CC BY
34
УДК 551.24.035
РЕОЛОГИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ И ОСОБЕННОСТИ НАПРЯЖЕННО-ДЕФОРМИРОВАННОГО СОСТОЯНИЯ РЕГИОНА АКТИВНОЙ СДВИГОВОЙ РАЗЛОМНОЙ ЗОНЫ НА ПРИМЕРЕ РАЗЛОМА САН-АНДРЕАС (КАЛИФОРНИЯ). Статья 2. ТЕКТОНОФИЗИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ЛИТОСФЕРЫ
Т.В. Романюк12, А.Н. Власов3 4, М.Г. Мнушкин4, А.В. Михайлова1, Н.А. Марчук1
1 Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, Москва 2 Российский государственный университет нефти и газа им. И.М. Губкина, Москва 3 Институт прикладной механики РАН, Москва 4 Институт геоэкологии им. Е.М. Сергеева РАН, Москва
Поступила в редакцию 02.06.12
Приводится краткое (схематичное) описание цепочки главных кайнозойских геодинамических событий на юго-западной окраине Северо-Американского континента, сопровождавших преобразование конвергентной межплитовой границы в трансформную и внесших подавляющий вклад в современный облик тектонических провинций и строение коры региона разломной системы Сан-Андреас. На основе обобщения большого количества разнообразных геолого-геофизических данных скомпилирована 3D-комплексная тектонофизическая модель региона, обоснован выбор реологической модели среды для различных блоков/слоев коры и мантии. Описаны механизм миграции на восток главной плоскости скольжения в разломной системе Сан-Андреас и особенности современного геодинамического режима системы.
Ключевые слова: разлом Сан-Андреас, 3D-комплексная тектонофизическая модель, кайнозойская эволюция, механизм миграции главной плоскости скольжения на восток.
В первой статье (Романюк и др., 2013) сведены геолого-геофизические данные, на которых основаны наши представления о тонкой структуре разлома Сан-Андреас, а также петрофизических свойствах пород непосредственно разломной зоны. Настоящая статья является второй. В ней описан геодинамический сценарий развития разломной системы Сан-Андреас от момента ее заложения 30 млн лет назад до настоящего времени и тектонофизическая 3D-модель литосферы этого региона (структура, сейсмические скорости в различных блоках модели, прогнозируемый состав пород, механические свойства, прочность и т.п.).
Геодинамическая эволюция системы разломов Сан-Андреас
Юго-западная часть Северной Америки, где располагается система разломов Сан-Андреас, представляет собой широкую тектонически активную зону перехода от Тихого океана к стабильному древнему кратоническому ядру Северо-Американского континента, в которой по совокупности характеристик выделяются следующие крупные тектоно-, геолого-морфологические провинции/блоки коры: Бассейнов и Хребтов, Сьерра-Невада, Великая Долина, Мохаве, Бордерлэнд, Полуостровная, Поперечных и Береговых Хребтов (рис. 1). Их обособление и современный облик — это во многом результат позднемезозойской— кайнозойской геодинамической эволюции региона.
В конце мезозоя — начале кайнозоя доминирующим режимом вдоль всего западного побережья Се-
верной Америки была субдукция под него океанической плиты Фараллон (Engebreston et al., 1984). Над субдукционной зоной функционировала вулканическая дуга, реликты комплексов которой в настоящее время слагают фундамент и широко экспонируются вдоль всей окраины Северной Америки. Это батолиты Берегового и Межгорного поясов (Канада), Айдахо, Сьерра-Невады, Полуостровной провинции (США) и Калифорнийского п-ова (Мексика).
Приблизительно 80 млн лет назад в центральном сегменте аккреционной окраины началось выполажи-вание зоны субдукции, сопровождавшееся прекращением надсубдукционного магматизма в Сьерра-Неваде (Dumitru et al., 1991) и перемещением локуса тектоно-магматической активности на восток в глубь континента. Около 42 млн лет назад произошли разрушение слэба плиты Фараллон, отрыв и обрушение в мантию его нижнего фрагмента (Humphreys, 1995; Humphreys et al., 2003). С этого момента началось изменение тектонического режима в целом на западной трети Северной Америки, где возросла магматическая активность (Armstrong, Ward, 1991), а сжатие коры постепенно сменилось глобальным поднятием и растяжением, в результате сформировалась Провинция Бассейнов и Хребтов (Dickinson, 2002; Wernicke, 1981; Wernicke et al., 1987).
