CC BY
27
ОРИГИНАЛЬНАЯ СТАТЬЯ
DOI: https://doi.Org/10.18599/grs.2018.4.377-385
УДК 550.361
Особенности постколлизионной эволюции структур, сформировавшихся в обстановке внутриконтинентального надвига
О.И. Парфенюк
Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, Москва, Россия E-mail: oparfenuk@ifz.ru
Исследование внитриконтинентальных коллизионных структур проводится на основе комплексной модели тепловой и динамической эволюции области надвига для реологически расслоенной литосферы и включает разбитую на блоки жесткую верхнюю кору, нижнюю кору и литосферную верхнюю мантию, которые различаются значениями эффективной вязкости. Задача решается методом конечных элементов с использованием сетки, деформируемой во времени (метод Лагранжа). Показано, что тепловая эволюция коллизионных орогенов в значительной степени определяется геометрией и топографией структур, формирующихся в процессе надвига и после его окончания. Детально рассмотрено влияние основных теплофизических параметров верхней коры на тепловую эволюцию коллизионных структур с целью определения возможности формирования гранитных расплавов. Расчеты показали, что при среднеконтинентальной начальной температуре большинство моделей обеспечивает возможность появления области частичного расплава в условиях солидуса «влажного» гранита на глубинах 30-40 км, которая после окончания надвига поднимается на уровень глубин 15-20 км. Ранняя постколлизионная стадия характеризуется небольшим возрастанием теплового потока из-за увеличения мощности верхней коры с максимальной теплогенерацией. Далее тепловой поток выходит на стабильные значения, т.к. перераспределение дополнительной нагрузки в результате эрозии поднятия и осадконакопления весьма незначительно на этой стадии из-за локального характера эрозии, предполагаемого в модели. Показано, что теплопотери с поверхности после окончания сокращения коры в большей степени зависят от значений теплогенерации, чем от величины теплопроводности верхней коры.
Ключевые слова: коллизия, надвиг, эволюция, теплогенерация, тепловой поток, теплопроводность, реология, температура, солидус
Для цитирования: Парфенюк О.И. (2018). Особенности постколлизионной эволюции структур, сформировавшихся в обстановке внутриконтинентального надвига. Георесурсы, 20(4), Ч.2, с. 377-385. DOI: https://doi. о^/10.18599^ге.2018.4.377-385
Известно, что обширные площади глубоко эродированных складчатых областей Земли, например, древних щитов, сложены преимущественно (на 70-80%) гра-нитоидами, связанными с процессами парциального плавления и метаморфизма в утолщенной при коллизии коре. Гранитогнейсовые аллохтоны, свидетельствующие о тектонической расслоенности континентальной коры, описаны в Гималаях, Памире, в каледонидах Норвегии, Швеции и многих других областях (Соколов, 1999). Одним из отличительных признаков областей коллизии являются образование гранитных расплавов в условиях частичного плавления, и в некоторых случаях появление гранитного слоя на поверхности в результате эрозии горного поднятия.
Раннепротерозойская аккреция гранит-зеленокамен-ных и гранулит-гнейсовых террейнов, сочлененных по коллизионным зонам, привела к образованию сибирского кратона. На современной поверхности эрозионного среза коллизионные зоны террейнов отражают уровень средней и нижней коры, выведенной на поверхность и эродированной на постколлизионной стадии, когда верхняя кора, включая выплавленные и внедренные в верхнюю
© 2018 О.И. Парфенюк
кору гранитоиды, была полностью эродирована (Розен, Федоровский, 2001).
Раннепалеозойские коллизионные системы позволяют увидеть гранитный слой, который вышел на поверхность из-за эрозии горного поднятия и образовал верхнюю кору мощностью примерно 10 км (варисциды Европы). Этот слой мог возникнуть в результате разогрева внутри утолщенной коры во время или после завершения коллизии (Gerdes et al., 2000).
Лапландский гранулитовый пояс - пример коллизионного орогена раннего протерозоя
Балтийский щит является наиболее крупным выступом древнего кристаллического фундамента ВосточноЕвропейской платформы и является благоприятным для изучения внутренней структуры кристаллической коры, так как здесь отсутствует искажающее влияние осадочного чехла. В рамках проекта EGT (Европейского геотраверса) методом отраженных сейсмических волн был получен 500км профиль POLAR, проходящий на севере Балтийского (Фенноскандинавского) щита через несколько архейских и раннепротерозойских коровых сегментов. На рис. 1 показаны основные тектонические элементы области протяженностью 100*500 км вдоль профиля POLAR:
Рис. 1. Тектонические единицы района прохождения профиля POLAR (Gaal et al., 1989). Заглавными латинскими буквами обозначены пункты взрывов, кружки отмечают положение сейсмографов. PPPB - пояс Полмак-Пасвик-Печенга. СГ-3 -расположение Кольской сверхглубокой скважины
Лапландская часть Карельской провинции; архейские террейны Инари и Серварангер; раннепротерозойские пояса - Лапландский гранулитовый и Полмак-Пасвик-Печенга. По современным данным Лапландский гранулитовый пояс представляет сложно построенное тело, надвинутое в юго-западном направлении на Карельскую провинцию (северную часть зеленокаменного пояса Карасйок-Киттила) под углом 30o (Gaal et al., 1989; Шаров, 1993). Между этими тектоническими структурами находится относительно узкая тектоническая зона -пояс Танаелв (Тана), окаймляющий южный и западный контакты Лапландского гранулитового пояса (Перчук и др., 1999).
