте показывает большой круг, определяющий пересечение секущей плоскости с поверхностью Земли. Внешнее кольцо соответствует поверхности Мохо. Самый толстый круг отражает ядро-мантийную границу. Пунктирная линия соответствует границе в 670 км. (а) есть полярное сечение вдоль 0° и 180° меридианов; (Ь) - сечение по плоскости, которая составляет угол в 45° с полярной осью; ( с ) - экваториальное сечение; (d) - сечение по плоскости, наклоненной под углом 135° относительно полярной оси.

3 h

Рис. 1.11. Разрезы по большому кругу через центр Земли в сейсмотомографической модели S12 (W.-J. Su et al., 1992). Толстый круг на карте показывает большой круг, определяющий пересечение секущей плоскости с поверхностью Земли. Внешнее кольцо соответствует поверхности Мохо. Самый толстый круг отражает ядро-мантийную границу. Пунктирная линия соответствует границе в 670 км. (е) - полярное сечение вдоль меридиана 36°; (f) - полярное сечение вдоль меридиана 72°; (g) - полярное сечение вдоль меридиана 108°; (h) - полярное сечение вдоль меридиана 144°.

получил для данного района Г.Н.Бугаевский (1978) еще в 1978 году. Рис. 1.13. По своей структуре аномалия нижнемантийного плюма напоминает тепловую аномалию, полученную L.P. Solheim & W.R.Peltier (1993), (см.рис.1.12.) в модели слоистой конвекции в кольце с учетом фазового эндотермического перехода на 670 км. В нижней части рисунка видна грибообразная тепловая аномалия с горизонтальным размером в 2000 км, подпирающая границу фазового перехода. Эта аномалия обеспечивает короткопериодную тепловую неустойчивость расположенного выше нее участка верхней мантии, что приводит здесь к формированию изолированных восходящих потоков, которые можно интерпретировать как верхнемантийные плюмы.

Локальные сейсмотомографические модели верхней мантии

регионов

Помимо глобальных томографических моделей в настоящее время создан ряд моделей отдельных регионов, имеющих принципиальное значение для тектоники литосферных плит и изучения мантийных процессов, обеспечивающих тектонический режим и эволюцию структур. Большая часть моделей была создана для областей конвергенции плит, где, по современным представлениям, происходит наращивание континентальной литосферы, активный магматизм и структурные преобразования, формирующие современный облик планеты. Здесь можно упомянуть сейсмотомографические модели верхней мантии Средиземноморья (Spakman, Lee, Hilst, 1993), Среднего Востока (Hearn, Ni, 1994), Памиро-Гиндукуша (Бугаевский, Нерсесов, Рогожина, 1971) запада

Рис. 1.12. Распределение температуры (справа) и компоненты радиальной скорости движения мантийного вещества (слева) при t=780 Ma в численной модели тепловой конвекции с учетом эндотермического фазового перехода на (ранице 670 км ( Solhenn L.P., Peltier W.R., 1992, mantle phase transitions and layered convection, Can. X Earth Sci., 30, 88 i-892).

Рис. 1.13. Схематическое изображение сечения мантии под Азиатским континентом плоскостью меридиана 100° в сейсмотомографической модели Г.Н.Бугаевского (Бугаевский Г.Н., 1978, Сейсмические исследования неоднородностей мантии Земли, Наукова думка, Киев, 184с). 1-зоны относительно пониженных скоростей; 2 - зоны относительно повышенных скоростей.

США (Humphreys, Clayton, Hager, 1984), зон субдукции Японии (Kamiya, Miyatake, Hirahara, 1988; van der Hilst, Widiyantoro, Engdhal, 1997), Аляски (Zhao, Christensen, Pulpan, 1995) и Юго-Восточной Азии (Puspito, Yamanaka, Miyatake et al., 1993). Региональные сейсмотомографические исследования привлекаются также для изучения конкретного мантийного механизма магматической активности - плюмов. Поскольку в нашей работе мы будем непосредственно касаться вопросов взаимодействия плюмов с континентальными плитами, остановимся на таких работах несколько подробнее. В (Hoernle, Zhang, Graham, 1995) проведен анализ современных глобальных и локальных томографических моделей с целью получения сейсмологических доказательств существования теплового плюма в верхней мантии под западной и центральной Европой. Как считают авторы, Восточная Атлантическая вулканическая провинция (Канарские острова, острова Мадейра, подводные горы Сахаран), Центральная Европейская вулканическая провинция (Массив Централь, Рейнский грабен, Нижняя Силезия) и Западная Средиземноморская вулканическая провинция (восточная Сицилия, Сардиния, Корсика) были сформированы в позднем кайнозое из одного подлитосферного мантийного источника. Рис. 1.14. Глобальная томографическая модель S12 (W.-J.Su et al., 1994) дает единую зону пониженных скоростей сейсмических волн под всеми провинциями до глубины более чем 500 км с некоторым сужением ее в районе Западного Средиземноморья. Рис.1.15. Другая глобальная модель Y.-S. Zhang & T.Tanimoto (1991), также обсуждавшаяся выше, имеет лучшую разрешающую способность в верхней мантии по сравнению с предыдущей моделью, поэтому ее аномалия, располагающаяся также под всеми провинциями в

55°

В

40й

25°

LVA depth Coulours

Atlantic Ocean

Рис. 1.14. Обзорная карта, показывающая аномалии пониженных значений 8-волн на глубинах 100, 300 и 500 км. ЕАУР - Восточная Атлантическая вулканическая провинция, \VMVP - Западная Средиземноморская вулканическая провинция, СЕУР - Центральная Европейская вулканическая провинция. Области вулканических провинций заштрихованы. Положение сейсмических профилей, представленных на рис. 1.15. и 1.16., показаны пунктирными линиями.

Рис. 1.15. Меридиональные скоростные разрезы верхней мантии Западной Европы из модели Б12 (8и е! а!., 1992).

чъ

интервале глубин 100-400 км, имеет уже характерную форму шляпки гриба рис. 1.16. Шляпка соединяется с нижнемантийным источником, судя по форме аномалии в данной глобальной модели, в районе атлантического побережья Испании. Однако, следует отметить, что аномалия подводящего канала имеет меньшую амплитуду, чем аномалия головы плюма, а это не соответствует данным численного и лабораторного моделирования этой мантийной структуры. Это несоответствие говорит скорее о существовании нескольких плюмов или изолированных горячих поднимающихся струй верхнемантийной тепловой конвекции в данном регионе. Данное предположение подтверждается локальной моделью Spakman W., Lee S., Hilst R., (1993) для Средиземноморья. Из этой модели видно, что под выделенными провинциями в верхах мантии существуют отдельные изолированные аномалии пониженных значений скоростей сейсмических волн. рис. 1.17. А общемантийный разрез модели Su et al., (1994) показывает аномалию пониженных значений скоростей сейсмических волн на подошве верхней мантии региона рис. 1.10.(а). Таким образом, мы опять приходим к ситуации подобной той, которая существует под областью Центральной Азии: восходящий региональный тепловой поток (плюм) в нижней мантии генерирует рой верхнемантийных плюмов, существование которых обнаруживается в формировании кайнозойских магматических провинций. Причем следует отметить, что магматические проявления здесь как показано в (Menzies, Bodinier, 1993) (Рис. 1.18.) также как и в Центральной Азии тяготеют к областям с тонкой литосферой.

Еще одним континентальным регионом, для которого была построена сейсмотомографическая модель верхней мантии с целью выявления

Рис. I 16. Аномалии скоростей сейсмических волн в верхней мантии региона вдоль профилей, показанных на рис I 14

Рис 1.17. Сейсмотомографическая модель EUR89B для центральной части исследуемой области Средиземноморья в интервале глубин 50-705 км ( Spakman W., van der Lee S., van der Hilst R., 1993, travel-time tomography of the European-Mediterranean mantle down to 1400 km, Phys. Earth Planet. Inter., 79, 3-74).

Рис Л. 18. Толщина литосферы и распределение кайнозойских вулканических пород по изотопным данным Sr и Nd (Menzies М.А., Bodiner J.L., 1993, Growth of the European lithospheric mantle - dependence of upper-mantle peridotite facies and chemical heterogeneity on tectonics and age, Phys. Earth Planet. Inter., 79, 219240).

более тонких особенностей строения по сравнению с глобальными моделями, является восточное побережье Южной Америки (VanDecar, James, Assumpcao, 1995). Исследуемая область включала четыре гетерогенных континентальных сегмента Бразильского щита -архейский кратон Сан Франциско, позднепротерозойский подвижный пояс Бразилиа, интраконтинентальный бассейн Парана и сдвиговый пояс Рибейра Рис. 1.19. Для получения сейсмологических данных в этом районе использовалась сеть из двенадцати широкополосных сейсмостанций, которые зарегистрировали приход сейсмических Р-волн от 182 землетрясений и S-волн от 113 сейсмических событий на дистанции 30°-98° с точностью 0,03с для продольных и 0,10с для поперечных волн. Алгоритм создания томографической модели базировался на телесейсмическом приближении, при котором в инверсии участвуют времена прихода волн, проходящих только через нижнюю границу области. Вопреки ожиданиям авторов, получить слабые латеральные вариации скоростей сейсмических волн в сублитосферной мантии, что является обычным для стабильных областей древних платформ и щитов, результаты инверсии показали существование низкоскоростной аномалии скоростей Р- и S-волн в виде цилиндра диаметром 300 км, который протягивался вертикально вниз с 200 км до 500-600 км Рис. 1.20.,1.21. В плане данная аномалия соответствует платобазальтам бассейна Парана, интенсивное излияние которых происходило 137-127 млн лет назад непосредственно перед раскрытием бассейна Южной Атлантики (120 млн лет). Данные базальты соотносятся обычно с поднявшейся головой плюма Тристан-да-Кунья. Практически непрерывная активность одноименной с плюмом горячей точки на СОХ привела в процессе последующего раскрытия океана к формированию поднятия

Рис.1.19. Карта расположения сейсмических станций (белые квадраты) с цветной топографией и схематическими контурами главных геологических провинций (сплошные линии). Граница внутри рисунка обозначает регион, для которого была построена сейсмотомографическая модель. Желтые кружки соответствуют местам проявления мелового щелочного вулканизма, а красный гексагон в центре показывает приблизительное положение низкоскоростной аномалии (VanDecai J.C., James D.E., Assumpcao М., 1995, Seismic evidence for a fossil mantle plume beneath south America and implications for plate driving forces, Nature, 378,25-31),

depth « 100 km

P-wavo velocity л^^ота^

i '••х-

depth - 100 km

Шр

'beiLZl^SSÉe1

S-hi va veKjcsry will

i i , àgÊËÉi® Л -

№ Ш:

P-wave velocity perturbations

S-wave velocity perturbations

Рис. 1.20. Распределение аномалий скоростей Р-волн (левая колонка) и 8-волн (правая колонка) на глубинах 100 км (верхний ряд) и 300 км (средний ряд). Нижний ряд представляет вертикальные сечения области по профилям, обозначенным белой линией. Желто-красные цвета соответствуют низко скоростным аномалиям, синий показывает высокоскоростные аномалии. Другие символы на рисунке соответствуют таковым на Рис. 1,19.

Рис. 1.21, Перспективное представление области, содержащей высоко- и низкоскоростные аномалии Р-волн (левая колонка) и В-волн (правая колонка). Верхний ряд показывает вид сверху, а нижний - со стороны юга. Низкоскоростные зоны показаны красными поверхностями, а высокоскоростные - г олубыми.