После слома слэба конвергентные движения на окраине замедлились, а к континентальной окраине постепенно мигрировал срединно-океанический хребет. К моменту времени ~30 млн лет назад ряд его сегментов приблизились вплотную к субдукционной зоне в районе Южной Калифорнии. Столкновение
Рис. 1. Схема тектонических провинций, крупнейших разломов и теплового потока в регионе системы разломов Сан-Андреас. Изолиниями показана глубина до кровли астеносферы (граница ЛАГ, по (Li et al., 2007)). МТ — точка Мендосино — область тройного сочленения плит. За основу взят рисунок из сайта http://geomaps.wr.usgs.gov/3D4Dmapping/index.htm, карта теплового потока — из сайта http://smu.edu/geothermal/heatflow. Контуры деламинированных фрагментов литосферы в мантию на глубине 100 км под южным краем Сьерра-Невады по (Zandt et al., 2004) и на глубине 110 км под Поперечными Хребтами по (Kohler et al, 2003)
океанического хребта и желоба положило начало процессу изменения характера плитной границы с конвергентного на трансформный (рис. 2). Плита Фараллон раскололась на две части: северная часть получила название Хуан-де-Фука, а из южной впоследствии образовались крупные плиты Кокос, Наска и ряд микроплит. При расколе плиты Фараллон возникли две новые точки тройного сочленения плит: Мендосино
и Ривера, расстояние между которыми постоянно увеличивается. Севернее точки Мендосино и южнее Ривера субдукция под окраину континента продолжается до сих пор, а между ними постоянно увеличивается "астеносферное окно" под Калифорнийским побережьем (Atwater, 1970; Dickinson, 1997; Severinghouse, Atwater, 1990). Над этим "окном в слэбе" сформировалась система разломов Сан-Андреас — региональ-
Рис. 2. Реконструкции раскрытия "астеносферного окна в слэбе" (бессубдукционное пространство между тройными точками сочленения плит Мендосино (М) и Ривейра (К)) на моменты времени 30 (а), 20 (б), 10 (в) млн лет назад и современная конфигурация плит (г) по (Atwateг, 1970) с модификациями. Жирные черные линии — спрединговые хребты, тонкие линии — трансформные разломы и разлом Сан-Андреас. Зоны субдукции маркированы линиями с треугольниками. На г светло-серым тоном в пределах Тихоокеанской плиты показаны блоки континентальной коры Северо-Американского континента, "захваченные" Тихоокеанской плитой (Калифорнийский п-ов, блоки Салинас и Санта-Круз). Двойные стрелки — направление движений Тихоокеанской и Северо-Американской плит на разломе Сан-Андреас
ная трансформная граница, по которой происходит релаксация напряжений за счёт большей части относительных взаимных сдвиговых перемещений Севе-ро-Американской и Тихоокеанской плит (в настоящее время около 3 см/год). Система разломов Сан-Анд-реас заложилась в момент соприкосновения океанического хребта и желоба в месте образования тройных точек Мендосино и Ривера. Последние мигрируют на север и юг соответственно, и система разломов Сан-Андреас растет в длину, непрерывно меняется, постепенно мигрирует в глубь континента и в настоящее время представляет собой совокупность разломов различного генезиса, размеров и активности (см. статью 1), включая и палеоразломы.
Параллельно с процессами разрастания "окна в слэбе" и системы разломов Сан-Андреас между тройными точками сочленения плит Мендосино и Ривера происходил постепенный "захват" Тихоокеанской плитой осколков плиты Фараллон — субдуцируемых микроплит Монтерей, Аргуэльо и др. Вместе с микроплитами "захватывались" фрагменты континентальной коры Северо-Американского континента, под которые микроплиты субдуцировались. Все это обусловило сложные движения и повороты верхних блоков коры в прибрежных областях (рис. 3). Например, блок Мохаве был повернут более чем на 45°, крупный массив континентальной коры (включающий Калифорнийский п-ов, блоки Салиниан, Санта-Круз и др.) был "отсоединен" от континентальной окраины и перемещен (и продолжает такое движение) вдоль побережья, а блок современной Провинции Поперечных Хребтов "отсоединен" от континентальной окраины и повернут более чем на 90° (Bohannon, Parson, 1995; Dickinson et al., 2005; Glazner et al., 2002; Luyendyk, 1991; Nicholson et al., 1994; Wijk et al., 2001).
Проникновение горячих астеносферных потоков через разрастающееся "астеносферное окно в слэбе" под континентальную окраину создало условия в ее Южно-Калифорнийском сегменте, при которых на инверсионной плотностной границе (холодная тяжелая литосферная мантия на горячей легкой астеносфере) произошло обрушение фрагментов литосферной
мантии в астеносферу — "деламинация литосферной мантии" (Kohler et al., 2003; Zandt et al., 2004). Реликты этих деламинированных фрагментов надежно картируются в мантии, по данным сейсмической томографии, под южным окончанием Сьерра-Невады и Поперечными Хребтами (рис. 1), а также северной частью Провинции Бассейнов и Хребтов (West et al., 2009).
Современная структура литосферы региона разлома Сан-Андреас
Геолого-геофизические характеристики различных блоков/комплексов/границ коры и верхней мантии этого региона изучены многочисленными профильными и площадными исследованиями. В районе моделирования располагаются три обширных и глубоких осадочных бассейна — Великой Долины (до 12 км), Вентура (до 9 км) и Лос-Анджелес (до 10 км) и многочисленные небольшие мелкие бассейны (рис. 4, А). Глубина до границы М (рис. 4, Б) в Тихом океане 11— 12 км и постепенно увеличивается под шельфом, составляя 30—35 км под континентом с углублениями до 37—40 км под горами Сан-Бернандино и Сан-Габриэль и 40—42 км под Сьерра-Невадой. За границу между литосферой и астеносферой (ЛАГ) были взяты оценки, полученные методом приемных функций (Li et al., 2007), который показывает довольно четкую границу между литосферой и астеносферой со средней глубиной около 70 км и толщиной переходного слоя меньше 20 км (рис. 1).
Особенности строения коры крупнейших тектонических блоков/провинций моделируемого региона демонстрируются по профилям "Сьерра-Невада"1 и "LARSE-1"2 (рис. 5). Оба профиля начинаются в
1 Дополнительную информацию, ссылки на исходные данные, результаты 2В-сейсмоплотностного моделирования и моделирования НДС для этого профиля см. в работах (Романюк, 2008; Романюк, Михайлова, 2008; Романюк, Ткачев, 2009, 2010).
2 Основу модели составили сейсмические данные по преломленным и отраженным волнам сейсмического эксперимента LARSE — Los Angeles Region Seismic Experiment (Fuis et al., 2001), дополнительную информацию, ссылки на исходные данные и результаты сейс-моплотностного моделирования см. в работах (Романюк и др., 2003; Романюк, Ткачев, 2009, 2010; Romanyuk et al., 2007).