Рисунок 2 дает представление о метаморфической зональности вдоль области профиля POLAR и подтверждает общую тенденцию увеличения степени метаморфизма в направлении надвига и максимальных р-Т условиях метаморфизма в зоне ограничивающего разлома. При пересечении собственно Лапладского гранулитового пояса в направлении надвига равновесные температуры возрастают от 750 до 820 oC, а давления - от 6.5 до 7 кбар, показывая метаморфизм высоких ступеней (Gaal et al., 1989).
Породы Лапладского гранулитового пояса Балтийского щита были надвинуты в юго-западном направлении на подстилающие породы Карельской провинции, образовав тектоническую зону пояса Танаелв (Tectonophysics..., 1989; Barbey et al., 1984). На рис. 3 приведены изолинии скоростей сейсмических волн и схема структуры коры. Высокоскоростное тело с сейсмическими скоростями 6.3-6.6 км/с в верхней части модели создано Лапландским
Рис. 2. Зоны метаморфизма области профиля POLAR: 1 -магматические породы; 2 - очень низкая ступень; 3 - низкая ступень; 4 - средняя степень; 5 - гранулитовая фация; 6 -гранулитовая фация с кордиеритом; 7 - высокая ступень, миг-матииты. Цифрами на рисунке показаны оценки Р-Т условий метаморфизма. Положение области соответствует рис. 1 (Tectonophysics..., 1989)
гранулитовым поясом, поясами Танаелв и Карасйок-Киттила. Ввиду более протяженного характера надвига, о чем упоминалось выше, аномалия также более растянута в горизонтальном направлении и осложнена по-видимому наложенными позже процессами. Под самим Лапландским поясом глубина Мохо чем южнее, тем меньше, и составляет примерно 40 км при максимальном значении 47 км (Luosto et al., 1989).
Это пример древней внутриколлизионной структуры, в современном строении которой отсутствует углубление Мохо при увеличении мощности коры в процессе надвига. Существуют примеры компрессионных орогенов, которые не испытали постколлизионного растяжения в масштабе литосферы: корни коры сохранились в Аппалачах, в
■■Н SCIENTIFIC AND TECHNICAL JOURNAL
01 GEDRESDURCES
Рис. 3. Верхние 20 км сейсмической модели и геологическое сечение вдоль профиля POLAR (Gaal et al., 1989). Соответствующие обозначения - рис. 1
поясе Лимпопо (Южная Африка), в некоторых областях фронта Гренвилл, под структурной зоной Капускейсинг провинции Сьюпериор Канадского щита (Mareschal, 1994; Регсгуа1, 1990).
Модель внутриконтинентальной коллизии
Общие черты строения надвиговых зон в областях континентальной коллизии - это присутствие пород различной степени метаморфизма, выведенных на поверхность в результате эрозии и неравномерного поднятия, гравитационные и магнитные аномалии, часто значительное утолщение коры под зоной надвига и в его окрестности, неоднородности поля скоростей сейсмических волн и сложное структурное строение. Это связано с тем, что формирование и эволюция земной коры в окрестности разлома, по которому происходит надвиг и поднятие верхнего слоя, принципиально могут быть описаны одним процессом. В ходе коллизии один континентальный блок надвигается на другой; последующие поднятие и эрозия приводят к появлению на поверхности пород вплоть до нижней коры с возрастанием степени метаморфизма в направлении вдоль поверхности надвинутого по разлому блока.
Исследование коллизионных структур проводится на основе комплексной модели тепловой и динамической эволюции области надвига для реологически расслоенной литосферы и включает разбитую на блоки жесткую верхнюю кору, нижнюю кору и литосферную верхнюю мантию, которые различаются значениями эффективной вязкости. Задача решается методом конечных элементов с использованием сетки, деформируемой во времени (метод Лагранжа). Горизонтальное сокращение коры сопровождается надвигом вдоль разлома блоков верхней коры вдоль наклонной зоны нарушений, появлением дополнительной нагрузки на слои, лежащие под этой зоной, и эрозией образующихся покровов. Эти процессы компенсируются вязкими течениями на глубинах нижней коры и верхней мантии (Parphenuk et а1., 1994; Парфенюк, Марешаль, 1998). Преимуществом метода Лагранжа является возможность вычисления реальных значений
скоростей деформаций, значений полных и сдвиговых напряжений и, соответственно, деформации границы Мохо, разломной зоны надвига и рельефа поверхности при перераспределении дополнительной нагрузки в области надвига в процессе образования поднятий и их эрозии. Пакет программ расчетов полей скоростей, напряжений и температур разработан с использованием элементов алгоритма, представленного в книге (Reddy, 1984).
Моделирование вязких течений на глубинах нижней коры и литосферной верхней мантии в рамках уравнения движения и неразрывности проведено в приближении ньютоновской реологии для двухслойной несжимаемой вязкой жидкости. Методом конечных элементов решена задача о распределении поля скоростей и напряжений:
и.У2и-УР-А8 = 0 I VII = 0.
(1)
Здесь Р- давление, и - вектор скорости, р- плотность, М - эффективная кинематическая вязкость (м = сош1), g - ускорение силы тяжести, V - линейный дифференциальный оператор, У2 = У^У - оператор Лапласа.