Рио Гранде и Китового хребта. В самом бассейне вслед за излияниями платобазальтов последовала вспышка щелочного вулканизма, охватившего северную и восточную окраины бассейна 80-90 млн лет назад. Авторы работы предложили три возможные объяснения выявленной аномалии. Прежде всего это мог быть новый плюм или восходящий поток мелкомасштабной тепловой конвекции. Эти две причины не подтверждаются ни современной вулканической активностью, ни современной динамикой поверхности региона. Третье объяснение, выдвинутое авторами, состоит в том, что данная аномалия есть реликт хвоста плюма, инициировавшего извержение базальтов -130 млн лет назад. Если аномалия имеет тепловую природу, то по амплитуде аномалии и лабораторным данным зависимости скоростей сейсмических волн от температуры можно оценить аномалию температуры, соответствующую обнаруженному падению величин скоростей волн. Отсюда для выявленной аномалии Р-волн в 1,5% и S-волн в 2% тепловая аномалия не будет превышать 200° С. С учетом кондуктивного остывания в течение 130 млн лет это соответствует избыточной температуре поднимающегося плюма в 350°-400° С, что лежит в ранге допустимых значений (Schilling, 1973; McKenzie, 1984). В пользу тепловой природы авторы приводят также тот факт, что над сейсмической аномалией наблюдается повышенный тепловой поток на поверхности. Свою лепту в формирование аномалии могут внести также композиционные отличия вещества плюма от материала окружающей мантии в частности из-за экстракции базальтового расплава. Как бы там ни было, но сам факт существования недеформированного реликта плюма в течение 130 млн лет привел авторов к заключению о том, что вся верхняя мантия региона в течение 130 млн лет двигалась на запад когерентно с

плитой Южной Америки со скоростью около 3 см/год. А это возможно, как считают авторы, только при условии общемантийной

тепловой конвекции апологетами которой являются

/

некоторые исследователи (e.g. Davies, Richards, 1992; Campbell, Griffiths, 1992). Однако в представленном выше достаточно убедительном доказательстве когерентного движения литосферной плиты и верхней мантии региона, как нам представляется, есть некоторые основания усомниться. Прежде всего, согласно кинематической модели плитных движений, геохимическим и сейсмологическим данным, субдукция плиты Тихого океана в районе Перуанского желоба происходит по крайней мере уже 30 млн лет со скоростью не менее 5 см/год (Pilger, 1984). За этот отрезок времени поглощенная часть Тихоокеанской плиты в состоянии достичь район бассейна Парана, двигаясь на запад, как это подтверждают сейсмологические данные, вдоль границы 670 км. Движение столь больших масс в нижней части верхней мантии неизбежно должно привести к деформированию реликта плюма под Параной в интервале глубин по крайней мере в 500-600 км, чего не наблюдается в представленной выше сейсмотомографической модели. Существование поглощенной плиты под бассейном в свою очередь ясно видно из общемантийного разреза в глобальной модели Su et al., (1994). Рис. 1.1 l.(h). Объяснение противоречия между глобальной и локальной сейсмотомографическими моделями данной области следует искать, на наш взгляд, в методе построения локальной модели. При создании данной модели было использовано телесейсмическое приближение, но как показано на тестовых примерах в (Дружинина, Кулаков, 1997), данное приближение обладает хорошей разрешающей способностью только по

¿гз

горизонтали, но не по вертикали. Поэтому можно сказать, что созданная авторами локальная сейсмотомографическая модель верхней мантии восточного побережья Ю.Америки уверенно обнаружила область пониженных значений Р- и 8-волн с горизонтальным размером в 300 км под провинцией платобазальтов, но она не в состоянии однозначно определить вертикальный размер этой аномалии. Для такого определения необходимо привлечение в модель сейсмических лучей, пересекающих исследуемую область мантии в субгоризонтальном направлении. Это, например, могут быть лучи от локальных землетрясений с угловым расстоянием менее 30°. На наш взгляд, обнаруженная аномалия простирается вглубь не более, чем на 250 - 300 км. Такое вертикальное «сжатие» аномалии приведет к увеличению ее амплитуды до 3-4% , что повысит роль ее композиционного отличия от вещества окружающей мантии. Таким образом, можно предположить, что данная региональная модель действительно обнаружила реликт хвоста плюма, который двигался вместе с литосферной плитой Ю.Америки, но глубина этой аномалии не превышает 300 км.

Для обсуждаемой в настоящей работе области Центральной Азии в ОИГГМ СО РАН была построена сейсмотомографическая модель верхней мантии, включающая регионы Алтае-Саянской складчатой области, севера Монголии и Байкальского рифта (Кулаков, Тычков, Кесельман, 1994; Ки1акоу, ТусЬкоу, Кезе1тап, 1995). Недавно был получен ее второй существенно улучшеный вариант (Ки1акоу, 1997) на базе инверсной телесейсмической схемы (ИТС), идея которой принадлежит И.Ю.Кулакову. В отличие от традиционной телесейсмической схемы, которая использует информацию от

удаленных источников, записанных региональной сейсмологической сетью изучаемого региона, инверсная схема использует источники, расположенные внутри региона сейсмические волны от которых записаны сейсмостанциями мировой сейсмологической сети. На наш взгляд подобная инверсная телесейсмическая схема имеет ряд преимуществ по сравнению с традиционными телесейсмическими алгоритмами. Прежде всего ИТС обеспечивает большое количество пар источник-приемник, что позволяет более точно осуществлять поправки за положение источников и приемников и добиваться большей плотности сейсмических лучей в расчетной области. Затем, более плотное распределение источников позволяет изучать относительно небольшие (100 км) уровни глубины. И, наконец, информация мировой сейсмологической сети хранится в международных банках данных, и является легкодоступной. Причем качество этих данных весьма высокое, поскольку мировая сеть представлена обычно лучшими сейсмостанциями региональных сетей. Во второй модели использовались времена прихода волн от 500 землетрясений, которые были записаны почти 1500 станциями мировой сети. Таким образом модель строилась на более чем 36000 временах прихода волн, что в шесть раз больше количества лучей, используемых в первой модели. Параметризация среды, алгоритм инверсии и процедуры тестирования во второй модели были оставлены без изменения. Сейсмическая структура верхней мантии второй модели существенно отличается от структуры, полученной в предшествующих работах по БРЗ (Рогожина, Кожевников, 1979), и представлена на рис. 1.22.-1.27. в виде шести горизонтальных слоев на различных глубинах. Прежде всего следует отметить, что верхняя мантия Алтае-Монгольской горной страны характеризуется

Depth: 125 km

tooo -r-r-i-™—

Depth: 175 km

•1200 -1000 -800 -600 -400 -200 0 ZOO 400 600 800 1000 1200

Рис. 1.22. Распределение вариаций скоростей продольных сейсмических волн в верхней мантии юга Сибири на глубине 125 и 175 км. Светлые области отвечают повышенным значениям скоростей относительно референтной модели РЕМ, темные - пониженным значениям скоростей. Изолинии проведены через 1% ( Kulakov I. Yu., 1997, 3D tomographic structure of the upper mantle beneath the central part of the Eurasian continent, Geophys. J. Inter., in press)

Depth; 225 km

ЮОО ------•-------1--

-1200 -lOOO -BOO -600 -40Q -ZOO О 200 400 GOO 8СЮ ЮОО 1200

Depth: 275 km

,0OO T------i——-Л-„4.

-12СЮ -ЮОО -800 -600 -400 -2СЮ О ЙОО 400 600 800 10ОО 1200

Рис. 1.23. Распределение вариаций скоростей продольных сейсмических волн в верхней мантии юга Сибири на глубине 225 и 275 км. Светлые области отвечают повышенным значениям скоростей относительно референтной модели РЕМ, темные - пониженным значениям скоростей. Изолинии проведены через 1% ( Kulakov I. Yu., 1997, 3D tomographic structure of the upper mantle beneath the central part of the Eurasian continent, Geophys. J. Inter., in press)

J"/

Depth: 325 km

I ООО -f-1-;-«--I---1-1--J-1--1-:-1-:-1-i---V

-1200 -1СЮ0 -800 -600 -400 -200 О 200 400 600 SOO Ю00 1200

Рис. 1.24. Распределение вариаций скоростей продольных сейсмических волн в верхней мантии юга Сибири на глубине 325 и 375 км. Светлые области отвечают повышенным значениям скоростей относительно референтной модели РЕМ, темные - пониженным значениям скоростей. Изолинии проведены через 1% ( Kulakov I.Yu., 1997, 3D tomographic structure of the upper mantle beneath the central part of the Eurasian continent, Geophys. J. Inter., in press)

SI

Depth: 425 km

1000 -,-' , ,1. ■■—-1- . '. .....I ...-1-1-. ....... J...,...;-1-'. "... ..>

-1200 -1000 -800 -600 -400 -200 О 200 400 600 800 1000 1200

Depth: 475 km

1000 .......I..-.....,, .1..,,.. ___I . I_.J ,., _l„.......n|..,.,,.,,..I.,.„,,,,_1_I-1-„»-L

■ 1200 -1000 -aoo -6Q0 -400 -200 0 200 400 600 800 1000 1200

Рис. 1.25. Распределение вариаций скоростей продольных сейсмических волн в верхней мантии юга Сибири на глубине 425 и 475 км. Светлые области отвечают повышенным значениям скоростей относительно референтной модели РЕМ, темные - пониженным значениям скоростей. Изолинии проведены через 1% ( Kulakov I.Yu., 1997, 3D tomographic structure of the upper mantle beneath the central part of the Eurasian continent, Geophys. J. Inter., in press)

Рис. 1.26. Распределение вариаций скоростей продольных сейсмических волн в верхней мантии юга Сибири на глубине 525 и 575 км. Светлые области отвечают повышенным значениям скоростей относительно референтной модели РЕМ, темные - пониженным значениям скоростей. Изолинии проведены через 1% ( Kulakov I. Yu., 1997, 3D tomographic structure of the upper mantle beneath the central part of the Eurasian continent, Geophys. J. Inter., in press)

Depth: 625 km

-1200 -ЮОО -BOO -eoo -400 -200 О 200 400 600 800 1000 1200

Depth: 675 km

1000 -j_1_'--4---J-1-.. . . I, .-L . ......—-1---1—-J-L

-1200 -lOOO -800 -вОО -400 -ZOO О 200 400 600 800 ЮОО 1200

Рис. 1.27. Распределение вариаций скоростей продольных сейсмических волн в верхней мантии юга Сибири на глубине 625 и 675 км. Светлые области отвечают повышенным значениям скоростей относительно референтной модели РЕМ, темные - пониженным значениям скоростей. Изолинии проведены через 1% ( Kulakov I.Yu., 1997, 3D tomographic structure of the upper mantle beneath the central part of the Eurasian continent, Geophys. J. Inter., in press)

заметными сейсмическими неоднородностями. Ее отличает периодичность аномалий в Алтае-Саянской складчатой области с амплитудой до +/- 3% и шириной около 200 км, ориентированных в направлении север-юг. Такая структура аномалий сохраняется до глубины в 350 км. Положительные аномалии обнаруживаются под Алтае-Монгольским и Монголо-Тувинским микроконтинентами, а также вдоль южной границы Байкальской рифтовой зоны. Отрицательные аномалии, в свою очередь, расположены под долиной Великих Озер, и в меридиональной полосе на юг от о.Хубсугул. На больших глубинах рисунок аномалий остается практически неизменным для западной половины области, только отрицательная аномалия под о.Хубсугул сместилась в южной части на запад. На северной границе Байкальской рифтовой зоны обнаруживается отрицательная аномалия в ранге глубин от 200 до 600 км. Выявленные мантийные аномалии по своей структуре можно условно разделить на два типа: под Алтае-Саянской областью они приближаются к мозаичной структуре с чередованием положительных и отрицательных участков, в то время как под северозападным бортом Байкала, о. Хубсугул и хр. Хангай отрицательные аномалии представляют собой изолированные не связанные между собой и вытянутые по вертикали «столбы», протягивающиеся практически через всю верхнюю мантию. Структура первого типа может быть обусловлена конвективным перемешиванием верхнемантийного вещества, а второй тип аномалий отражает скорее изолированные мантийные струи - плюмы.