Рис. 3. Плитотектоническая реконструкция "столкновения" срединно-океанического хребта с субдукционной зоной на окраине Южной Калифорнии и главных тектонических вращений и перемещений крупных коровых блоков над "астеносферным окном", по
(Bohannon, Parson, 1995), начиная от 30 млн лет назад (а) и до настоящего времени (е): 1 — пояс батолитов; 2 — метаморфический пояс; 3 — комплексы преддуговых осадков; 4 — аккреционные комплексы; 5 — океанические плиты, захваченные Тихоокеанской плитой; 6 — вулканические провинции; 7 — области растяжения в Провинции Бассейнов и Хребтов и блока Мохаве; 8 — трансформные разломы; 9 — активные океанические хребты; 10 — неактивные океанические хребты; 11 —
субдукционные сегменты; 12 — главные разломы
Тихом океане, где кора океанического типа (базальты + габбро) с мощностью около 5—6 км. По обоим профилям и всем другим сейсмическим исследованиям на Калифорнийском шельфе океаническая кора прослеживается под шельфом и частично под прибрежными регионами. Над океанической корой располагаются преимущественно надсубдукционные комплексы в различной степени метаморфизованных осадков и сер-
пентинитового меланжа (Францисканский комплекс, сланцы Каталина и др.).
Наиболее контрастно от стандартной модели коры континентальных платформ отличаются Великая Долина и Сьерра-Невада, которые представляют собой реликты преддугового бассейна и вулканической дуги, сформировавшихся в мезозое при субдукции палео-плиты Фараллон под западную окраину Северо-Аме-
Рис. 4. Параметры литосферы моделируемого региона. А — мощность осадков (показана тоном, по (Laske, Masters, 1991), цифровая модель — данные сайта http://igppweb.ucsd.edu/~gabi/seds) и глубина (км) до уровня хрупкопластичного перехода в коре (цифры). Б — изолиниями показана глубина до границы М (км), а тоном — оценка углов наклона этой границы, по (Tape et al., 2012). Тонкие линии — ориентация направлений "быстрой" анизотропной оси волны SKS, по (Becker et al., 2006)
риканского континента. Великая Долина в течение всего кайнозоя (и в настоящее время) оставалась осадочным бассейном. Непосредственно под осадками (мощность до 5—7 км в осевой части, местами до 10— 12 км) залегают породы основного и/или ультраосновного состава, которые трактуются как офиолит (т.е. реликты фрагментов коры океанического или субокеанического происхождения) Великой Долины. Фундамент Сьерра-Невады и Полуостровной Провинции представлен преимущественно позднемело-выми (~85 млн лет) и более древними гранитоидами и разнообразными метаморфическими породами. Блоки Салинас и Санта-Круз представляют собой перемещенный вдоль разлома Сан-Андреас фрагмент гра-нитоидной коры, верхняя часть которого аналогична по своим геолого-геофизическим параметрам (и происхождению) верхней части коры Сьерра-Невады. Весь коровый блок Сьерра-Невады характеризуется выдержанными сейсмическими скоростями около 6,0 км/с, практически не увеличивающимися даже в нижних частях коры (<6,2 км/с), и трактуется на всю свою мощность как гранитоидный батолит. Его "лито-сферный корень" (нижняя кора вместе с литосферной мантией), по крайней мере в южной части Сьерра-Невады, был деламинирован. В отличие от Сьерра-
Невады в Полуостровной Провинции и под блоками Салинас и Санта-Круз высокоскоростной слой средней/нижней коры (состоящий из пород основного/ ультраосновного состава) присутствует.
Провинция Бассейнов и Хребтов, Бордерлэнд и блок Мохаве — это области, подвергшиеся в кайнозое существенному растяжению, в результате чего в этих провинциях сформировалось характерное для областей растяжения закономерное чередование в рельефе хребтов и осадочных бассейнов (часто в виде грабенов или полуграбенов), наиболее "выразительные" из которых — это Долины Смерти и Оуэнс. Однако по своей изначальной природе небольшой коровый блок Мохаве существенно отличается от всех других коровых блоков западных частей Провинции Бассейнов и Хребтов и прибрежных провинций. Возраст консолидации коры блока Мохаве протерозойский, в то время как в других провинциях он фанерозойский. В современной структуре коры отсутствует высокоскоростной нижний слой, а валовый состав пород, его слагающих, на всю мощность коры оценивается как преимущественно гранитогнейсовый. Сейсмические скорости непосредственно под подошвой коры характеризуются астеносферными значениями 7,7 км/с, т.е. наиболее вероятно, что нижняя кора из-под блока Мохаве была
' Франшшшии комплекс! шеяй^л^,,-:4- .
щпж
™™ «шй^еди адн
" Л Л й n iWWVWJW Сид
Пуэнте-Хилэ
Скважины Плоскость ^разлома по / механизму
Рефлекторы
Уиттер-Нэрроу
Sacçefif Лос;Анпжелес 1
Тихий океан
Бордерлэнд
Континентальный
склон
Банка Кортес
Хребет Сан-Кгементе
Пуэнте-Хллз
Бордерлэнд
Хребет Санта-Каталина
Полуостровная провинция
Бассейн Лос-Анджелес
Провинция Поперечных хребтов
горы Сан-Габриэль
80 90 100 Расстояние, км Мохаве
Глубина (км)
Расстояние,км
Щ 5.5; _
Пелонал* * + + + + ♦ * + + + + +■
■ cil +■ + + * + + + ++ + t + t
WBrrmawK» + + + + + fi.4 + + + + + +
oo
CD
Осадочные бассейны
Гра н и той дно- г н е йсо в ы е комплексы
Метаморфизованные осадки
Сильно те тонизированная верхняя кора Океаническая кора/ офиолиты
Высокоскоростные блоки в средней/нижней коре различной природы
Хруп ко пластичный переход в коре
Рис. 5. Геолого-геофизические характеристики коры моделируемого региона:
A, Б — геологическая интерпретация сейсмических исследований и данных бурения в бассейне Лос-Анджелес (А) и сейсмических исследований в горах Сан-Габриэль (Б). На А показан механизм землетрясения Уиттер-Нэрроу в 1987 г. и облако афтершоков. Одна из плоскостей механизма землетрясению! попадает на плоскость "слепого надвига" Пуэнте-Хилз, выявленного методом сейсморазведки. Тоновой заливкой показаны осадочные слои бассейна Лос-Анджелес, по (Shaw, Shearer, 1999). На Б приведена сейсмическая модель в
изолиниях скоростей (цифры — сейсмические скорости, км/с) и реконструируемая система разломов в коре, по (Fuis et al., 2001).