На основе решения системы уравнений (1) выполнены расчеты тепловой эволюции деформируемой в процессе коллизии области, включая верхнюю кору (с областью надвига), обогащенную радиоактивными элементами. Уравнение сохранения энергии для случая обобщенных лагранжевых координат формулируется как уравнение теплопроводности без инерционного члена, который содержится в субстанциональной (полной) производной по времени:
Г)Т
с1р1 — = ф1Т + Н1 , (2)
где с - удельная теплоемкость, р - плотность, X - коэффициент теплопроводности, Н - скорость генерации тепла. Индексы соответствуют слоям с различными тепловыми свойствами: i = 1 - нижней коре, i = 2 - верхней мантии, i = 3 - верхней коре. Предполагается, что начальное состояние коры и литосферы определяется как состояние теплового равновесия при постоянных температуре
поверхности Т = 0оС и температуре в основании литосферы Т = 1160°С. Вертикальные границы теплоизолированы (тепловой поток равен нулю). На границах слоев с различными теплофизическими свойствами выполнено условие непрерывности температуры. Геометрия изучаемой области вместе с основными параметрами задачи и граничными условиями представлена на рис. 4. Расчеты тепловой эволюции проводились на деформированной сетке, полученной в процессе решения механической задачи (1) и достроенной в области верхней коры (г = 3). Постановка задачи и граничные условия детально описаны в (Парфенюк, Марешаль, 1998; PaIpheшk, 2015, 2016).
структуры горизонтальное сжатие сменяется растяжением и происходит перераспределение поверхностной нагрузки из-за продолжающихся процессов денудации и отложения осадков. Эти процессы приводят к уменьшению глубины корней коры (Рис. 5).
Рис. 4. Геометрия модели деформаций для механической и тепловой задач: верхняя кора (г = 3) - коричневый; нижняя кора (г = 1) - желтый; литосферная верхняя мантия (г = 2) - зеленый. h¡, h2, h3 - исходные значения мощности нижней коры, верхней мантии и верхней коры, h - величина отклонения нижней границы; d¡, d2, d3 - мощности нижней коры, литосферной мантии и верхней коры в процессе деформаций, и0 - скорость горизонтального сокращения, а - угол падения разлома
Формирование коллизионной структуры при надвиге и после его окончания
структура литосферы, возникающая в результате коллизионного утолщения коры, в значительной степени определяет дальнейшую эволюцию горных поясов, испытавших горизонтальное сжатие. В результате надвига "холодный" слой оказывается под "горячим" слоем, а под действием дополнительной нагрузки, перераспределяемой в ходе эрозии и отложения осадков, возникает гравитационно неустойчивая структура. При геологически приемлемых скоростях деформаций 10-15-10-14 с-1 вязких течений на уровне нижней коры и литосферной верхней мантии комбинация сокращения коры на 70-100 км и дополнительной нагрузки при надвиге приводит к формированию «корней» коры глубиной 10-20 км и протяженностью 100-200 км. Эрозия поднятых покровов выводит на поверхность глубинные породы различной степени метаморфизма (Парфенюк, 2014). Процесс перераспределения нагрузки в ходе эрозии играет важную роль после окончания горизонтального сжатия, препятствуя размыванию сформировавшихся корней коры и углубления верхней коры, так как увеличивает длину волны границы углубления Мохо (Parphenuk et а1., 1994). Постколлизионная стадия эволюции моделируется изменением граничных условий после окончания надвига: при гравитационной неустойчивости сформировавшейся
Рис. 5. (а) Распределение поля скоростей вязких течений в нижней коре и литосферной верхней мантии на постколли -зионной стадии (примерно через 4 млн лет после окончания сокращения на 70 км со скоростью 1 см/год) при скорости эрозии поднятых покровов 1 мм/год. Толстая линия представляет границу Мохо. (б) Геометрия модели, включая верхнюю кору, на момент завершения надвига. Эффективная вязкость принимается равной 1022 Па с для литосферной верхней мантии
Условия формирования «корней» коры и степень влияния различных параметров в процессе надвигания пластин (значение и контраст вязкостей, угол ограничивающего разлома, продолжительность и скорость эрозии образующихся поднятий) подробно изложены в (Парфенюк, 2014; Parphenuk, 2015). В более ранней работе (Parphenuk et al., 1994) получены оценки возможности сохранения «корней» коры в обстановке гравитационной неустойчивости сформированного утолщения, основанные на величине горизонтальной протяженности углубления Мохо. Области частичного плавления, которые приводят к образованию коллизионных гранитоидов, в значительной степени определяются геометрией и топографией структур, формирующихся в процессе надвига (Jaupart, Provost, 1985).
Комплексный анализ влияния тепло-физических свойств пород земной коры на тепловой режим и динамику зон частичного плавления
В земной коре современных коллизионных горных сооружений (например, Гималаи) существуют квазистационарные расплавные горизонты, отмечаемые
SCIENTl FK AND TECHNICAL JOURNAL
Ш GEGRESQURCES www.geors.ru
геофизическими и косвенными геологическими данными. Они залегают на глубинах 10-15 км, имеют мощность около 10 км на протяжении 50-250 км и по физическим свойствам соответствуют граниту в состоянии, близком к температуре солидуса. Возможной причиной их появления считается плавление вещества коры вследствие коллизионного разогрева при термальной релаксации надвинутых пластин (Розен, Федоровский, 2001).
Задачей исследований тепловой эволюции коллизионных структур, сформированных по механизму надвига, является определение влияния значений теплогенерации и теплопроводности верхней коры на тепловую эволюцию этих областей в связи с оценкой возможности формирования гранитных расплавов. основным источником нагрева континентальной коры является тепло распада долгоживущих радиоактивных элементов - урана 235и, 238 и, тория 232П и калия 40 К. Содержание этих элементов является ключевым параметром для оценки теплового режима континентов и эволюции мантийного вещества в процессе выделения коры. оценки средних концентраций 235и, 238 и, 232П и 40К различаются почти в два раза, что приводит к средним значениям объемной генерации тепла в диапазоне 0.55-1.31 мкВт/м3. Средняя поверхностная генерация тепла для различных архейских и протерозойских геологических провинций, полученная путем систематического отбора образцов на больших площадях, дает разброс значений в еще более широком диапазоне 1.01-3.6 мкВт/м3 УаираИ, МагевсМ, 2004, 2011).