Представленные выше локальные сейсмотомографические модели наглядно показали свою эффективность в выявлении «тонкой»

структуры верхней мантии, а также и то, что геодинамическую интерпретацию результатов томографии необходимо выполнять, привлекая не только геолого-геофизические данные, но и более глобальные модели структуры недр. Только взаимная увязка глобальных и локальных моделей сейсмотомографии позволит, как представляется, создать непротиворечивую модель мантийной динамики области, удовлетворяющую всему комплексу наблюдений.

Таким образом, основываясь на данных глобальной и локальной томографии и результатах численного моделирования нижнемантийной динамики, представленных выше, можно сказать, что недра Центральной Азии находятся в возбужденном нижнемантийной тепловой аномалией режиме «горячего поля» мантии, который выражается в формировании здесь «роя» верхнемантийных плюмов, проявляющихся в мезо-кайнозойской магматической активности региона восточной части исследуемой области (восточнее линии оз.Хубсугул-хр. Хангай), а также в виде связанных между собой, чередующихся по знаку аномалий, которые могут отображать структуру изометрической верхнемантийной тепловой конвекции в западной части области, что соответствует Алтаю и Саянам.

Глава 2. Структура континентальной литосферы по комплексу геолого-геофизических данных

По современным представлениям, мантийные процессы, принимающие непосредственное участие в формировании тектонических режимов континентальных областей, зависят от пространственных вариаций физических параметров в мантии, способов возбуждения мантийных течений и физических условий на границах области. В настоящей работе главное внимание уделяется динамике верхней мантии, нижняя граница которой расположена в среднем на глубине 660 км, а верхняя совпадает с подошвой литосферы. К принципиальным моментам для нижней границы следует отнести граничное условие по теплу: как показано в (Hewitt, McKenzie, Weiss, 1980), если здесь полагается постоянное значение температуры, то структура мантийного конвективного течения стремится к изометрическим конвективным ячейкам, если же задается постоянное значение теплового потока, что более отвечает реальной ситуации, то структура течения представляет собой вытянутую ячейку, горизонтальный размер которой в 8-10 раз превосходит вертикальный. Для верхнего граничного условия, максимальное влияние на структуру верхнемантийной конвекции оказывает присутствие здесь литосферы - жесткого кондуктивного слоя толщиной в 100-200 км, моделирующего континентальную плиту. Как показано в (Трубицын, Фрадков, 1985; Gurnis М., 1988; Трубицын, Бобров, Кубышкин, 1993), под такой плитой формируется восходящий поток конвекции, а под океаническими областями с более тонкой литосферой «чисто» тепловой природы - нисходящий. В настоящей работе исследуется динамика мантии только

внутриконтинентальных областей. Учитывая результаты работ, упомянутых выше, можно предположить, что и в нашем случае латеральные неоднородности континентальной литосферы могут влиять на структуру и эволюцию тепловой конвекции. Результаты исследования подобного влияния представлены во втором разделе настоящей работы. Вариации толщины континентальной литосферы были определены по геолого-геофизическим данным, обзору которых и посвящается данная глава.

Платформенные области

Центральная Азия включает в себя ряд платформенных областей, среди которых можно выделить Таримскую плиту, Северо-Китайский и Южно-Китайский кратоны. Кроме того, с юга к области Центральной Азии примыкает Индийская платформа, играющая важную роль в формировании современной тектонической обстановки региона. В северной части область включает Западно-Сибирскую палеозойскую платформу или плиту (К.В.Боголепов) и древнюю Сибирскую платформу. Рис. 1,27а. Как будет показано ниже, эти области также как и Индия оказывают существенное влияние на стиль деформирования и тектонический режим литосферы Центральной Азии.

Структура литосферы континентов изучается в настоящее время комплексом методов, среди которых главное место занимают сейсмические исследования. Для стабильных областей Сибири были получены региональные сейсмические профили по методике больших взрывов (Егоркин, Зюганов, Чернышев, 1984, Егоркин, Костюченко, 1991). К неожиданным результатам изучения недр региона данной

60 Е

80 Е

100 Е

120 Е

70 N

50 №

и

^щшт

1000 кт ъТАРИМ

:С.ЕВЕРО-КИТАЙСКАЯ^х>:: : ПЛАТФОРМА-

70 N

50 N

60 Е

80 Е

100 Е

120 Е

140 Е

Рис. 1.27а.Основные тектонические зоны Центральной Азии по (Берзин, Колман, Добрецов и др., 1994) с незначительными изменениями. 1-кратоны; 2-6 - аккреционно-коллизионные системы с комплексами океанической коры островных дуг и микроконтинентов: 2 - Рг3-Ст, 3 - Ст-Б, 4 - 0-8, 5 - Рг3, 6 -нерасчлененные Рг-Мг; 7-9 - микроконтиненты и докембрийские сиалические блоки: 7-лавразийской группы, 8-гондванской группы, 9-прочие; 10 -осадочный чехол Западно -Сибирской плиты.

методикой можно отнести выраженную латеральную и вертикальную неоднородности распределения сейсмических скоростей в литосфере. Причем если в литосфере Западно-Сибирской плиты зону пониженных подкоровых скоростей можно соотнести с областью древнего континентального рифтогенеза (Сурков, Жеро, 1981), то аномально высокие скорости в литосфере Сибирского кратона (до 8,6 км/с), как выяснилось, не связаны напрямую с проявлением кимберлитового магматизма, что предполагалось ранее (Суворов, Крейнин, Подваркова, и др., 1985). Хотя густота региональных профилей не позволяет надежно выявить эффект азимутальной анизотропии, которым можно было бы объяснить наличие высокосокростных аномалий, ее не удается обнаружить даже в местах пересечения нескольких профилей. Это позволило Н.И.Павленковой и Л.Н.Солодилову (Павленкова, Солодилов, 1997) сделать вывод о специфической анизотропии, когда «...скорость в любом направлении по горизонтали выше, чем по вертикали.» Однако для изучения подобного эффекта необходимы специальные исследования. Другое возможное объяснение высокоскоростных блоков, выдвинутое авторами, состоит в латеральной изменчивости петрологических характеристик литосферных пород. В.В.Гордиенко с соавторами показал (Бурьянов, Гордиенко, Кулик, Логвинов, 1983), что при выплавлении базальтов в результате обеднения мантии окислами железа, скорости продольных волн могут подняться до 8,58,6 км/с. Сибирская платформа, как известно, крупнейшая в мире провинция платобазальтов, поэтому высокоскоростным внутрилитосферным зонам могут вполне соответствовать очаги плавления при трапповом магматизме, глубина которых согласно ( White, McKenzie, 1995) могла составлять всего 50-60 км. Среди

выявленных внутрилитосферных неоднородностей необходимо выделить региональную reo динамически важную границу на глубине 100 км (граница N), которая по мнению Н.И.Павленковой соответствует подошве механической литосферы (Павленкова, 1997). Переход от литосферы к динамической мантии маркируется под древней Сибирской платформой кровлей слоя с максимальными относительными понижениями скорости сейсмических волн и сейсмической добротности на глубине 200 км, в то время как под Западно-Сибирской плитой глубина кровли этого слоя вдвое меньше (Егоркин, Зюганов, Чернышев, 1984). Толщина литосферы Западной Сибири в 120-130 км была получена геотермическим моделированием состояния недр региона (Тепловое поле недр Сибири, 1987, Соколова, Галушкин, Дучков, Смирнов, 1990).

Верхняя мантия сопредельных северных территорий Центральной Азии изучалась также по наблюдениям за поверхностными волнами ( Кожевников, 1987; Zorin, Novoselova, Turutanov, Kozhevnikov, 1990). По осредненным дисперсионным кривым поверхностных волн Рэлея, зафиксированным по трассам в пределах Сибирской платформы, был построен скоростной разрез S-волн. Область пониженных до 4,45 км/с значений скоростей поперечных волн, которые, как известно, чувствительны к реологическому состоянию недр, соответствует интервалу глубин 200-250 км, что можно соотнести с астеносферным слоем.

Мощность литосферы не менее 200 км для докембрийских платформ, к которым в рассматриваемом регионе относятся Сибирская платформа, Тарим и Китайские платформы, была выведена также по

результатам изучения азимутальной сейсмической анизотропии. Лабораторное изучение микроструктуры пород при их деформировании по механизму дислокационного крипа показало, что минералы, и прежде всего оливин, становятся ориентированными в пространстве при девиаторных (тектонических) напряжениях выше 10 МРа (100 бар) и при высоких температурах (Karato, Wu, 1993). Подобные условия существуют в литосфере континентов при ее формировании. Последующее остывание консервирует микроструктуру пород, порождая анизотропию сейсмических волн. P.Silver & W.Chan (1988) обнаружили подобную азимутальную анизотропию в скоростях S-волн в верхних 200 км Канадского щита. Сопоставление этих данных с геологией района показало, что анизотропия обусловлена ископаемой деформацией литосферного материала при последнем эпизоде орогении в данном регионе (2,5-2,7 млрд лет). Начиная с этого времени, замечают авторы, кора региона движется когерентно с 200-250 км слоем литосферы. Современные глобальные модели верхней мантии, полученные по наблюдениям за длиннопериодными поверхностными волнами показали, что сейсмическая анизотропия, в верхних 200-250 км глубины на континентах достигает 4-7 % и резко уменьшается до 1 % на глубинах более 300 км (Dziewonski, Anderson, 1981; Montagner, Tanimoto, 1991). Рис. 1.28. Эту границу на глубине 210-300 км под континентами в виде резкого отражающего горизонта S-волн при их приходе от ядра, обнаружили J.Revenaugh & ТJordan (1991), она была названа ими границей «Leyman». Таким образом, есть все основания полагать, что эта граница соответствует переходу от континентальной литосферы с выраженной анизотропией, полученной при ее формировании, к

Рис. 1.28. Изменение азимутальной амплитуды анизотропии сейсмических волн Рэлея (черные квадраты) и поляризационной анизотропии поперечных сейсмических волн (черные треугольники) с глубиной ( Montagner J.-P., Tanimoto Т., 1990, Global anisotropy in the upper mantle inferred from the regionalization of phase velocities, J.Geophys. Res., 95, 4797-4819).

практически изотропной астеносфере - области интенсивного конвективного перемешивания мантийного вещества.

Новым мощным инструментом в изучении структуры недр и в частности латеральных неоднородностей литосферы континентов, является сейсмическая томография. В настоящее время создан ряд глобальных сейсмотомографических моделей Земли (e.g. Zhang, Tanimoto, 1993; Su, Woodward, Dziewonski, 1994). Эти модели показали наличие высокоскоростных «корней» континентов до глубины в 400 км под Канадой, Фенноскандией, платформами Евразии, Африки и западной части Австралии. Однако, как заметили G.Nolet, S.P.Grand и B.L.P.Kennett (1994), вертикальное разрешение (осреднение) моделей при радиальной параметризации составляет около 230 км, поэтому можно говорить о наиболее вероятной глубине «корней» лишь в 300 км. Такая глубина является существенным элементом в гипотезе T.Jordan (1975) о тектосфере. Однако R.S.White (1988) предпринял специальное исследование работ T.Jordan и выяснил, что слово «континент», которое использует в своих построениях T.Jordan, означает на самом деле «архейский щит». Вообще необходимо отметить, что глобальные современные модели верхней мантии дают прежде всего представления о процессах и структурах, масштабы которых сопоставимы с радиусом Земли. Как отметил P.M.Davies (1995), упомянутые выше модели имеют общие региональные характеристики, но различаются в деталях, особенно в части амплитуд аномалий и особенностях их геометрии. Для выявления степени неоднозначности и определения значимых величин параметров литосферы, полученных при подобных региональных исследованиях, J.Polet & D.Anderson (1995)

статистически обработали упомянутые выше сейсмотомографические модели Земли, а также модель Grand S.P., (1994), с целью определения глубины корней континентов. Они разбили всю континентальную область Земли на две возрастные группы : 800-1700 млн лет (средний протерозой) и древнее 1700 млн лет (архей и ранний протерозой). Анализ показал, что древним кратонам, к которым в частности относятся Сибирская и Китайские платформы, соответствует статистически достоверная глубина высокоскоростной мантии в 250 км. Необходимо иметь в виду, что это усредненная глубина по площади древних континентальных образований, включающих архейские ядра, мощность которых по комплексу данных оценивается величиной в 300-320 км (e.g. Jordan, 1988). Таким образом, сейсмические наблюдения позволяют оценить мощность литосферы древних консолидированных платформ изучаемого региона в 200-220 км.