B, Г — сейсмогеологические модели по профилям "TARSE-1" (В) и "Сьерра-Невада" (Г). Цифры в блоках — сейсмические скорости, км/с. ДО — Долина Оуэне, ДП — Долина Па-наминт, ДС — Долина Смерти. Разломы: SAF — Сан-Андреас, СГХ — Сан-Грегорио-Хосгри, К — Калаверас, ПХ — Пуэнте-Хилз, УН — Уиттер-Нэрроу, СМ — Сьерра-Мадре,
CT — Сан-Габриэль
Тихий океан
Провинция Береговых Великая Хребтов Долина
Глубина, км
Провинция Бассейнов и Хребтов Уолкер-Лэйн
Расстояние (км)
деламинирована вместе с литосферной мантией. Какие-либо "выразительные" наклонные границы в коре не фиксируются. В противоположность, в нижней коре Провинции Бассейнов и Хребтов обнаруживаются многочисленные наклонные границы и тела с повышенными сейсмическими скоростями (офиолиты), происхождение которых связывается с аккреционными фанерозойскими событиями, а в верхней/средней коре по геолого-сейсмическим данным повсеместно трассируются наклонные границы, разделяющие повернутые блоки (маркеры растяжения коры). Блок Поперечных Хребтов (включающий складчато-надви-говые системы гор Сан-Габриэль и Сан-Бернандино) представляет собой агломерат сильно тектонизирован-ных и деформированных комплексов, современный облик которого обусловлен транспрессивным режимом на изгибе разлома Сан-Андреас. Разнообразие возрастов и происхождения экспонирующихся пород (докембрийские гнейсы, амфиболиты и анортозиты, мезозойские граниты, кайнозойские сланцы Пелона, метаморфизованные до зеленосланцевой—амфибо-литовой фаций, современные катаклазиты и др.) столь велико, что оценить валовые параметры коры чрезвычайно затруднительно.
Реологические параметры коры.
Хрупкопластичный переход в коре
К настоящему времени накоплено огромное количество лабораторных измерений реологических параметров для коровых и мантийных минералов в пределах как хрупких, так и упругопластичных режимов. По этим данным для предполагаемой петрологической колонки континентальной и океанической литосферы и оцененных Р—Т-траекторий можно прогнозировать реологические профили (см., например, недавние обзорные работы (Ви^тапп, Бге8еп, 2008; Kaгato, 2010; КоИМеЛ, Mackwell, 2009) и ссылки там). Если исходить из реологии кварца для верхней гранитогнейсо-вой части континентальной коры (кварц — доминирующий минерал в гранитоидах) и реологии диабаза для всей океанической коры, то для них прогнозируется "хрупкая реология", контролируемая трением по закону Брайля. В более глубоких горизонтах континентальной коры, в условиях более высоких давлений и температур реология кварца уже должна описываться "упругопластической" реологией (например, как течение вещества с нелинейной ползучестью и т.п.), поскольку уровень девиаторных напряжений здесь повсеместно достигает истинного предела упругости.
Прочностные параметры осадочных пород, как минимум, на два-три порядка ниже аналогичных параметров кислых кристаллических пород фундамента (гранитоиды), которые в свою очередь на два-три порядка ниже аналогичных параметров базитов (средняя/нижняя кора) и перидотитов (верхняя мантия) при тех же температурных условиях.
Оливиновая (оливин — доминирующий минерал в верхней мантии) реология в литосферной мантии прогнозируется как "хрупкая", но становится "упру-гопластической" (или "упруговязкой") ниже глубины 80—100 км под "холодными" и на глубине 50—60 км под "теплыми" частями континентов.
В каждом однородном по вещественному составу слое рост температуры с глубиной уменьшает прочность (понижает предел упругости), но на границе слоев смена вещественного состава может скачком на порядки величины увеличить или уменьшить этот параметр. Таким образом, прогнозируемый литосферный реологический профиль всегда представляет собой чередование слоев с "хрупкой" и "упругопластиче-ской" реологией, при этом внутри слоя с однородной реологией параметры подслоев могут в свою очередь образовывать чередование пониженных и повышенных значений. Число реологических слоев и их параметры в континентальной коре зависят в первую очередь от ее состава, температурного режима и толщины. Если принимать во внимание еще и водонасыщенность отдельных пластов пород (так называемая "мокрая реология"), которая на 1—2 порядка понижает прочностные и вязкие параметры среды, а также трещи-новатость некоторых блоков, то прогнозируемые лито-сферные реологические профили оказываются столь изменчивыми от региона к региону и показывают столь широкий разброс значений параметров (рис. 6), что ни о каких стандартных реологических профилях для океанической и континентальной литосфер не может быть и речи. Современные модели строятся исключительно с учетом региональных структурных и вещественных особенностей литосферы, ее температурного режима и т.п., а также с привлечением всего комплекса геолого-геофизических данных для оценок реологических параметров in situ.
Наиболее надежно определяется реологический режим верхней коры. Данные GPS и картирование разломных зон свидетельствуют о том, что верхняя консолидированная кора несомненно представляет собой набор жестких блоков, которые деформируются, аккумулируя в себе упругую энергию, вращаются и взаимодействуют по разломам, могут подвергнуться "хрупкому" разломообразованию при определенных условиях, т.е. среда описывается "хрупкой реологией". Хотя коэффициенты трения на разломах, упругие параметры блоков и влияние на них флюидного режима все еще остаются недоизученными (см. статью 1). Однако по всем прогнозам на среднекоровых/нижне-коровых глубинах в регионах с повышенным (более 60 мВт/м2) тепловым потоком (большая часть территории моделируемого региона, см. рис.1) горные породы становятся средой, которая должна описываться не как "хрупкая", а как "упругопластичная" ("упру-говязкая") среда. В отличие от верхней хрупкой коры, в средней/нижней континентальной коре хрупкие разломы не формируются, поскольку деформации не концентрируются в разломах, а преимущественно распределяются по объему.