Детальное изучение распределения плотности теплового потока и радиоактивной коровой теплогенерации провинций различного возраста позволило авторам работы ^аираТ, Mareschal, 2004) оценить величину полной генерации тепла земной коры: 0.56-0.73 мкВт/м3 для ар-хея, 0.73-0.90 мкВт/м3 для протерозоя и 0.95-1.1 мкВт/м3 для фанерозоя и палеозоя при мощности коры примерно 40 км. Принимая во внимание возраст структур и тот факт, что нижняя кора обеднена радиоактивными элементами, указанные оценки в случае верхней коры должны быть увеличены с учетом значений мощности верхней коры.
Влияние теплофизических параметров надвиговой структуры на ее эволюцию представлено для сценария сокращения коры со скоростью 0.5 см/год в течение 20 млн лет с эрозией и одновременной седиментацией, которые начались спустя 5 млн лет после начала надвига. Начальный угол падения разлома - 15°. Полная величина горизонтального сокращения составляет 100 км, скорость эрозии принята равной 0.5 мм/год, убывая до 0.25 мм/год на постколлизионной стадии. расчеты показали, что скорость надвига и эрозии оказывают существенное влияние на формирование рельефа поверхностного поднятия и слабое влияние на топографию углубления Мохо - основной причины гравитационной неустойчивости надвиговой структуры (Parphenuk, 2015). Для тепловых расчетов мы использовали историю деформаций для эффективной вязкости утолщенной нижней коры - 1022 Па-с и верхней мантии - 1023 Па-с. Основные параметры расчетов приведены в таблице 1.
В данной работе рассматриваются варианты с теплогенерацией 1.5; 2 и 2.5 мкВт/м3 в утолщенной верхней коре (Табл. 1), что может соответствовать обстановке палеозоя, протерозоя и раннего протерозоя (когда
(i = 3) (i = 1) (i =2)
(с, / ■ ) 103 103 103
& / ■) 1.5; 2.5; 3.0 3 4
(Д /и) 1.5; 2.0; 2.5 1.1 0.08
(р, /3) 2750 3000 3300
(ц, ■ ) - 1022 1023
(h, ) 20 20 80
Табл. 1. Значения основных параметров для механической и тепловой задачи моделирования эволюции структуры внутри -кратонного надвига РагрИеп^, 2016)
теплогенерация была ~ в 1.6 раза выше современной). Примерно такие значения генерации тепла приняты в известной работе (England, Thompson, 1984) для одномерной модели мгновенного надвига.
Предполагается, что теплопроводность изучаемых слоев литосферы не зависит от давления и температуры. Анализ значений теплопроводности пород земной коры показывает, что подавляющее большинство определений попадают в интервал 1.5-3.5 Вт/м-К за исключением пород с высоким содержанием кварца, имеющим более высокие значения этого параметра (Jaupart, Mareschal, 2011). Кроме того, большинство силикатных материалов характеризуется значительной анизотропией, и их теплопроводность зависит от направления. Повышенные значения теплопроводности измерены вдоль слоистости пород с рядовыми значениями коэффициента анизотропии в диапазоне 1.1-1.5 (Попов и др., 2008; Jaupart, Mareschal, 2011). В наших модельных расчетах мы полагаем постоянными значения теплопроводности трех слоев и 3 различных значения для Я верхней коры (Табл. 1). Рассчитана также модель с повышенным значением теплопроводности верхней коры в направлении основной деформации горизонтального сокращения с коэффициентом анизотропии 1.2.
Рассмотрим влияние двух основных тепловых параметров на перераспределение глубинных температур и его проявление в значении поверхностного теплового потока. Рис. 6 показывает картину теплового поля для «нормального» значения теплогенерации при различных значениях коэффициента теплопроводности спустя 42 млн лет после окончания надвига.
Расчеты с различными значениями теплогенерации и коэффициента теплопроводности верхней коры показали возможность формирования области частичного расплава на глубинах 30-40 км в различные моменты времени. Для заданного множества теплофизических параметров диапазон максимальных температур составляет 590-750oC (от начальной 460 oC на глубине 20 км) и 670-885oC (от начальной 610 oC на глубине 30 км) после горизонтального сокращения на 100 км за 20 млн лет (Parphenuk, 2016). Дальнейшая скорость повышения температуры в течение 42 млн лет постколлизионной эволюции много меньше, что демонстрирует важную роль начальной фазы нагрева в ходе медленного надвига и формирования утолщенной коры. Расчеты показали, что при среднеконтинентальной
а)
Температура, 1=62 млн лет, Lai
1 1.5 2 25 3 3.5 4 4 5 5 5.5 в) Температура, t=62 млн. лет. Lah
Рис. 6. Распределение температуры для варианта «нормальной» скорости генерации тепла 2.0 мкВт/м3(Нп) при различных значениях коэффициента теплопроводности верхней коры: (а) X = 2.0 Вт/мК (Lal - низкая); (б) X = 2.5 Вт/мК (Lan - нормальная); (в) X = 3.0Вт/мК (Lah - высокая). Вертикальный и горизонтальный масштабы 1:100 км
начальной температуре большинство моделей обеспечивает возможность появления частичного расплава в условиях «влажного» гранита. Зона превышения температуры солидуса «влажного» гранита (Перчук, 1973) возникает на уровне нижней коры, и после окончания сокращения и надвига верхняя граница области плавления поднимается до глубины 15-20 км. Зона частичного расплава постепенно расширяется и захватывает область перед фронтом надвига из-за утолщения коры и наличия горизонтального теплопереноса и охватывает на постколлизионной стадии
область протяженностью 150-200 км. Повышение температуры может быть весьма значительным (до 320оС) на уровне глубин 10-30 км.