Помимо сейсмических исследований, структура литосферы платформ изучалась другими геофизическими методами из которых можно выделить данные электромагнитных наблюдений. Наиболее распространенным методом здесь является магнитотеллурическое зондирование, основанное на измерении натуральных электрического и магнитного полей на поверхности Земли. Зондирование с расширенным диапазоном периодов электромагнитных колебаний (0,02-2000 с) позволяет изучать электрические характеристики разреза от первых километров до 200 километров глубины. Однако эти наблюдения искажаются приповерхностными электрическими неоднородностями, поэтому полученные оценки мощности литосферы воспринимались как весьма приблизительные. Тем не

менее, на юге Сибирской платформы результаты проведенного зондирования показали существование зоны повышеной электропроводности, соответствующей астеносфере, на глубинах 180200 км (Геология и сейсмичность зоны БАМ: Глубинное строение, 1984), что практически совпадает с представленными выше сейсмическими данными, а изучение электрических свойств мантии на Урале и прилегающих областях платформ выявило присутствие проводящих слоев в Западной Сибири на глубинах 80 -100 км ( Дьяконова, Шестаков, Варданьянц, Годнева, 1990). Отсутствие новых результатов магнитотеллурических исследований мантии за последние годы в России заставляет обратиться к зарубежным работам на докембрийских платформах, предполагая вслед за Ч.Б.Борукаевым (1985), что основные черты структуры коры и литосферы в целом этих геологических образований являются универсальными. Успехи в развитии инструментальной базы и обработки данных, обеспечивающие точную оценку фазы между электрическим и магнитным полем, а также применение новых методов импедантного анализа позволили значительно уменьшить неоднозначности результатов магнитотеллурического зондирования. Канадские геофизики на аппаратуре нового поколения выполнили серию наблюдений в провинции Сьюпериор на Канадском щите, что позволило им существенно улучшить имеющуюся электрическую модель структуры коры и верхов мантии для данного региона. Наиболее впечатляющий результат проведенных работ состоит в том, что они обнаружили отчетливую электрическую анизотропию в верхних 100 км мантии. Анизотропия, по мнению авторов, обусловлена проводящими графитовыми пленками,

ориентированными по трещинам или границам зерен и ассоциируется

с метасоматозом мантийных корней главных архейских сдвиговых зон, секущих всю провинцию Сьюпериор. Это является прямым доказательством того, что мантийная часть литосферы Канадского щита до глубин порядка 150-200 км оставалась фиксированной и стабильной по отношению к коре начиная с позднего архея (Mareschal, Kellett, Kurtz et al., 1995; Ji, Rodenau, Mareschal, Senechal, 1995).

Независимая информация о структуре континентальной литосферы поступает при изучении изверженных с большой глубины ультраосновных пород - кимберлитов и содержащихся в них ксенолитов, т.е. включений мантийных пород, вынесенных на поверхность магматическими событиями. В 1995 году в Новосибирске прошла VI международная кимберлитовая конференция, на которой были представлены последние достижения в изучении эволюции мантийного вещества, выяснении тепловой и вещественной структуры верхней мантии древних континентальных областей по данным из кимберлитов. В частности для Сибирской платформы был изучен ряд кимберлитовых полей, что дало возможность говорить о картировании подошвы литосферы по всей платформе (Griffin, Kaminsky, O'Reilly, Ryan, Sobolev, 1995). Для палеозойских кимберлитов поля Далдын был выполнен элементный анализ более чем 800 гранатов и свыше 100 хромитов. Геотерма по гранату соответствует кондуктивной модели литосферы с тепловым потоком в 35 mW/m2 и резким градиентом около значения 1200° С. Эта температура совпадает с исчезновением деплетированных гранатов и появлением «астеносферных» характеристик в виде высокотемпературных деформированных перидотитовых ксенолитов.

Представленные тепловые и химические изменения соответствуют границе на глубине в 210 км, которая может быть интерпретирована как граница литосферы. Подобные данные получены также для Алакитского и Мало-Ботуобинского кимберлитовых полей. Толщина литосферы в этих районах оценивается в 200 и 180 км соответственно. Данные из нескольких девонских кимберлитовых полей вдоль линии Мирный- р.Оленек показали, что и геотерма и основание литосферы воздымаются при движении от поля Далдын в северном направлении с утонением литосферы до 120 км в районе нижнего течения р.Оленек, что связывается здесь с влиянием рифтинга в Арктическом океане. На Северо-Китайской платформе обнаружено три эпохи проявления кимберлитового магматизма: среднепротерозойская (1650-1800Ма), палеозойская (457-460Ма) и мезо-кайнозойская (117-52Ма). Термобарометрия образцов показала, что литосфера платформы в районе древних ядер имеет мощность 223-204 км с заметным ее утонением к периферии области до величины < 150 км (Fengxiang Lu, Zheng Jianping, Zhao Lei et al., 1995).

Области современного горообразования

К подобным областям рассматриваемого региона относятся прежде всего Алтае-Монгольская горная страна, которая включает в себя Байкальский рифт. Кроме того, мы будем касаться некоторых особенностей динамики мантии и характера взаимодействия мантийных и литосферных процессов Памиро-Гималайского коллизионного пояса, хотя задачи создания полной модели мантийной динамики этой области в данной работе не ставилось.

Главное место в изучении структуры литосферы, как уже упоминалось, принадлежит сейсмическим исследованиям. К сожалению, территория Алтае-Монгольской горной страны изучена данным методом крайне неравномерно. Большая часть исследований в данном регионе в последние 30 лет была сконцентрирована в Байкальской рифтовой зоне, поэтому сейчас у исследователей сложилось достаточно ясное представление о структуре литосферы этого уникального геологического объекта. Главной особенностью рифтовой зоны является локальное утонение литосферы до 40 км в ее осевой части ( Крылов, Мандельбаум, Мишенькин и др., 1981). Область утоненной литосферы протягивается от оз. Хубсугул на западе вдоль всего озера Байкал стокилометровой полосой, а затем поворачивает на северо-восток, расширяясь вдвое. Особенностью этой зоны является практически полное отсутствие мантийной части литосферы и динамическая горячая мантия подходит непосредственно к коре. В ИЗК СО РАН было предпринято изучение структуры литосферы Алтае-Монгольской горной страны комплексом геофизических методов (Зорин, Новоселова, Турутанов, Кожевников, 1990). (Рис. 1.29.) При создании карты толщины литосферы авторами были использованы данные наблюдений за поверхностными сейсмическими волнами, результаты гравимагнитного изучения территории, геотермические и другие данные. Область утоненной до 50 км литосферы оказалась здесь несколько шире, чем в предыдущей работе и в районе оз.Хубсугул резко поворачивала строго на юг, простираясь в этом направлении до 44° СШ. Толщина литосферы Монгольского Алтая составляла не более 75 км с утолщением до 100 км в меридиональной полосе к востоку от котловины Больших Озер. В Забайкалье, юго-восточнее рифтовой зоны, мощность литосферы в

Рис. 1.29. Схема толщины литосферы Монголо-Сибирской горной страны и сопредельных территорий . Сплошные изолинии проведены через 50 км (Зорин, Новоселова, Турутанов, Кожевников, 1990).

среднем составляла 120 км с резкими ундуляциями 75-150 км в районе хр. Хэнтэй-Даурский. Сопоставление полученной структуры литосферы с данными о тепловом потоке позволило авторам сделать вывод о резко нестационарном тепловом поле литосферы и активной динамике недр исследуемой территории.

В ОИГГМ СО РАН создана модель глубинной структуры Алтае-Монгольской области методом сейсмической томографии (Кулаков, Тычков, Кесельман, 1994; Ки1акоу, ТусЬкоу, Кеэекпап, 1995; Ки1акоу, 1997). В этом цикле работ применялась технология Инверсной Телесейсмической Схемы, разработанная одним из авторов (И.Ю.Кулаковым), что позволило использовать качественные данные мировой сейсмологической сети и получить достаточно детальную структуру недр и, в частности, уточнить ранее полученную структуру литосферы региона. Рис. 1.22. Следует отметить, что обнаруженные существенные латеральные аномалии скоростей сейсмических волн в первых 200 км глубины обусловлены структурными и вещественными неоднородностями данного слоя и отражают сложную историю формирования и последующую эволюцию литосферы области. При взгляде на схему распределения сейсмических скоростей в данном слое, можно видеть высокоскоростную зону в восточной части области, которая соответствует Алтае-Монгольскому микроконтиненту, описанному Н.А.Берзиным и Н.Л.Добрецовым (Веггт, ЭоЬг^зоу, 1993). Другая литосферная зона относительно повышенных сейсмических скоростей располагается к востоку от оз.Убсу-Нур и соответствует докембрийскому Тувино-Монгольскому или Центрально-Монгольскому микроконтиненту с толстой холодной литосферой.

Промежуток между стабильными блоками микроконтинентов заполнен аккреционными зонами, включающими в себя фрагменты островодужных комплексов с осадками задуговых бассейнов, океанические породы в форме офиолитовых чешуй и их отдельные блоки в меланжах и олистостромах (Berzin, Coleman, Dobretsov et al., 1994). Поэтому есть все основания полагать, что толщина литосферы этих практически океанических образований составляет не более 80120 км. Эти зоны достаточно хорошо коррелируют с отрицательными аномалиями скоростей в «литосферном» слое томографической структуры в ранге глубин 100-200 км. Такая низкоскоростная зона в районе котловины Больших Озер совпадает с кембрийской аккреционной системой (так называемая «Озерная зона»), выполненной венд-раннепалеозойскими осадками океанических котловин, островных дуг и задуговых бассейнов. Широко представлены также офиолиты, часто в полном разрезе. Другая область относительно пониженных литосферных скоростей расположена к востоку от Центрально-Монгольского микроконтинента и соответствует аккреционным системам на севере Джида, а на юге - Байян-Хонгор (Didenko, Mossakovskii, Pecherskii, et al., 1994). Литосфера этих областей вряд ли более 100 км толщины, это видно по тому, что на томографической схеме уровень в 125 км глубины показывает горячий астеносферный материал, соответствующий здесь относительно пониженным значениям скоростей сейсмических волн. Описанная выше сейсмическая модель литосферы Алтае-Монгольской горной области не противоречит ранее полученным геофизическим результатам и подтверждает принципы и критерии выделения микроконтинентов и аккреционно-коллизионных систем, которые были использованы при создании

геодинамической карты Палеоазиатского Океана. Эта карта, представляющая собой главный результат проекта IGCP No.283 «Geodynamic evolution of Paleoasian Ocean» (лидеры: Н.Л.Добрецов, Сяо Сючань, Р.Г.Колман), опубликована в специальном томе журнала «Геология и геофизика» (т.35, №7-8, 1994).