0
10
20
30
V 40
го
Т. 50
ю
>ч fiO
с
70
80
90
0
10
* ¿0
го I 30
ю
> г 40
U.
50
0
10
* ¿0
w i 30
to
сг 40
1_
50
0
10
20
Sí
ГО т 30
Ю
г 40
[_
50
Девиаторные напряжения, МПа
0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400
---т---1---i---г---т---1-г-г
....................j__ "Хрупкий" режим (закон Брайля)
"*..........
Ослабления ■ хрупкими повревдениями
' -«. "Попу хруп кий" режим
Мохо
- 200
Ослабления пластическими повреждениями
1......................
.........
Океаническая литосфера прочная упругая часть)
/ Дислокационный крип е=юИ4с1
¡ждениями ................
.....................
'Сухой" оливин
400 О
о та
600 g; I-
го
О.
0)
"Мокрый" оливин
Океаническая астеносфера
- 800
- 1000
""Мокрый" полевой шпат
i i i i Дислокационный крип -Мокрый л , „-14 ¡ KRapir^ £-10 с
' "Мокрый" полевой шпат"
t "Сухой" оливин : Мохо
В
Дислокационный крип ^Мокрый" кварц £=1:&"%"1
'Мокрый" полевой шпат T=5S0°C
- "Мокрый" оливин
Мохо
Рис. 6. Прогнозные реологические схемы при сдвиговом тектоническом режиме (предполагается однородная скорость деформирования s = 10-14 с-1) для океанической (А) и континентальной литосферы (альтернативные модели Б и В) и "слабой" разломной сквозькоровой водона-сыщенной зоны (Г). А — по (Kohlstedt, Mackwell, 2009), добавлена точечная линия, показывающая расчетное уменьшение прочности под воздействием различного рода повреждений, по (Regenauer-Lieb et al., 2006), Б—Г — по
(Burgmann, Dresen, 2008). Во всех моделях в верхней коре предел прочности на трение (frictional strength) возрастает с глубиной (т.е. с увеличением литостатического давления). В А коэффициент трения соответствует закону Брайля и "сухим условиям", в Б—Г — "мокрым" условиям: для Б и В отношение порового флюидного давления к литостатиче-скому к = 0,4 (соответствует гидростатическому давлению флюида), в Г низкий коэффициент трения является следствием предполагаемого высокого порового давления (к = 0,9). Геотермальный градиент, по которому рассчитывалась температура, предполагался соответствующим тепловому потоку на поверхности 80 мвт/м2 для Б и Г и 90 мвт/м2 для В. Для А распределение температуры рассчитано исходя из возраста литосферы 60 млн лет. В модели А в океанической литосфере самым прочным слоем является мантия на глубине 30—50 км. В модели Б — литосферная мантия "хрупкая" и является слоем с самой высокой прочностью, в В из-за более высокой температуры прочность "хрупкой" мантии сильно редуцируется, а самым "сильным" слоем литосферы становится верхняя кора, которая и определяет прочность всей литосферы. В Г деформации в нижней коре и верхней мантии аккомодируются за счет линейного диффузного крипа
И, действительно, во многих местах в регионе моделирования разными методами в средней/нижней коре диагностируется "хрупкопластичный" переход (ХПП). Наиболее надежным индикатором этого перехода считается установленная максимальная глубина сейсмичности (глубже сейсмичность фактически отсутствует), которая в Северной и Центральной Калифорнии в окрестностях разлома Сан-Андреас оценивается в 10—15 км (рис. 7), в Южной Калифорнии ~15—20 км.
На сейсмическом профиле "ЬЛЯ8Б-1", где использовались методы отраженных волн, на среднекоровых глубинах, соответствующих максимальным глубинам сейсмичности, фиксируются сильные рефлекторы, на этих же глубинах выполаживаются и чешуйчатые надвиговые системы разломов (горы Сан-Габриэль и Сан-Бернандино), формирующиеся вокруг транскомпрессионных сегментов разлома Сан-Андреас (рис. 5, Б, В и статья 1). К ХПП часто (но не всегда) бывают приурочены и основания "цветковых" струк-
Рис. 7. Тектоническая схема Северной и Центральной Калифорнии (А) по (Jove, Coleman, 1998, с упрощениями), сейсмичность (Б) по (Jones et al., 1994) и концептуальная (внемасштабная) модель структуры литосферы и сдвигового режима (В) по профилю "Сан-Франциско". Разломы: SAF — Сан-Андреас, Х — Хейвард, К — Калаверас, ВД — Великой Долины. МТ — тройная точка сочленения плит Мендосино, ХПП — хрупкопластичный переход в коре, ФК — Францисканский комплекс (метаморфизованные в различной степени реликты фрагментов океанической коры и накоплений желоба). Между разломами Сан-Андреас и Хейвард — режим транспрессии (сдвиг + растяжение), что привело к проседанию блока Байэриа. Глубинные сдвиговые движения в мантии рассредоточены в широкой зоне, максимум сдвиговых движений скорее всего концентрируется не под разломом Сан-Андреас, а восточнее — под разломами Хейвард и Калаверас. Относительные горизонтальные смещения между слоями в мантии и верхней корой аккомодируются на детачментах (на рисунке показан только один — в основании коры), один из них, вероятно, приурочен к ХПП. Тихоокеанская плита, наиболее прочной частью которой являются кора и литосферная мантия, движется от наблюдателя перпендикулярно плоскости рисунка. Части континентальной коры западнее разлома Сан-Андреас (блок Санта-Круз) уже захвачены Тихоокеанской плитой и движутся вместе с ней как единое жесткое тело. Часть мантии непосредственно под разломом Сан-Андреас и восточнее его уже захвачена океанической плитой либо полностью, либо частично. Эта наращенная часть литосферной мантии Тихоокеанской плиты взаимодействует с вышерасположенными коровыми блоками через детачмент(ы) и таким образом передает коровым блокам часть своего движения. Следовательно, блоки коры, расположенные между разломами Сан-Андреас, Хайвард и Калаверас, постепенно вовлекаются в движения, согласные с движением Тихоокеанской плиты, т.е. постепенно "захватываются" ею
тур в транспрессионных частях разлома Сан-Андреас (см. статью 1). В тектонически активных регионах к ХПП часто (но не всегда) приурочен детачмент, т.е. зона, по которой аккомодируются относительные горизонтальные движения между верхним и более глубинными слоями коры.