Поверхностным проявлением глубинных процессов перераспределения температуры является плотность теплового потока. Результаты моделирования теплового поля, отраженные в распределении и эволюции теплового потока, показаны на рис. 7 и 8. Увеличение теплопроводности (Рис. 7а) или скорости теплогенерации (Рис. 7б) приводят практически к одинаковому распределению плотности теплового потока над утолщенной корой на постколлизионной стадии - через 42 млн лет после окончания надвига.
Прерывистая линия на рис. 7а показывает распределение теплового потока для случая анизотропии теплопроводности с Хж = 1.2 Ху для "нормального" набора значений тепловых параметров (2). Убывание вертикального потока тепла в этом случае довольно значительно - почти 20% от максимальных значений, и вызвано оно в основном увеличением переноса тепла в горизонтальном направлении. Как и в случае распределения температур, максимальные значения теплового потока характерны для наиболее утолщенного участка верхней коры (~ 80 км справа от точки х0 на рис. 4 - координаты появления дополнительной нагрузки).
Рис. 8 представляет результаты расчетов эволюции теплового потока над областью максимально возмущенного теплового поля (~80 км справа от точки х0 на рис. 4) для различных значений теплопроводности X (а) и скорости генерации тепла Н (б).
согласно результатам моделирования величина плотности теплового потока падает примерно на 10 мВт/м2 над ограничивающим разломом в ходе надвига (затененная область на рисунке). Физическая основа этого явления состоит в том, что на пластину с некоторым начальным распределением температуры постепенно надвигается слой некоторой мощности (в нашей модели это верхняя кора) с таким же исходным распределением температуры. В результате надвига "холодный" слой оказывается под "горячим" слоем и далее следует стадия выравнивания температуры. Ранняя постколлизионная стадия характеризуется небольшим увеличением теплового потока из-за увеличения мощности верхней коры с максимальной теплогенерацией. Далее тепловой поток выходит на
X, km
HF. mWta1
411-
Ш-
70-
18
36
S4
72
90
б;
10» km
Рис. 7. Распределение плотности теплового потока над поднятием (точка 0 в направлении горизонтали соответствует точке х0 на рис. 4) спустя 42 млн лет после окончания процесса горизонтального сокращения. (а) Влияние теплопроводности X: 1 - 2.0 (низкая), 2 - 2.5 (нормальная), 3 - 3.0 (высокая) Вт/мК. Прерывистая кривая (4) представляет результат для случая анизотропии теплопроводности Хх = 1.2 X . (б) Влияние скорости теплогенерации верхней коры Н: 1 - 1.5 (низкая), 2 - 2.0 (нормальная), 3 - 2.5 (высокая) мкВт/м3. Прерывистая кривая (4) представляет распределение теплового потока в момент окончания надвига А ~ 20 млн лет) для "нормальной " модели (2)
SCIENTIFIC AND TECHNICAL JOURNAL
GEDRESGURCES
HF. mW/m1
t, Mü
I. Mü
Рис. 8. Эволюция теплового потока с поверхности над областью максимального поднятия. (a) Варианты с различными значениями теплопроводности X: 1 - 2.0 (l-низкая), 2 - 2.5 (n-нормальная), 3 - 3.0 (h-высокая) Вт/мК при среднем значении теплогенерации 2.0 мкВт/м3. (б) Влияние различной скорости теплогенерации H: 1 -1.5 (l-низкая), 2 - 2.0 (n-нормальная), 3 - 2.5 (h-высокая) мкВт/м3 при среднем значении теплопроводности 2.5 Вт/мК. Затененная область - период надвига
стабильные значения, т.к. перераспределение дополнительной нагрузки в результате эрозии поднятия и осад-конакопления весьма незначительно на этой стадии из-за локального характера эрозии, предполагаемого в модели.
Обсуждение результатов и выводы
Таблица 2 представляет выборку значений температур для всех 9 моделей с тремя различными значениями теплогенерации верхней коры (H, HП, Hh) - по горизонтали, и тремя значениями теплопроводности Xh) - по
вертикали. Она показывает температуры в конце надвига ~ 20 млн лет (левые колонки во всех столбцах) и спустя 42 млн лет после окончания надвига (t2 = 62 млн лет - правые колонки). Верхние значения - для глубины ~ 20 км (граница верхней и нижней коры), нижние значения для глубины ~ 30 км (нижняя кора) под срединной (максимальной) точкой поднятия, на расстоянии примерно 80 км справа от точки xg (Рис. 4). Вычисления показали, что это область максимальных температур в горизонтальном направлении из-за максимального утолщения коры с высокой теплогенерацией. Ожидаемый результат - максимальное повышение температуры на постколлизионной стадии в случае максимальной генерации и минимума теплопроводности (Hh и Среднее увеличение температуры после завершения надвига составляет примерно 200oC для верхней коры (начальная температура модели 460oC для границы верхней и нижней коры на глубине 20 км) и 110oC для глубины 30 км (в нижней коре). В большинстве вариантов значений теплофизических параметров температура как на финальной стадии надвига, так
460 Hi = 1.5 Hn = 2.0 Hh = 2.5
610 мкВт/м мкВт/м мкВт/м
X, = 2.0 Вт/м-К 685 780 715 840 750 885
730 840 755 890 885 920
X n = 2.5 Вт/м-К 630 700 665 745 700 780
700 770 720 810 740 840
X h = 3.0 Вт/м-К 590 615 620 670 650 710
670 705 690 750 710 780
Табл. 2. Значения температуры (С) под срединной точкой поднятия в конце надвига А = 19.4 млн лет) - левые колонки и на постколлизионной стадии А = 62 млн лет) - правые колонки. В первой ячейке показаны начальные температуры выбранных глубин 20 и 30 км, соответственно. Детали приведены в тексте
и на постколлизионной стадии, за исключением высокого значения теплопроводности, превышает температуру со-лидуса «влажного» гранита (выделено жирным шрифтом в табл. 2). Эти результаты в условиях локальной эрозии подтверждают основные выводы одномерного моделирования мгновенного надвига о возможности образования зон частичного плавления при определенных тепловых условиях (England, Thompson, 1984).