Другой областью активного горообразования в изучаемом регионе, к которому буквально приковано внимание исследователей в последние 25 лет, является современная коллизионная зона на юге Центральной Азии. Непосредственное столкновение Индостана с Азией, начавшееся по различным оценкам -20-30 млн лет назад, привело к глобальным изменениям в структуре и динамике литосферы южной половины Центральной Азии (Dewey, Burke, 1973; Molnar, Tapponier, 1978; Хаин, Тычков, Владимиров, 1996). Принципиальными характеристиками современной структуры литосферы региона являются утолщение коры Гималаев и плато Тибет до 80 км и практически полное отсутствие литосферной мантии под северной половиной этого плато (Willet, Beaumont, 1994). Рис.1.30. Механизмы формирования подобных латеральных вариаций континентальной литосферы по мощности обсуждаются во втором разделе работы.

Представленные выше данные позволяют сделать вывод о том, что мощность континентальной литосферы древних (1,6-1,7 млрд. лет) платформ региона Центральной Азии оценивается величиной в 200220 км, в то время как литосфера их окружающих более молодых складчатых поясов или палеозойских платформ - в 125-150 км. Литосфера областей современного горообразования региона весьма неоднородна по мощности. Она представляет собой ансамбль

India Himalayas... ^ Tibetan Plateau

Ended №ss -

CO

Lithospheric mantle

itpt ШШ

Tarim Tien Shan/A)tai

Siberia

Asthenosphere

Рис. 1.30. Структура коры и верхов мантии Индо-Азиатского коллизионного орогенического пояса в направлении конвергенции плит, полученная путем синтеза сейсмических наблюдений в полосе 80°-90° Е ( Willet S.D., Beaumont С., Subduction of Asian lithospheric mantle beneath Tibet inferred from models of continental collision , Nature, 1994, 369, 642-645).

микроплит или микроконтинентов с относительно утолщенной литосферой до 200 км, которые окружают аккреционные комплексы с литосферой океанического типа не более 100 км толщины. Следует отметить, что структура литосферы континентов существенно отличается от таковой в океанах. Это обусловлено не только и не столько более длительной историей развития континентов, сколько принципиальными различиями в природе литосферы этих областей, что влечет за собой принципиально иное распределение физических характеристик с глубиной, среди которых необходимо прежде всего выделить реологию литосферных плит.

Заключение диссертации по теме «Геотектоника», Тычков, Сергей Анатольевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Основной вывод данной работы состоит в том, что во внутриконтинентальных областях гетерогенная по мощности литосфера формирует и стабилизирует структуру верхнемантийной тепловой конвекции - главного динамического процесса в недрах, что, в свою очередь, предопределяет эволюцию плюмов, концентрируя их в областях складчатых поясов, окружающих древние платфомы.

В работе впервые для области Центральной Азии выполнен совместный анализ глобальных и региональных сейсмотомографических данных, что позволило путем увязки данных создать непротиворечивую модель структуры недр, которая объясняет режим динамики верхней мантии активизированной области.

Получены новые принципиальные результаты в моделировании мантийных процессов. Предпринятые ранее попытки механически перенести в континентальные области технологии моделирования мантийной динамики океанических недр привели к тому, что построенные модели (Fleitout, Yuen, 1984; Schmeling, Marquait, 1991, 1993) не удовлетворяли данным наблюдений. Анализ этих моделей показал, что принципиальным моментом здесь является природа литосферы. В настоящей работе доказано, что континентальная литосфера радикально отличается от океанической по способу своего образования и вещественному составу. Поэтому литосфера здесь была представлена жестким слоем, вещество которого не принимает участия в конвективном перемешивании. В последнее время появились работы (Nakakuki, Yuen, Honda, 1997; Doin, Fleitout, Christensen, 1997; Lenardic,

1997) где вязкость литосферы на порядки отличается от вязкости конвектирующей мантии, что близко к подходу, развиваемому в настоящей работе. Однако в этих работах мощность литосферы предполагалась постоянной по латерали и, кроме того, в них не вычислялись геофизические характеристики моделей, что затрудняло их верификацию. Выполненный в работе анализ данных по структуре литосферы континентов показал, что ей присущи долгоживущие резкие латеральные вариации по мощности, превышающие 100 км. Полученные в работе модели позволили сделать вывод о том, что жесткая, гетерогенная по мощности литосфера континентов формирует и стабилизирует структуру верхнемантийной тепловой конвекции -главного механизма мантийной динамики. Только при таком подходе удается построить модели динамики недр, геофизические характеристики которых удовлетворяют данным наблюдений.

В работе представлен механизм унаследованности развития структур внутриконтинентальных складчатых поясов. Он определяется процессом взаимодействия плюмов и астеносферных потоков тепловой конвекции под гетерогенной континентальной литосферой. Показано, что эволюция плюмов под континентами принципиально отличается от таковой в океанах, где излияния базальтов практически всегда совпадают с местом подъема плюма. На континентах же плюмы, прежде чем сформировать очаги магматизма, могут быть перенесены астеносферными течениями конвекции вдоль подошвы литосферы на сотни километров. Причем потоки верхнемантийной конвекции выносят плюмы из-под древних платформ в складчатые пояса, их обрамляющие, что и обеспечивает периодически повторяющуюся тектоно-магматическую активизацию этих поясов. Характерным примером подобной мантийной динамики является эволюция недр Южной Сибири в мезо-кайнозое.

Несомненно, изучение мантийных механизмов, формирующих тектонический и магматический режимы внутриконтинентальных областей, следует продолжать комплексом современных методов в нескольких направлениях. Во-первых, необходимо дальнейшее развитие метода сейсмической томографии недр с учетом специфики задач для континентальных областей. Первостепенной задачей здесь, как представляется, является изучение современной структуры верхней мантии «немых» в сейсмологическом смысле регионов древних платформ, где отсутствуют эпицентры землетрясений и/или сеть сейсмостанций. Эту задачу можно решить, развивая сейсмотомографню на БЗ, РР и других типах волн. Во-вторых, в части математического моделирования мантийных процессов, необходим переход на трехмерные модели. Как показали работы в этом направлении, только при объемном моделировании возможно создание адекватных моделей недр активизированных областей, поскольку для них характерно резкое изменение параметров по латерали в широтном и меридиональном направлениях, что делает применение двумерных моделей весьма затруднительным. Наконец, в-третьих, изучение глубинной геодинамики невозможно без точных и подробных геодинамических карт исследуемых территорий, первый вариант которых для Центрально-Азиатского складчатого комплекса был получен в рамках проекта ЮСР № 283 (

2. З'З"

Берзин, Колман, Добрецов и др., 1994). Эти карты, кроме их детализации, необходимо должны быть дополнены трансектами, дающими информацию о структуре коры и литосферы в целом (Зорин, Беличенко, Турутанов и др., 1994), а также кондиционными картами аномалий гравитационного и магнитного поля, распределения значений теплового потока и других геолого-геофизических характеристик.

При всей актуальности перечисленных выше задач, дальнейшее развитие и получение принципиальных результатов континентальной глубинной геодинамики будет идти, на наш взгляд, в основном посредством реализации междисциплинарных интеграционных научных проектов, объединяющих исследовательские группы геологов, геохимиков, геофизиков и математиков - вычислителей.

Список литературы диссертационного исследования доктор геолого-минералогических наук Тычков, Сергей Анатольевич, 1998 год

ЛИТЕРАТУРА

1. Алексеев A.C., Лаврентьев М.М., Мухомедов Р.Г., Романов В.Г., 1969, Численный метод решения трехмерной кинематической задачи сейсмики, Математические проблемы в геофизике, вып.1, СО АН СССР, Новосибирск, 179-201.

2. Алексеев A.C., Ваньян Л.Л., Бердичевский М.Н. и др., 1977, Схема астеносферных зон Советского Союза, Доклады АН СССР, т.234, №.4, 720-729.

3. Артемьев М.Е., Демьянов Г,В., Кабан М.К., Кучериненко В.А., 1993 , Гравитационное поле плошостных неоднородностей литосферы Северной Евразии, Физика Земли, №5, 12-22.

4. Артюшков Е.В., 1979, Геодинамика, М.: Наука, 327 с.

5. Артюшков Е.В., 1993, Физическая тектоника, М.: Наука, 456 с.

6. Бобров A.M., Трубицын В.П., 1995, Времена перестроек структуры мантийных течений под континентами, Физика Земли, 7, 5-13.

7. Борукаев Ч.Б., 1985, Структура докембрия и тектоника плит, Новосибирск, Наука, 190с.

8. Бугаевский Г.Н., Нерсесов И. Л., Рогожина В. А., 1971, Горизонтальные неоднородности верхней мантии в Центральной Азии, Физика Земли, №6, 21-27.

9. Бугаевский Г.Н., 1978, Сейсмические исследования неоднородностей мантии Земли, Наукова думка, Киев, 184с.

10. Бурьянов В.Б., Гордиенко В.В., Кулик С.Н., Логвинов И.М., 1983, Комплексное геофизическое изучение тектоносферы континентов, Киев: Наукова думка, 176 с.

11. Геофизические исследования в Восточной Сибири на рубеже XXI века, Новосибирск, Наука, 211с.

12. Геология и сейсмичность зоны БАМ: Глубинное строение, 1984, Под ред. Пузырева H.H., Новосибирск, Наука, 173с.

13. Гобаренко B.C., Яновская Т.Б., 1983, Исследование горизонтальных неоднородностей строения верхней мантии в Алтае-Саянской зоне, Физика Земли, №4, 21-35.

14. Грачев А.Ф., Гулько Н.И., Добржинецкая Л.Ф. и др., 1987, О вещественной, структурной и физической неоднородности в пределах одного образца шпинелевого лерцолита, В кн: Глубинные ксенолиты и строение литосферы, М: Наука, 8-30.

15. Диденко А.Н., Моссаковский A.A., Печерский Д.М., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н., 1994, Геодинамика палеозойских океанов Центральной Азии, Геология и геофизика, 35, №7-8, 59-75.

16. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., 1994, Глубинная геодинамика, НИЦ ОИГГМ СО РАН, Новосибирск, 299 с.

17. Добрецов Н.Л., 1997, Пермо-триасовый магматизм и осадконакопление в Евразии как отражение суперплюма, Доклады РАН, т.354, №2, 220-223.

18. Дружинина A.A., Кулаков И.Ю., 1998, Численное тестирование и практическая реализация инверсной телесейсмической схемы для исследования верхней мантии южного горного обрамления Сибири, Геология и геофизика, в печати.

19. Дучков А.Д., Соколова Л.С., 1974, Геотермические исследования в Сибири, Новосибирск, «Наука», 280 с.

х «г Я

20. Дучков А.Д., Балобаев В.Т., Володько Б.В. и др, 1994, Температура, криолитозона и радиогенная теплогенерация в земной коре Северной Азии, ОИГГМ СО РАН, Новосибирск, 141 с.

21. Дьяконова А.Г., Шестаков А.Ф., Варданьянц И.Л., Годнева Г.С., 1990, Результаты глубинного магнитотеллурического зондирования в Уральском регионе, Физика Земли, 2, 162-172.

22. Егоркин A.B., Зюганов С.К., Чернышев Н.М., 1984, Верхняя мантия Сибири, XXVII Междунар. Геол. Конгресс, Доклады сов.геологов, М.: Наука, т.8, Геофизика, 27-42.

23. Егоркин A.B., Костюченко С.Л., 1991, Неоднородность строения верхней мантии, В кн: Глубинное строение территории СССР, под ред. В.В.Белоусова, М: Наука, 135-143.