Вследствие тектономагматических событий глубина ХПП может существенно локально варьировать даже в пределах однообразно устроенных коровых блоков. Например, по данным электроразведки и сейсмическим исследованиям в Провинции Бассейнов и Хребтов ХПП воздымается со среднекоровых глубин до глубины 3—4 км в области геотермального поля Косо (рис. 4, А) (Wilson et al., 2003) и фактически выходит на поверхность в Долине Смерти (рис. 5, Г) (Park, Wernicke, 2003).
В пустыне Мохаве сейсмическими исследованиями обнаружена граница на глубине 5 км, к этому же уровню выполаживаются листрические разломы, ограничивающие осадочные бассейны. Однако современная
сейсмичность фиксируется в блоке Мохаве до глубины 20 км, поэтому поверхность на глубине 5 км интерпретируется как палео-ХПП, бывший активным во время растяжения коры, а современный ХПП располагается глубже, на глубине около 20 км, где фиксируется концентрация сейсмических отражателей под пустыней Мохаве и горами Сан-Габриэль (рис. 5, Б). В пределах блоков Великой Долины и Сьерра-Невады ХПП прогнозируется на глубине около 25 км (рис. 5, Г и 7).
Таким образом, областями с "хрупкой реологией" полагались блоки океанической коры и все блоки континентальной коры, выше ХПП. Нижние горизонты коры везде полагались с упругопластической реологией. Основанием для этого являются реологические прогнозы (рис. 6) и другие известные факты, из которых упомянем только следующий.
В районе профиля "БЛЯ8Б-1" по разлому Сан-Андреас в соприкосновение приведены блоки коры, существенно различающиеся по своей природе. Это
вытекает из геологических данных (разный тип пород и возраст консолидации коры), имеющихся тектонических реконструкций и гравитационного поля, которое фиксирует гравитационную ступень амплитудой около 50 мГал на разломе. Поэтому здесь можно было бы ожидать ступенеобразное Мохо на разломе Сан-Андреас, если бы среда нижней коры и верхней мантии описывалась хрупкой реологией. Такая интерпретация — "Z"-Moхo (рис. 5, В) и была предложена в работе (Zhu, 2000) исходя из существенно различающегося рисунка отражений, полученных по плотной системе записей по разные стороны от разлома Сан-Андреас. Однако прямое моделирование лучевым методом для удлиненных годографов ("G"-модель, по Godfrey et al., 2002) показало коровые сейсмические скорости в линзе между "R"- и "Z"-Moхo ~(6,0—6,5) км/с. При этом надежно зафиксированный контраст сейсмических скоростей на разломе Сан-Андреас в нижней коре (Fuis et al., 2001; Godfrey et al., 2002) определенно свидетельствует о том, что по разлому и в нижней коре совмещены/граничат породы существенно разной природы (разных блоков коры). Однако течения вещества в "упругопластической" (или "упруговязкой") моде сгладили рельеф подошвы коры (поверхности М).
Реологические параметры мантии
Реологические свойства мантии можно оценить исходя из деформационной реакции поверхности Земли на разного рода глубинные возмущения (крупнейшие землетрясения) или поверхностные нагрузки/разгрузки (заполнение гигантских водохранилищ, быстрое таяние ледников).
Если аппроксимировать мантию как вязкую среду (с постоянной во времени вязкостью), то оценки вязкости мантии на глубине 100 км и более (астеносфера) под кратоническими регионами по отклику среды на быстрое таяние ледников дают величины (5—10) 1020 Пас. (Paulson et al., 2005; Wu, 2005), в то время как под тектонически активными регионами оценки вязкости ниже на один-два порядка и ослабленный слой располагается на меньших глубинах. Так, для Исландии, представляющей собой вулканическую постройку над мантийным плюмом, верхнемантийная вязкость оценена менее чем 1019 Пас (Sigmundsson, 1991), а оценки верхнемантийной вязкости для северо-западной окраины Северной Америки дали величины (5—50)1018 Пас (James et al., 2000).
В работе (Kaufmann, Amelung, 2000) использованы геодезические наблюдения за период 1932—1950 гг. в окрестностях искусственного водохранилища на р. Колорадо (южная часть Провинции Бассейнов и Хребтов) после его заполнения. Деформации на поверхности промоделированы как отклик трехслойной среды на внешнюю нагрузку, что дало оценки асте-носферной вязкости ~1018 Пас и нижнелитосферной вязкости не менее ~4 1019 Пас.
В работе (Kenner, Segall, 2003) проанализированы данные геодезических съемок за 90-летний период
0 деформациях в окрестностях г. Сан-Франциско после землетрясения 1906 г. Авторы пришли к выводу, что в рамках упруговязкой модели оптимальной является модель со "слабыми" вертикальными сдвиговыми зонами в коре под крупнейшими разломами и вязкостью подстилающего их слоя (нижняя кора/лито-сферная мантия) 1019 Пас.