Для множества выбранных значений теплофизических параметров рассчитанный диапазон максимальных температур составляет 590-750oC (от начальной 460oC) и 670-885oC (от начальной 610oC) после горизонтального сокращения на 100 км при продолжительности надвига 20 млн лет. В дальнейшем скорость повышения температуры для 42 млн лет постколлизионной эволюции много меньше (при сравнении с правыми колонками в табл. 2), что демонстрирует важную роль начальной фазы нагревания в ходе медленного надвига и формирования утолщенной коры. Таким образом, при среднеконтинен-тальной начальной температуре большинство моделей обеспечивает возможность появления частичного расплава в условиях солидуса «влажного» гранита (выделенные жирным температуры в табл. 2).
Выводы
Изучена эволюция теплопотерь на стадии движения при надвиге и после его остановки. Величина плотности теплового потока падает примерно на 10 мВт/м2 над разломом, вдоль которого происходит процесс надвигания. Ранняя постколлизионная стадия характеризуется некоторым увеличением теплового потока из-за увеличения мощности верхней коры, в которой теплогенерация максимальна. Далее тепловой поток выходит на стабильные значения, т.к. перераспределение дополнительной нагрузки в результате эрозии поднятия и осадконакопления весьма незначительно на этой стадии из-за локального характера эрозии, предполагаемого в модели. Максимальные значения плотности теплового потока во фронтальной области надвига составляют на постколлизионной стадии 85-95 мВт/м2 при региональных фоновых значениях 50-70 мВт/м2. Показано, что теплопотери с поверхности после окончания сокращения коры в большей степени зависят от значений теплогенерации, чем от величины теплопроводности верхней коры.
Благодарности
Работа выполнена при финансовой поддержке темы № 0144-2014-0086 госзадания.
Литература
Парфенюк О.И. (2014). Анализ влияния эрозии коллизионных поднятий на процесс эксгумации глубинных пород (численное моделирование). Вестник КРАУНЦ, 1(23), с. 107-20.
Парфенюк О.И., Марешаль Ж.-К. (1998). Численное моделирование термо-механической эволюции структурной зоны Капускейсинг (провинция Сьюпериор Канадского щита). Физика Земли, 10, с. 22-32.
Перчук Л.Л. (1973). Термодинамический режим глубинного петро-генеза. Москва: Наука, 318 с.
Перчук Л.Л., Кротов А.В., Геря Т.В. (1999). Петрология амфиболитов пояса Тана и гранулитов Лапландского комплекса. Петрология, 7(4), с. 356-381.
Попов, Ю.А., Ромушкевич, Р. А., Миклашевский, Д.Е. и др. (2008). Новые результаты геотермических и петротепловых исследований разрезов континентальных научных скважин. Тепловое поле Земли и методы его изучения. Отв. ред. Ю.А. Попов. Москва: РИО РГГРУ, с. 208-212.
Розен О.М., Федоровский В.С. (2001). Коллизионные гранитоиды и расслоение земной коры. Труды ГИН РАН. В. 545. Москва: Научный мир, 188 с.
Соколов С.Д. (1990). Концепция тектонической расслоенности литосферы: история создания и основные положения. Геотектоника, 6, с. 3-19.
Шаров Н.В. (1993). Литосфера Балтийского щита по сейсмическим данным. Апатиты: КНЦ РАН, 145 с.
Barbey P., Convert J., Morean B. et al. (1984). Petrogenesis and evolution of an Early Proterozoic collisional orogen: the Granulite Belt of Lapland and the Belomorides (Fennoscandia). Bull. Geol. Soc. Finl., 56, pp. 161-188. https://doi.org/10.17741/bgsf/56.1-2.010
England P., Thompson A.B. (1984). Pressure - temperature - time paths of regional metamorphism. Part I: Heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust. J. Petrology, 25, pp. 894-928. https:// doi.org/10.1093/petrology/25.4.894
Gaal G., Berthelsen A., Gorbatschev R. et al. (1989). Structure and composition of the Precambrian crust along the POLAR Profile in the northern Baltic Shield. Tectonophysics, 162, pp. 1-25. https://doi. org/10.1016/0040-1951(89)90354-5
Gerdes A., Worner G., Henk A. (2000). Post-collisional granite generation and HT - LP metamorphism by radiogenic heating: the Variscan South Bohemian Batholith. Journal of the Geological Society, 157, pp. 577-587. https://doi.org/10.1144/jgs.157.3.577
Jaupart C., Mareschal J.-C. (2004). Constraints on crustal heat production from heat flow data. Treatise on Geochemistry, V. 3: The Crust. Ed. by R.L. Rudnick. Amsterdam: Elsevier Sci. Pub., pp. 65-84.