24. Золотарев А.Г., Белоусов В.М., 1983, Неотектоника юга Восточной Сибири, в кн.: «Региональная неотектоника Сибири», Новосибирск, «Наука», 5-15.

25. Зоненшаин Л.П., Кузьмин М.И., 1983, Внутриплитный магматизм и его значение для понимания процессов в мантии Земли, Геотектоника, №1, 28-45.

26. Зорин Ю.А., Глевский Г.Н., Голубев В.А. и др., 1977, Очерки по глубинному строению Байкальского рифта, Новосибирск, Наука, 153 с.

27. Зорин Ю.А., Новоселова М.Р., Турутанов Е.Х., Кожевников В.М., 1990, Строение литосферы Монголо-Сибирской горной страны, В кн: «Геодинамика внутриконтинентальных горных областей», Новосибирск, Наука, с. 143-154.

28. Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Турутанов Е.Х., Мордвинова В.В., Кожевников В.М., Хозбаяр П., Томуртогоо О., Арвисбаатар Н., Гао III.. Дэвие П.,1994, Байкало-Монгольекий трансект, Геология и геофизика, 35, №7-8, 94-110.

29. Кирдяшкин А.Г., Гладков Н.Н., Шарапов В.Н., 1987, Моделирование динамики магмообразования над локальным источником тепла, Геология и геофизика, №1, 64-67.

30. Кожевников В.М., 1987, Дисперсия поверхностных сейсмических волн Рэлея и строение литосферы Сибирской платформы, Физика Земли, 6, 48-56.

31. Коробицына Ж.Л., Тычков С.А., 1997, Численное моделирование процессов тепло-и массопереноса с учетом фазового перехода в геодинамике, Журнал вычислительной математики и математической физики, т.37, №6, 733-741.

32. Крылов C.B., Мишенькин Б.П., Петрик Г.В., Селезнев B.C., 1971, О сейсмической модели верхов мантии в Байкальской рифтовой зоне, Геология и геофизика, №12, 108-112.

33. Крылов C.B.. Мандельбаум М.М., Мишенькин Б.П. и др., 1981, Недра Байкала (по сейсмическим данным), Новосибирск, Наука, 105с.

34. Кулаков И.Ю., Тычков С.А., Кесельман С.И., 1994, Трехмерная структура верхней мантии южного горного обрамления Сибирской платформы по данным сейсмической томографии, Геология и геофизика, 7, 31-48.

35. Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М., 1986, Теоретическая физика: t.IV, Гидродинамика, М: Наука, 736с.

-2. ¿О

36. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Викхам С.М., 1994, Ангаро-Витимский батолит в Трансбайкалии: Структура, петрология и модель образования, Геология и геофизика, 35, 7-8, 217-234.

37. Махоткин И.Л., Журавлев Д.З., Саблуков С.М. и др., 1997, Плюм-литосферное взаимодействие как геодинамическая модель образования Архангельской алмазоносной провинции, Доклады РАН, т.353, №2, 228-232.

38. Мошкин Н.П., Рычкова Е.В., Тычков С.А., Черных Г.Г., 1995, Тестирование нектороых численных моделей конвективных течений применительно к задачам геодинамики, Вычислительные технологии, т.4, №13, 224-231.

39. Павленкова Н.И., Солодилов Л.Н., 1997, Блоковая структура верхов мантии Сибирской платформы, Физика Земли, 3, 11-20.

40. Павленкова Н.И., 1997, Общие черты структуры верхней мантии по данным длинных сейсмических профилей, Тез. сов. «Неоднородности верхней мантии по сейсмическим и сейсмологическим данным», М: ГЕОС, 38-39.

41. Пущаровский Ю.М., 1995,Парадигмы в геологии,Природа,№1, 3342.

42. Рыков В.В., Трубицын В.П., 1994, Численное моделирование трехмерной мантийной конвекции и тектоника литосферных плит, Вычислительная сейсмология, 26, 94-102.

43. Рычкова Е.В., Тычков С.А., 1997, Численная модель тепловой конвекции в верхней мантии Земли под литосферой континентов, Вычислительные технологии, т.2, №5, 66-81.

44. Сидоров A.M., Дучков А.Д., 1989, Механизмы теплопереноса в горных породах, Новосибирск, Наука, 96с.

45. Соколова Л.С., Галушкин Ю.И., Дучков А.Д., Смирнов Л.В., 1990, Геотермическая модель литосферы вдоль профиля ГСЗ «Березово-Усть-Мая» в пределах Западно-Сибирской плиты, Геология и геофизика, №9, 84-93).

46. Суворов В.Д., Крейнин А.Б., Подваркова И.В., и др., 1985, Площадные глубинные сейсмические исследования в Малоботуобинском районе Якутии, Геология и геофизика, 1, 8290.

47. Сурков B.C., Жеро С.Г, 1981, Фундамент и развитие платформенного чехла Западно-Сибирской плиты, М.: Наука, 142 с.

48. Тепловое поле недр Сибири, 1987, Дучков А.Д., Лысак А.Д., Балобаев В.Т. и др., Новосибирск, Наука, 196с.

49. Трубицын В.П., Васильев П.П., Карасев A.A., 1984, Конвекция при неравномерно распределенных источниках тепла, Физика Земли, 7, 13-21.

50. Трубицын В.П.,Фрадков A.C., 1985, Конвекция под континентами и океанами, Физика Земли, 7, 3-13.

51. Трубицын В.П., Николайчик В.В., 1991, Режимы тепловой конвекции, Физика Земли, 6, 3-12.

52. Трубицын В.П., Бобров A.M., Кубышкин В.В., 1993, Влияние континентальной литосферы на структуру мантийной тепловой конвекции, Физика Земли, 5, 3-11.

53. Трубицын В.П., Белавина Ю.Ф., Рыков В.В., 1993, Тепловое и механическое взаимодействие мантии с континентальной литосферой, Физика Земли, 11, 3-15.

•2. £» 2.

54. Трубицын В.П., Белавина Ю.Ф.,Рыков В.В., 1994, Тепловая конвекция в мантии с переменной вязкостью и континентальной плитой конечных размеров, Физика Земли, 7-8, 5-17.

55. Тычков С.А., 1979, Конвекция в мантии, изостазия и рельеф поверхности платформенных областей, Геология и геофизика, №12, 3-12.

56. Тычков С.А., 1981, К вопросу о тепловой конвекции в верхней мантии, Геология и геофизика, №3, с. 127-132.

57. Тычков С.А.,1982, Конвекция под быстродвижущейся плитой и ее проявление в тектонике платформ, Геология и геофизика, №3, с.104-121.

58.Тычков С.А., 1984, Конвекция в мантии и динамика платформенных областей, Новосибирск, Наука, 97с.

59. Тычков С.А., Кучай В.К.,1988, О механизме формирования молодых платформ ( на примере ЗСП), В кн: Внутриплитные явления в земной коре, Москва, ИЛ, с.211-226.

60. Тычков С.А., Захарова Т.Л., Шарловская Л.А., 1991, Механизм погружения мезо-кайнозойского осадочного бассейна Западной Сибири, Геология и геофизика, №7, с.8-17.

61.Тычков С.А., Владимиров А.Г., 1997, Модель отрыва субдуцированной океаниче.ской литосферы в зоне Индо-Евразийской коллизии, Доклады РАН, т.354, №2, с.238-241.

62. Тычков С.А., Рычкова Е.В., Василевский А.Н., 1998, Тепловая конвекция в верхней мантии Земли под литосферной плитой переменной мощности, Физика Земли, (в печати).

г. 6 3

63. Тычков С.А., Рычкова Е.В., Василевский А.Н., Взаимодействие илюма и тепловой конвекции в верхней мантии под континентом, 1998, Геология и геофизика, т.39, №4, 413-425.

64. Тычков С.А., Рычкова Е.В., Василевский А.Н., Червов В.В., 1998,

Численная модель тепловой конвекции в верхней мантии континентов и ее эффект в геофизических полях, Геология и геофизика, (в печати).

65. Тычков С.А., Рычкова Е.В., Рычкова Е.В., 1998, Эволюция плюма

под континентальной литосферой с резкими вариациями по толщине, Геология и геофизика, (в печати).

66. Хаин В.Е., 1995, От тектоники плит к глобальной геодинамике, Природа, №1, 42-51.

67. Хаин В.Е., Тычков С.А., Владимиров А.Г., 1996, Коллизионный орогенез: модель отрыва субдуцированной пластины океанской литосферы при континентальной коллизии, Геология и геофизика, 37, №1,5-16.

68. Хаин В.Е., 1996, Геотектоника на новом переломе своего развития, Геотектоника, №6, 38-42.

69. Чанг Ченгфа, Пан Юшен, 1984, Предварительный синтез геологического строения Цингхай-Шицзянского (Тибетского) плато, Тектоника Азии, Докл.на 27-м Междун. Геол. Конгрессе, Москва, т.5, 159-173.

70. Шарапов В.Н., Милова Л.В., 1982, Динамика гранитизации магмы стационарным потоком флюида при развитии конвективного плавления пород земной коры, В кн.: Динамические модели физической геохимии, Новосибирск, Наука, с. 16-19.

z еч

71. Ярмолюк В.В. , Коваленко В.И., Богатиков О.А., 1990, ЮжноБайкальская «горячая точка» мантии и ее роль в формировании Байкальской рифтовой области, Доклады Ан СССР, т.312, №1, 187-191.

72. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., 1995, Позднемезозойский -кайнозойский внутриплитный магматизм Центральной и Восточной Азии, Геология и геофизика, 36, 8, 132-141.

73. Akaogi М., Ito Е., 1993, Refinement of enthalpy measurement of MgSiCh perovskite and negative pressure-temperature slopes for perovskite-forming reactions, Geophys. Res. Lett., 20, 1839-1842.

74. Anderson D.L., 1975, Chemical plumes in the mantle, Geol. Soc. Am. Bull., 86, 1593-1600.

75. Anderson D.L., 1995, Lithosphere, astenosphere, and perisphere, Rev. Geophys., 33, 125-149.

76. Artushkov E.V., Letnikov F.A., Ruzhich V.V., 1990, The mechanism of formation of the Baikal basin, J. Geodynam., 11, 277-291.

77. Ashwal L.D., Burke K., 1989, African lithospheric structure, volcanism and topography, Eart Planet. Sci. Lett., 96, 8-14.

78. Beghoul N., Barazangi M., Isacks B.L., 1993, Lithospheric structure of Tibet and western North America: Mechanisms of uplift and comparative study, J.Geophys.^Res., 98, 1997-2016.

79. Bell K.,Blenkinsop J., Cole T.J.S., Menagh D.P., 1982, Evidence from Sr isotopes for long-lived heterogeneities in the upper mantle, Nature, 298, 251-253.

80. Bercovici D., Mahoney J., 1994, Double flood basalts and plume head separation at the 660-kilometer discontinuity, Science, 266, 1367-1369.

2/T3"

81. Bercovici D., Lin J., 1996, A gravity current model mantle plume heads with temperature-dependent buoyancy and viscosity, J. Geophys. Res., 101,3291-3309.

82. Bell D.R., Rossman G.R., 1992, Water in Earth's mantle: The role of nominally anhydrous minerals, Science, 255, 1391-1397.

83. Berzin N.A., Dobretsov N.L., 1993, Geodynamic evolution of Southern Siberia in Late Precambrian-Early Paleozoic time, Reconstruction of the Paleoasian ocean. VSP Inter. Sci. Publishers Netherlands, p.45-62.

84. Berzin N.A., Coleman R.G., Dobretsov N.L., Zonenshain L.P., Xiao Xuchang, Chang E.Z., 1994, Geodynamic map of the Western Part of the Paleoasian Ocean, Geologia i Geofizika, 35, 7-8, 5-22.