Активное внедрение спутниковых систем GPS и InSAR в геофизическую практику позволило монито-рить движения земной поверхности после катастрофических землетрясений (постсейсмические деформации) по гораздо более детальным (по сравнению с профильными геодезическими) площадным системам измерений. Так, в пустыне Мохаве произошли два крупных землетрясения — Ландерс (Landers) 1992 Mw = 7,4 и Гектор-Майн (Hector Mine) 1999 Mw = 7,1, для которых постсейсмические деформации были зафиксированы как GPS- и InSAR-системами, так и геодезическими съемками. Они показали, что постсейсмические деформации включают в себя множество разнообразных релаксационных процессов, которые невозможно описать в рамках линейных моделей. В работе (Freed, Burgmann, 2004) показано, что "отклик коры" на землетрясения дает свой вклад преимущественно в деформации ближней зоны эпицентра землетрясения, однако для большей части временно зависимых деформаций, последовавших за обоими землетрясениями, источником была "слабая" астеносфера, над которой располагался более "сильный" слой толщиной приблизительно 10 км (нижняя кора и/или литосферная мантия). Более того, распределение вертикальных и горизонтальных поверхностных движений требует, чтобы начальная релаксация упругих напряжений от землетрясений первоначально происходила в верхней мантии. Об активном участии мантии в постсейсмических релаксационных процессах свидетельствуют и результаты работы (Freed et al., 2007), где проанализированы данные GPS на расстояниях более 200 км от землетрясений в пустыне Мохаве и в них обнаружены изменения в деформационных режимах, наведенные этими землетрясениями.
В работе (Pollitz et al., 2000) показано, что наблюдения деформаций за первый год после землетрясения Гектор-Майн требуют существенно более низкой вязкости в верхней мантии, по сравнению с величинами, оцененными по наблюдениям, полученным для землетрясения Ландерс в период деформаций от
1 до 3 лет после землетрясения. Поэтому в последующих работах авторы предлагали модели с существенно изменяющейся во времени вязкостью (Pollitz et al., 2001; Pollitz, 2003) или другие нетривиальные реологические модели, для которых предсказанные деформации на земной поверхности адекватны наблюденным. Например, в работе (Freed, Burgmann, 2004) построена модель релаксации возмущений напряжений, созданных землетрясениями в пустыне Мохаве,
с параметризацией мантии как среды, описываемой экспериментально определенными законами течения для мокрого оливина (течение вещества с нелинейной ползучестью (Hirth, Kohlstedt, 2003)) и геотермального градиента, совпадающего с максимально допустимыми величинами при наблюдаемом тепловом потоке. В работе (Perfettini, Avouac, 2007) нижне-коровый разлом параметризован как среда со скоростным упрочнением (velocity-strengthening), но при этом вклад более глубоких горизонтов не учитывался.
Наиболее популярными для интерпретации постсейсмических деформаций стали модели бивязкой среды (реология Бургерса (Burgers)) или аналогичные ей для мантии, которые позволяют смоделировать быстрые начальные (переходные) деформации и медленные (постоянные) последующие. В частности, для Суматра-Андаманского землетрясения 2004 Mw = 9,2 были получены оценки переходной (51017 Пас) и постоянной (11019 Пас) вязкостей (Pollitz et al., 2006).
Таким образом, интерпретация постсейсмических деформаций, в том числе и непосредственно в моделируемом регионе, доказала, что под "хрупкой" верхней частью коры по своим реологическим характеристикам (в первом приближении) различаются два слоя, реологические свойства которых более адекватны среде либо с "вязкой" реологией, либо с "упруго-пластической" реологией с низким пределом упругости. Причем верхний слой, при описании его как вязкой среды, характеризуется более высокими значениями вязкости по сравнению с подстилающей его астеносферой.
Надастеносферный слой в моделируемом регионе представлен нижней корой и/или литосферной мантией. Его эффективную валовую вязкость можно оценить как (5—50)-1018 Па с, при этом свойства нижней коры и литосферной мантии могут варьировать в нем в зависимости от тектонического блока/провинции.
Что касается астеносферы, то многочисленные косвенные данные свидетельствуют о пониженных вяз-костях (если описывать среду как вязкую) или о чрезвычайно низких пределах упругости (если описывать среду как упругопластическую) в этом слое. Учитывая тектономагматическую активность региона в кайнозое, повышенный современный тепловой поток на среднем уровне 70—80 мВт/м2 и выше (за исключением блока Сьерра-Невады и Великой Долины, рис. 1), и подъем астеносферы до уровня 60—70 км (рис. 1) и полученные оценки вязкостей для астеносферного слоя юго-запада США, валовую осредненную вязкость астеносферы моделируемого региона можно оценить как (5—50)-1017 Па-с (т.е. на порядок ниже вязкости надастеносферного слоя). Для всех "нехрупких" блоков модели реология полагалась "упругоплас-тической" (модели Фон-Мизеса и Друккера-Прагера), либо вязкоупругопластической с моделью текучести по Ньютону (численные параметры для конкретных блоков будут обсуждаться в статье 3).
Существенно пониженные вязкости в астеносфере подразумевают течения вещества в ней. Течения в мантии должны выстраивать зерна оливина, которые обладают существенной анизотропией, вдоль направлений течения и таким образом направление быстрой анизотропной оси сейсмических волн, фиксируемое в литосферной мантии, астеносфере и подастено-сферной мантии, должно коррелировать с направлениями современных или палеотечений в этих слоях (см., например, недавний обзор (Karato et al., 2008)). По данным изучения расщепления поперечных волн (фазы SKS и SKKS (рис. 4, Б)) (Becker et al., 2006), волнам Рэлея (Lin et al., 2011) и другим данным установлено, что направление течений в астеносфере (?) и подастеносферной мантии под юго-западной частью Северной Америки не совпадает с движением плит. Северо-Американская плита движется на юго-запад, Тихоокеанская — на северо-северо-запад (см. рис. 1, статья 1), а подастеносферная мантия течет на северо-запад со скоростью приблизительно 5,5±1,5 см/год (Silver, Holt, 2002). Разница в движениях подастено-сферной мантии и литосферных плит каким-то образом должна аккомодироваться в астеносфере, но пока нет данных каким образом это осуществляется — только за счет рассредоточенных течений либо существуют какие-то зоны локализации (детачменты) (рис. 8).