Jaupart C., Mareschal J.-C. (2011). Heat generation and transport in the Earth. New York: Cambridge Univ. Press, 464 p.
Jaupart C., A. Provost (1985). Heat focusing, granite genesis and inverted metamorphic gradients in continental collision zones. Earth Planet. Sci. Lett., 73, p. 385-397. https://doi.org/10.1016/0012-821X(85)90086-X
Luosto U., Flueh E.H., Lund C.-E. (1989). The crustal structure along the POLAR Profile from seismic refraction investigations. Tectonophysics, 162, pp. 51-85. https://doi.org/10.1016/0040-1951(89)90356-9
Mareschal J.-C. (1994). Thermal regime and post-orogenic extension in collision belts. Tectonophysics, 238, pp. 471-484. https://doi. org/10.1016/0040-1951(94)90069-8
Parphenuk O.I. (2015). Uplifts formation features in continental collision structures (evolution modeling). Russian Journal of Earth Sciences, 15, ES4002, 8 p. https://doi.org/10.2205/2015ES000556
Parphenuk O.I. (2016). Thermal regime and heat transfer during the evolution of continental collision structures. Russian Journal of Earth Sciences, 16, ES6006, 10 p. https://doi.org/10.2205/2016ES000589
Parphenuk O.I., Dechoux V., Mareschal J.-C. (1994). Finite-element models of evolution for the Kapuskasing structural zone. Can. J. Earth Sci., 31(7), pp. 1227-1234. https://doi.org/10.1139/e94-108
Percival J.A. (1990). A field guide through the Kapuskasing uplift, a cross section through the Archean Superior Province. Exposed Cross-Sections of the Continental Crust, NATO ASI Ser., 317, pp. 227-283. https://doi. org/10.1007/978-94-009-0675-4_10
Reddy J.N. (1984). An introduction to the Finite Element Method. McGrow-Hill: New-York, 459 p.
Tectonophysics. (1989). Special Issue: The European Geotraverse, Part 5: The Polar Profile. 162(1-2), 171 p.
Сведения об авторе
Ольга Ивановна Парфенюк - доктор физ.-мат. наук, ведущий научный сотрудник Лаборатории теоретической геофизики
Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН Россия, 123242, Москва, ул. Б. Грузинская, д. 10, стр. 1 Тел: +7(499) 254 23 18, e-mail: oparfenuk@ifz.ru
Статья поступила в редакцию 19.07.2018;
Принята к публикации 20.09.2018;
Опубликована 30.11.2018
^Ш IN ENGLISH
Postcollisional evolution features of the intracontinental structures formed by overthrusting
O.I. Parphenuk
Schmidt Institute ofPhysics of the Earth of the Russian Academy of Sciences, Moscow, Russian Federation E-mail: oparfenuk@ifz.ru
Abstract. The investigation of intracontinental collision structures is conducted based on the complex model of the thermal and mechanical evolution of overthrusting process for the rheologically layered lithosphere, which includes brittle upper crust, the lower crust and lithospheric upper mantle with different effective viscosity values. Finite element models with Lagrangian approach were used for the problem simulation. It was shown that thermal evolution of continental orogens essentially results from the geometry and topography due to thrusting and postcollision stage. This work concentrates on the thermal parameters influence on the evolution of collision zones aimed to the study of possibility of granite melt formation. Calculations for mean continental initial temperature distribution lead to the conclusion of possibility of granite melt formation for the case of "wet" granite solidus.
The horizon of temperatures higher than "wet" granite solidus appears at the level of 30-40 km, moving upward to the depth 15-20 km at postcollision stage. The early postcollision evolution shows some heat flow increase due to the thickening of the upper crust with maximum heat generation rate. Further history leads to the stable heat flow values because additional loading redistribution resulting from the denudation of surface uplift and corresponding sedimentation is small due to the local erosion in our model. It was shown that surface heat losses after the termination of horizontal shortening depend to a greater extent on radiogenic heat generation rather than thermal conductivity value in the upper crust.
Keywords: collision, overthrusting, evolution, heat generation, heat flow value, thermal conductivity, rheology, temperature, solidus
SCIENTl FK AND TECHNICAL JOURNAL
GEDRESDURCES
Recommended citation: Parphenuk O.I. (2018). Postcollisional evolution features of the intracontinental structures formed by overthrusting. Georesursy = Georesources, 20(4), Part 2, pp. 377-385. DOI: https://doi.org/10.18599/ grs.2018.4.377-385
Acknowledgements
This work was supported by the State budget theme No. 0144-2014-0086.
References
Barbey P., Convert J., Morean B. et al. (1984). Petrogenesis and evolution of an Early Proterozoic collisional orogen: the Granulite Belt of Lapland and the Belomorides (Fennoscandia). Bull. Geol. Soc. Finl., 56, pp. 161-188. https://doi.org/10.17741/bgsf/56.1-2.010
England P., Thompson A.B. (1984). Pressure - temperature - time paths of regional metamorphism. Part I: Heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust. J. Petrology, 25, pp. 894-928. https:// doi.org/10.1093/petrology/25.4.894
Gaal G., Berthelsen A., Gorbatschev R. et al. (1989). Structure and composition of the Precambrian crust along the POLAR Profile in the northern Baltic Shield. Tectonophysics, 162, pp. 1-25. https://doi. org/10.1016/0040-1951(89)90354-5
Gerdes A., Worner G., Henk A. (2000). Post-collisional granite generation and HT - LP metamorphism by radiogenic heating: the Variscan South Bohemian Batholith. Journal of the Geological Society, 157, pp. 577-587. https://doi.org/10.1144/jgs.1573.577
Jaupart C., Mareschal J.-C. (2004). Constraints on crustal heat production from heat flow data. Treatise on Geochemistry, V. 3: The Crust. Ed. by R.L. Rudnick. Amsterdam: Elsevier Sci. Pub., pp. 65-84.