85. Blankenbach B., Busse F., Christensen U. et al., 1989, A benchmark comparison for mantle convection codes, Geophys. J. Inter., 98, 23-38.

86. Boyd F.R., Gurney J.J., Richardson S.H., 1985, Evidence for a 150-200 km thick Achean lithosphere from diamond inclusion thermobarometry, Nature, 315, 387-389.

87. Boyd F.R., 1989, Compositional distinction between oceanic and cratonic lithosphere, Earth Planet. Sci. Lett., 96, 15-26.

88. Cahill T., Isacks B.L., 1992, Seismicity and shape of subducted Nazca plate, 1992, J.Geophys.Res.,97, 17503-17529.

89. Calais E., Deverchere J., Lesne O., Petit C., Levi K., San'kov A., Koulakov I.Yu., 1997, Active tectonic processes in Baikal Rift from GPS measurements, seismotectonic analysis, gravity and geformation models, Proceedings of the IGCP 400 meeting, Dublin, March 1997, p.101-106.

90. Campbell I.H, Griffiths R.W., 1990, Implications of mantle plume structure for the evolution of flood basalts, Earth Planet. Sci. lett., 99, 79-93.

91. Campbell I. H., Griffiths R.W., 1992, The changing nature of mantle hotspots through time: Implication for chemical evolution of the mantle, J. Geology, 92, 497-523.

92. Cathles L.M., 1975, The viscosity of the Earth's mantle, Princeton University Press, Princeton, N.J., 386 pp.

93. Cherepes L., Rabinowicz M., 1985, Gravity and convection in a two-layer mantle, Earth Planet. Sci. Lett., 76, 193-207.

94. Chopra P.N., Paterson M.S., 1984, The role of water in the deformation of dunite, J.Geophys.Res., 89, 7861-7876.

95. Christensen U., 1984, Convection with pressure- and temperature -dependent non-Newtonian rheology, Geophys. J. R. Astron. Soc., 77, 343-384.

96. Christensen U., 1987, Time-dependent convection in elongated Rayleigh-Benard cell, Geophys. Res. Lett., 14, 220-223.

97. Davies G.F., 1988, Role of the lithosphere in mantle convection, J. Geophys. Res., 93, 10451-10466.

98. Davies G.F., Richards M.A.,1992, Mantle convection, J. Geol., 100, 151-206.

99. Davies J.H., Stevenson D.J., 1992, Physical model of source region of subduction zone volcanics, J. Geophys. Res., 97, 2037-2070.

100. Davies P.M., 1995, Seismic studies of the lithosphere and astenosphere , Rev. Geophys., suppliment, 315-319.

101. Dewey J.P., Burke K.C.A., 1973, Tibetan, Variscan and Precambrian reactivation: Products of continental collision, J. Geol., 81, 683-692.

T-6T

102. Doin M.-P., Fleitout L., Christensen U., 1997, Mantle convection and stability of depleted and undepleted continental lithosphere, J. Geophys. Res., 102, 2771-2787.

103. Duffy T.S., Anderson D.L., 1989, Seismic velocities in mantle minerals and the mineralogy of the upper mantle, J. Geophys. Res., 94, 18951912.

104. Durham W.B., Goetze C., 1977, Plastic flow of oriented single crystals of olivine, 1. Mechanical data, J. Geophys. Res., 82, 5737-5753.

105. Dziewonski A.M., Hager B.H., O'Connel J., 1977, A large scale heterogeneities in the lower mantle, J. Geophys. Res., 82, 239-255.

106. Dziewonski A.M., Anderson D.L., 1981, Preliminary reference Earth model, Phys. Earth Planet. Inter., 25, 297-356.

107. Dziewonski A.M., 1984, Mapping the lower mantle: Determination of lateral heterogeneity in P velocity up to degree an order 6, J. Geophys. Res., 89, 4381-4399.

108. Ellsworth K., Schubert G., 1998, Numerical models thermally and mechanically coupled two-layer convection of highly viscous fluids, Geophys. J., 93, 347-363.

109. Fengxiang Lu, Zheng Jianping, Zhao Lei, Xia Weihua, Zhang Hongfii, 1995, Palaeozoic lithospheric mantle composition and processes beneath North China platform, Ex. Abstr. 6th international kimberlite conference, Novosibirsk, UIGGM SB RAS, 336-338.

110. Fjeldskaar W., 1994, Viscosity and thickness of the astenosphere detected from Fennoscandian uplift, Earth Planet. Sci. Lett., 126, 399410.

2- &Z

111. Fleitout L., Yuen D.A. , 1984, Steady state, secondary convection beneath lithospheric plates with temperature - and pressure - dependent viscosity, J. Geophys. Res., 89, 9227-9244.

112. Fleitout L., Yuen D.A., 1984, Secondary convection and the growth of the oceanic lithosphere, Phys. Earth Planet. Inter., 36, 3-4, 181-212.

113. Froidevaux C.,Isacks B.L.,1984, The mechanical state of the lithosphere in the Altiplano-Puna segment of the Andes, Earth Planet Sci. Lett., 71,305-314.

114. Fukao Y., Maruyama S., Obayashi M., Inoue H., 1994, Geologic implication of the whole mantle P-wave tomography, J. Geol. Soc. Japan, 100, №1, 4-23

115. Grand S.P., 1994, Mantle shear structure beneath the Americas and surrounding oceans, J. Geophys. Res., 99, 11591-11621

116. Green II H.W., Radcliffe S.V., 1972, Dislocation mechanisms in olivine and flow in the upper mantle, Earth Planet. Sci. Lett., 15, 239253.

117. Griffin W.L., Kaminsky F., O'Reilly S.Y., Ryan C.G., Sobolev N.V., 1995, Mapping the Siberian lithosphere with garnets and spinels, Ex.

tin

Abstr. 6 international kimberlite conference, Novosibirsk, UIGGM SB RAS, 194-195

118. Guillou L., Jaupart C., 1995^ On the effect of continents on mantle

convection, J. Geophys. Res., 100, 24217-24238.

119. Gurnis M., 1988, Large-scale mantle convection and the aggregation and dispersal of supercontinents, Nature, 332, 695-699.

120. Gurnis M., Zong S., 1991, Generation of long wavelength heterogeneity in the mantle by the dynamic interaction between plates and convection, Geophys. Res. Lett., 18, 581-584.

2. 65

121. Hager B.N., Richards M.A., 1989, Long wavelength variations in Earth's geoid: Physical models and dynamical implications, Phil. Trans. R. Astr. Soc., London, A 328: 309-327.

122. Haggerty S.E., 1994, Superkimberlites: A geodynamic diamond window to the Earth's core, Earth Planet.Sci. Lett., 122, 57-69.

123. Hearn T.M., J.F. Ni, 1994, Pn velocities beneath continental collision zones: the Turkish-Iranian Plateau, Geophys. J. Inter., 117, 273-283.

124. Hewitt J.M., McKenzie D.P., Weiss N.O., 1980, Large aspect ratio cells in two-dimentional thermal convection, Earth Planet. Sci. Lett., 51,370-380.

125. Hoernle K., Zhang Y.-S., Graham D., 1995, Seismic and geochemical evidence for large-scale mantle upwelling beneath the eastern Atlantic and western and central Europe, Nature, 374, 34-39.

126. Houseman G.A., McKenzie D.P., Molnar P., 1981, Convective instability of a thickened boundary layer and its relevance for the thermal evolution of continental convergent belts, J. Geophys. Res., 86, 6115-6132.

127. Houston M.H. Jr., De Bremaecker J.C., 1974, ADI solution of free convection in a variable viscosity fluid, J. Comput. Phys., 16, 221-239.

128. Humphreys E., Clayton R.W., Hager B.H., 1984, A tomographic image of mantle structure beneath southern California, Geophys. Res. Lett., 11,625-627.

129. Inoue H., Fukao Y., Tanabe K., Ogata Y., 1990, Whole mantle P-wave travel time tomography, Phys. Earth Planet. Inter., 59, 294-328.

130. Jarvis G.T., Peltier W.R., 1982, Mantle convection as a boundary layer phenomenon, Geophys. J. R. Astron., Soc., 68, 389-427.

2.JO

131. Jarvis, G.T., 1984, Time-dependent convection in the Earth's mantle, Phys. Earth Planet. Inter., 36, 305-327.

132. Ji S., Rodenau S., Mareschal M„ Senechal G., 1995, Obliquity between seismic and electrical anisotropics as a potential indicator of movement sens for ductile shear zones in the upper mantle, Geology, 24, 1033-1036.

133. Jordan T.H., 1975, The continental tectosphere, Rev. Geophys., 13, 112.

134. Jordan T.H., 1988, Structure and formation of the continental tectosphere, J. Petrol., Special Lithosphere Issue, 11-37.

135. Kamiya S., Miyatake T., Hirahara K., 1988, How deep can we see the high velocity anomalies beneath the Japan island arcs? Geophys.Res. Lett., 15, 828-831.

136. Karato S., Paterson M.S., Fitz Gerald, J.D., 1986, Rheology of syntehetic olivine aggregates: Influence of grain size and water, J. Geophys. Res., 91,8151-8176.

137. Karato S., 1990, The role of hydrogen in the electrical conductivity of the upper mantle, Nature, 347, 272-273.

138. Karato S., Wu P., 1993, Rheology of the upper mantle: A Synthesis, Science, 260, 771-778.

139. Karato S., Wong T.F., 1995, Rock deformation- ductile and brittle, Rev.Geophys, 33,451-457.

140. Kincaid C., Ito G., Gable C., 1995, Laboratory investigation of the interation of off-axis mantle plumes and spreading centres, Nature, 376, 758-761.

141. Kirby S.H., 1983, Rheology of the lithosphere, Rev. Geophys., 21, 1458-1487.

Z n

142. Kirby S.H., Kronenberg A.K., 1987, Rheology of the lithosphere, Rev. Geophys., 25, 1219-1244.

143. Kohlstedt D.L., Goetze C., 1974, Low-stress high-temperature creep in olivine single crystals, J. Geophys. Res., 79, 2045-2051.

144. Kovalenko V.I., Yarmolyuk V.V., Bogatikov O.A., 1995, Magmatism, geodynamics and metallogeny of Central Asia, M:MICO, 260 p.

145. Krishnamurti R., 1970, On the transition to turbulent convection, J. Fl. Mech., 42, 295-320.

146. Kulakov I.Yu., Tychkov S.A., Keselman S.I., 1995, Three-dimensional structure of lateral heterogeneities in P velocities in the upper mantle of the southern margin of Siberia and its preliminary geodynamic interpretation, Tectonophys., 241, 239-257.

147. Kulakov I.Yu. 1997, 3D tomographic structure of the upper mantle beneath the central part of the Eurasian continent, Geophys. J. Inter., in press.

148. Kumazawa M., Maruyama, S., 1994, Whole earth tectonics, J. Geol. Soc., Japan, 100, №1, 81-102.

149. Larson R.L., Olson P., 1991, Mantle plumes control magnetic reversal frequency, Earth Planet. Sci. Lett., 107, 437-447.

150. Lenardic A., 1997, On the heat flow variation from Archean cratons to Proterozoic mobile belts, J. Geophys. Res., v. 102, 709-721.

151. Lowman J.P., Jarvis G.T., 1993, Mantle convection flow reversals due to continental collisions, Geophys. Res. Lett., 20, 2087-2090.

152. Mackwell S.J., Bai O., Kohlstedt D.L., 1990, Rheology of olivine and the strenght of the lithosphere, Geophys. Res. Lett., 17, 9-12.

153. Malevsky A.V., D.A. Yuen, 1993, Plume structures in the hard-turbulent regime of three-dirnentional infinite Prandtl number convection, Geophys. Res. Lett., 20, 383-386.