Jaupart C., Mareschal J.-C. (2011). Heat generation and transport in the Earth. New York: Cambridge Univ. Press, 464 p.
Jaupart C., A. Provost (1985). Heat focusing, granite genesis and inverted metamorphic gradients in continental collision zones. Earth Planet. Sci. Lett., 73, p. 385-397. https://doi.org/10.1016/0012-821X(85)90086-X
Luosto U., Flueh E.H., Lund C.-E. (1989). The crustal structure along the POLAR Profile from seismic refraction investigations. Tectonophysics, 162, pp. 51-85. https://doi.org/10.1016/0040-1951(89)90356-9
Mareschal J.-C. (1994). Thermal regime and post-orogenic extension in collision belts. Tectonophysics, 238, pp. 471-484. https://doi. org/10.1016/0040-1951(94)90069-8
Parphenuk O.I. (2014). Analiz vliyaniya erozii kollizionnykh podnyatii na protsess eksgumatsii glubinnykh porod (chislennoe modelirovanie) [Analysis of the collisional uplifts erosion influence on the overthrusted structures and the process of deep crustal rocks exhumation (numerical modeling)]. Vestnik KRAUNTs = Bulletin of Kamchatka Regional Association «Educational-Scientific Center». Earth Sciences, 1(23), pp. 107-20. (In Russ.)
Parphenuk O.I., Mareschal J.-C. (1998). Numerical modeling of the thermomechanical evolution of the Kapuskasing structural zone, Superior province, Canadian shield. Izvestiya. Physics of the Solid Earth, 10, pp. 22-32. (In Russ.)
Parphenuk O.I. (2015). Uplifts formation features in continental collision structures (evolution modeling). Russian Journal of Earth Sciences, 15,
ES4002, 8 p. https://doi.org/10.2205/2015ES000556
Parphenuk O.I. (2016). Thermal regime and heat transfer during the evolution of continental collision structures. Russian Journal of Earth Sciences, 16, ES6006, 10 p. https://doi.org/10.2205/2016ES000589
Parphenuk O.I., Dechoux V., Mareschal J.-C. (1994). Finite-element models of evolution for the Kapuskasing structural zone. Can. J. Earth Sci., 31(7), pp. 1227-1234. https://doi.org/10.1139/e94-108
Perchuk L.L. (1973). Termodinamicheskii rezhim glubinnogo petrogeneza [Thermodynamic regime of deep petrogenesis]. Moscow: Nauka, 318 p. (In Russ.)
Perchuk L.L., Krotov A.V., Gerya T.V. (1999). Petrologiya amfibolitov poyasa Tana i granulitov Laplandskogo kompleksa [Petrology of amphibolites of the Tana belt and granulites of the Lapland complex]. Petrologiya = Petrology, 7(4), pp. 356-381. (In Russ.)
Percival J.A. (1990). A field guide through the Kapuskasing uplift, a cross section through the Archean Superior Province. Exposed Cross-Sections of the Continental Crust, NATO ASI Ser., 317, pp. 227-283. https://doi. org/10.1007/978-94-009-0675-4_10
Popov Yu.A., Romushkevich R.A., Miklashevskii D.E. et al. (2008). Novye rezul'taty geotermicheskikh i petroteplovykh issledovanii razrezov kontinental'nykh nauchnykh skvazhin [New results of geothermal and petrothermal studies of the sections in continental scientific wells]. Teplovoe pole Zemli i metody ego izucheniya [Proc. Int. Conf. «The Earth's Thermal Field and Related Research Methods»]. Ed. Yu.A. Popov. Moscow: RIO RGGRU, pp. 208-212. (In Russ.)
Reddy J.N. (1984). An introduction to the Finite Element Method. McGrow-Hill: New-York, 459 p.
Rozen O.M., Fedorovskii V.S. (2001). Kollizionnye granitoidy i rassloenie zemnoi kory [Collisional granitoids and stratification of the Earth's crust]. Trudy GIN RAN [Proceedings of Geological Institute of RAS], 545, 188 p. (In Russ.)
Sharov N.V. (1993). Litosfera Baltiiskogo shchita po seismicheskim dannym [Lithosphere of the Baltic Shield according to seismic data]. Apatity: KNTs RAN, 145 p. (In Russ.)
Sokolov S.D. (1990). Kontseptsiya tektonicheskoi rassloennosti litosfery: istoriya sozdaniya i osnovnye polozheniya [The concept of tectonic stratification of the lithosphere: the history of foundation and the main aspects]. Geotektonika = Geotectonics, 6, pp. 3-19. (In Russ.)
Tectonophysics. (1989). Special Issue: The European Geotraverse, Part 5: The Polar Profile. 162(1-2), 171 p.
About the Author
Olga I. Parphenuk - DSc (Physics and Mathematics), Leading Researcher, Laboratory of the Theoretical Geophysics Schmidt Institute of Physics of the Earth of the Russian Academy of Sciences
Buil. 1, 10, B. Gruzinskaya st., Moscow, 123242, Russian Federation
Phone: +7 (499) 254 23 18, e-mail: oparfenuk@ifz.ru
Manuscript received 19 July 2018;
Accepted 20 September 2018;
Published 30 November 2018
HWHHO-TEXHMHECmft JKyPHAH
www.geors.ru rEDPECYPCbl