154. Marchuk G.I., 1975, Methods of numerical mathematics, SpringerVerlag, N.Y., 382 pp.

155. Mareschal M., Kellett R.L., Kurtz R.D., Ludden J.N., Ji S., Bailey R.C., 1995, Archaean cratonic roots, mantle shear zones and deep electrical anisotropy, Nature, 375, 134-137.

155. Maruyama S., 1994, Plume tectonics, J. Geol. Soc., Japan, 100, №1, 24-49.

156. McKenzie D.P., Roberts J.M., Weiss N.O., 1974, Convection in the Earth's mantle: Towards a numerical simulations, J.F1. Mech., 62, 464538.

157. McKenzie D., Weiss N., 1975, Speculation on the thermal and tectonic history of the earth, Geophys. J. R. Astr. Soc., 48, 131-174.

158. McKenzie D., 1984, The generation and compaction of partially molten rock, J. Petrology, 25, 713-765.

159. Menzies M.A., Bodinier J.L., 1993, Grouth of the European lithospheric mantle-dependence of upper-mantle peridotite facies and chemical heterogeneity on tectonics and age, Physics Earth Planet. Inter., 79, 219-240.

160. Molnar P., Tapponier P., 1978, Active tectonics of Tibet, J. Geophys. Res., 83, 5361-5375.

161. Molnar P., Gipson J.M., 1996, A bound on rheology of continental lithosphere using very long baselaine interferometry: The velocity of south China with respect to Eurasia, J. Geophys. Res., 101, 545-553.

z.j3

162. Montagner J.-P., Tanimoto T., 1991, Global upper mantle tomography of seismic velocities and anisotropics, J. Geophys. Res., 96, 2033720351.

163. Moore D.R., Weiss N.O., 1973, Two-dimensional Rayleigh-Benard convection, J. Fluid Mech., 58, 289-312.

164. Nakakuki T., Sato H., Fujimoto H., 1994, Interaction of the upwelling plume with the phase and chemical boundary at the 670 km discontinuity.Effects of temperature-dependent viscosity, Earth Planet. Sci. Lett., 121,369-384.

165. Nakakuki T., Yuen D.A., Honda S., 1997, The interaction of plumes with the transition zone under continents and oceans, Earth Planet. Sci. Lett., 146, 379-391.

166. Nolet G., Grand S.P. Kennett B.L.P., 1994, Seismic heterogeneity in the upper mantle, J Geophys. Res., 99, 23753-23766.

167. Olson P., Corcos G.M., 1980, A boundary layer model for mantle convection with surface plates, Geophys. J. R. Astr. Soc., 62, 195-219.

168. Olson P., Singer H., 1985, Creeping plumes, J. Fluid Mech., 158, 511531.

169. Olson P., Schubert G., Anderson C., Goldman P., 1988, Plume formation and lithosphere erosion: A comparison of laboratory and numerical experiments, J. Geophys. Res., 15065-15084.

170. Olson P., Silver P.G., Carlson R.W., 1990, The large-scale structure of convection in the Earth's mantle, Nature, 344, 209-215.

171. Pannentier E.M., Turcotte D.L., Torrance K.E., 1975, Numerical experiments on the structure of mantle plumes, J. Geophys. Res., 80, 4417-4424.

172. Pilger R.H., 1984, Cenozoic plate cinematics, subduction and magmatism: South American Andes, J. Geol. Soc., London, 141, 793802; Great Bolivian earthquake, 1995, Special Issue, Geophys. Res. Lett., 22, №16, 2233-2324.

173. Piatt J.P., England P.C., 1994, Convective removal of lithosphere beneath mountain belts:thermal and mechanical consequences, Am. J. Sci., 294, 307-336.

174. Polet J., Anderson D., 1995, Depth extent of cratons as inferred from tomographic studies, Geology, 23, 205-208.

175. Pollack H.N., 1986, Cratonisation and thermal evolution of the mantle, Earth Planet. Sci. Lett., 80, 175-182.

176. Puspito N.T., Yamanaka Y., Miyatake T., Shimazaki K., Hirahara K., 1993, Tree-dimentional structure beneath the Indonesian region, Tectonophys., 220, 175-192.

177. Reisberg L., Lorand J.-P., 1995, Longevity of sub-continental mantle lithosphere from osmium isotope systematics in orogenic peridotite massifs, Nature, 376, 159-162.

178. Revenaugh J., Jordan T., Mantle layering from ScS reverberations 3. Upper mantle, 1991, J. Geophys. Res., 96, 19781-19810.

179. Richards M.A., Hager B.N., 1984, Geoid anomalies in a dynamic Earth, J. Geophys. Res., 89, 5987-6002

180. Richards M.A., Griffiths R.W., 1988, Deflection of plumes by mantle shear flow, Geophys. J., 94, 367-376.

181. Richardson S.H., Gurney J.J., Erlank A.J., Harris J.W., 1984, Origin of diamonds in old enriched mantle, Nature, 310, 198-202.

182. Ringwood A.A., Kerson S.E., Hibberson W., Ware N., 1992, Origin of kimberlites and related magmas, Earth Planet. Sci. Lett., 113, 521-538.

2. ft?

183. Robinson E.M., Parsons B., Daly S.F., 1987, The effect of shallow low viscosity zone on the apparent compensation of mid-plate swell, Earth Planet. Sci. Lett., 82, 335-348.

184. Ruppel C., 1995, Extensional processes in continental lithosphere, J. Geophys. Res., 100, 24187-24215.

185. Sato H., Sacks I., Murase T., 1989, The use of the laboratory velocity data for estimating temperature and partial melt fraction in low-velocity zone; Comparison with heat flow and electrical conductivity studies, J. Geophys. Res., 5689-5704.

186. Schilling J.G., 1973, Iceland mantle plume: Geochemical evidence along Reykjanes Ridge, Nature, 242, 565-571.

187. Schmeling H., Marquart G., 1991, The influence of second-scale convection on the thickness of continental lithosphere and crust, Tectonophys., 189, 281-306.

188. Schmeling H., Marquart G., 1993, Mantle flow and evolution of the lithosphere, 1993, Phys. Earth Planet. Inter., 79, 241-267.

189. Schubert G., Anderson C.A., 1985, Finite element calculations of very high Rayleigh number thermal convection, Geophys. J. R.Astr. Soc., 80, 289-318.

190. Sengor A.M.C., Burke K., 1978, Relative timing of rifting and volcanism on Earth and its tectonic implications, Geophys. Res. Lett., 5,419-421.

191. Silver P.G., Chan W.W., 1988, Implications for continental structure and evolution from seismic anisotropy, Nature, 335, 34-39.

192. Solheim L.P.,Peltier W.R., 1993, Mantle phase transitions and layered convection, Can. J. Earth Sci., 30, 881-892.

193. Spakman W., Lee S., Hilst R., 1993, Travel-time tomography of the European-Mediterranean mantle down to 1400 km, Physics Earth Planet. Inter., 79, 3-74.

194. Spohn T., Schubert G., 1983, Convective thinning of the lithosphere: a mechanism for rifting and mid-plate volcanism on Earth, Venus and Mars, Tectonophys, 94, 1-2, 67-90.

195. Su W.-J., Woodward R.L., Dziewonski A.M., 1992, Deep origin of mid-oceanic ridge velocity anomalies, Nature, 360, 149-152.

196. Su W.-J., Woodward R.L., Dziewonski A.M., 1994, Degree-I2 model of shear velocity heterogeneity in the mantle, J. Geophys. Res., 99, 6945-6981.

197. Tacklev P.J., Stevenson D.J., Glatzmaier G., Schubert G., 1994, Effects of multiple phase transitions in a three-dimensional spherical model of convection in the Earth's mantle, J. Geophys. Res., 99, 15877-15901.

198. Travis B., Olson P., Shubert G, 1990, The transition from two-dimentional to three-dimentional planfonn in infinite Prandtl number thermal convection, J. Fluid Mech., 216, 71-91.

199. Travis B., Olson P., 1994, Convection with internal heat sources and thermal turbulence in the Earth's mantle, Geophys. J. Inter., 118, 1-19.

200. Trubitsyn V.P., Rykov V.V., 1996, A 3D numerical model of the Wilson cycle, J. Geodynam., 20, 63-75.

201. VanDecar J. C., James D.E., Assumpcao M., 1995, Seismic evidence for a fossil mantle plume beneath South America and implications for plate driving forces, Nature, 378, 25-31.

202. van der Hilst R.D., Widiyantoro S., Engdhal E.R., 1997, Evidence for deep mantle circulation from global tomography, Nature, 386, 578-584.

203. van Keken P.E., Gable C.W., 1995, The interaction of a plume with a rheological boundary: A comparison between two- and three-dimensional models, J. Geophys. Res., 100, 20291- 20302.

204. Weinberg R.F., 1997, Rise of starting plume through mantle of temperature-, pressure-, and stress-dependent viscosity, J. Geophys. Res., 102, 7613-7623.

205. White R.S., McKenzie DP., 1995, Mantle plume and flood basalts, J. Geophys. Res., 100, 17543-17585.

206. White N., Lovell B., 1997, Measuring the pulse of the plume with the sedimentary record, Nature, 387, 888-891.

207. White R.S., 1988, The earth's crust and lithosphere, J. Petrol., Special Lithosphere Issue, 1-10.

208. White R.S., McKenzie D.P., 1995, Mantle plumes and flood basalts, J. Geophys. Res., 100, 17543-17585.

209. Whitehead J.A., Luther D.S., 1975, Dynamics of laboratory diapir and plume model, J. Geophys. Res., 80, 705-717.

210. Whitehead J.A., 1986, Buoyancy-driven instabilities of low-viscosity zones as models of magma-rich zones, J. Geophys. Res., 91, 93039314.

211. Willet S.D., Beaumont C., 1994, Subduction of Asian lithosphere beneath Tibet inferred from, models of continental collision, Nature, 369, 642-645.

212. Wolf C.J., Bjarnason I.T., VanDecar J.C., Solomon S.C., 1997, Seismic structure of the Iceland mantle plume, Nature, 385, 245-247.

213. Woodhouse J.H., Dziewonski A.M., 1984, Mapping of the upper mantle: Three-dimentional modelling of the Earth structure by inversion of seismic waveforms, J.Geophys. Res., 89, 5953-5986.

Z.7E

214. Yanenko N.N., 1971, Problems of mathematical physics in several variables, Ed. M.Holt, Springer-Yerlag, Berlin, Heidelberg, N.Y., 292 pp.

215. Zhang Y.-S., Tanimoto T., 1991, Global Love wave phase velocity variation and its significantce to plate tectonics, Phys. Earth Planet., Inter., 66, 160-202.

216. Zhang Y.-S., Tanimoto T., 1992, Ridges, hotspots and their interpretation as observed in seismic velocity maps, Nature, 355, 4549.

217. Zhang Y.-S., Tanimoto T., 1993, High-resolution global upper mantle structure and plate tectonics, J. Geophys. Res., 98, 9793-9823.

218. Zhao D., Christensen D., Pulpan H., 1995, Tomographic imaging of the Alaska subduction zone , J. Geophys. Res., 100, 6487-6504.

219. Zhong S., Gurnis M., 1993, Dynamic feedback between a continentlike raft and thermal convection, J. Geophys. Res., 98, 12219-12232.

220. Zorin Yu. A., Lepina S.V., 1985, Geothermal aspects of development of astenospheric upwelling beneath continental rift zones, J. Geodynam., 3,1-22.

221. Zorin Yu.A., Novoselova M.R., Turatanov E.K., Kozhevnikov V.M., 1990, Structure of the lithosphere in the Mongolia -Siberian mountainous province, J. Geodynam., 11, 327-342.