Данные, по которым можно делать заключения о сдвиговом режиме в литосферной мантии под плито-выми границами, очень немногочисленны. Так, в работе (Titus et al., 2007) приводятся результаты изучения 6 ксенолитов, вынесенных к поверхности в области разветвления разломов Калаверас и Хейвард. Параметры распределения кристаллографических/анизотропных осей оливиновых кристаллов в пяти образцах свидетельствуют об их формировании при высокотемпературных условиях, а сами ксенолиты были вынесены с 40-километровой глубины (палеотемпературы уравновешивания минеральных ансамблей 970— 1100°C). Все это аргументы в пользу того, что сдвиговые деформации существуют под разломом Калаве-рас до глубины по крайней мере 40 км, в то время как современная граница М фиксируется в этом регионе на глубине около 25—30 км, т.е. сдвиговые деформации продолжаются в мантию. Однако количественное сравнение параметров анизотропных свойств оливиновых кристаллов в образцах и сейсмической анизотропии, наблюдаемой в регионе, и другие данные позволяют сделать вывод о том, что сдвиговые деформации не сосредоточены под разломом, а широко распределены под всей системой разломов Сан-Андреас (рис. 7, В и 8).
Механизм миграции разлома Сан-Андреас на восток в глубь континента
На начальной стадии эволюции системы разломов Сан-Андреас приблизительно 29—23 млн лет назад главная поверхность скольжения в системе распола-
Рис. 8. Концептуальная SD-модель широкораспределенных сдвиговых движений/деформаций в литосферной мантии по сравнению с более концентрированными на разломах в коре в регионе разломной системы Сан-Андреас. Серыми линиями показаны направления преобладающих сдвиговых пластических деформаций/вязких течений, которые контролируют анизотропные свойства среды. ХПП —
хрупкопластичный переход в коре. Основа рисунка по (Titus et al., 2007)
галась у современного основания континентального склона (рис. 3, б). Сейчас это неактивный разлом, погребенный под осадочными комплексами. В раннем миоцене (23 млн лет назад) началась активная миграция разлома на восток в глубь континента (рис. 3, б—е). Происходил как бы "захват" коровых блоков континентальной окраины Северо-Американского континента и причленение их к Тихоокеанской плите. Имеющиеся на сегодняшний день геолого-геофизические данные позволяют в общих чертах установить механизм, путем которого это происходит.
Литосферная мантия Тихоокеанской плиты у окраины Северо-Американского континента постепенно остывает и за счет этого становится тяжелее, толще и прочнее. Некоторые части мантийного материала, располагающиеся восточнее разлома Сан-Андреас, "примерзают" к ней ("наращивают плиту"), становясь ее частью, и начинают двигаться когерентно с плитой. Глубинные части блоков континентальной коры, располагающиеся над наращенной литосферной мантией Тихоокеанской плиты, постепенно "увлекаются" движением литосферной мантии. Из области контакта между нижними и верхними "хрупкими" частями коры (среднекоровый детачмент, ХПП) начинают "прорастать" разломы, которые являются "оперяющими" к главному разлому. Сдвиговые движения постепенно переносятся на новые разломы, а
старые сегменты отмирают. Иногда новые разломы "откалывают" узкие полоски коры шириной всего 1—2 км, как например, микроблок между разломами Сан-Андреас и Панчбоул (Wilson et al., 2005), но иногда "отколотый" блок может быть крупным коровым блоком шириной в первые десятки километров, как например, блок Байэриа (рис. 7). "Отсеченные" разломами от континентальной коры микроблоки и блоки в конце концов "прилипают" сверху к Тихоокеанской плите и становятся ее частью (рис. 7), а главная плоскость скольжения в системе постепенно смещается на восток. Например, слабоактивная в настоящее время система разломов Сан-Грегорио—Хосгри — это один из палеоследов главной плоскости скольжения в системе разломов Сан-Андреас и, таким образом, в Центральной Калифорнии за 29 млн лет миграция главной плоскости скольжения на восток составила около 150 км (Dickinson et al., 2005).
Подтверждение связи детачмента в коре (совпадающего с ХПП) с современной сейсмичностью и деформациями в верхних частях коры, было получено в Южной Калифорнии. Формирующиеся на транскомпрессионном сегменте разломной системы Сан-Андреас надвиги как бы прорастают из глубины от среднекорового детачмента вверх. В частности, современный активный "слепой" надвиг Пуэнте-Хилз, на котором произошло сильное землетрясение Уиттер-
Нэрроу (М = 6,0), еще не проявился геологически на поверхности, но надежно идентифицируется бурением и сейсморазведкой (рис. 5, А). Его продолжение на глубину точно попадает на одну из главных плоскостей землетрясения, определенную и по вступлениям сейсмических волн на сейсмостанциях, и по облаку афтершоков (рис. 5, Б). В свою очередь продолжение плоскости подвижки землетрясения на глубину попадает на зону ярких отражений под разломом Сан-Андреас, выявленную глубинными сейсмическими исследованиями (рис. 5, В).
В Южной Калифорнии процесс формирования оперяющих разломов/надвигов в системе Сан-Андре-ас идет интенсивнее и с большим масштабом, чем в Северной и Центральной Калифорнии. В Южной Калифорнии боковые оперяющие разломы формируют Восточно-Калифорнийскую сдвиговую зону (ВКСЗ), уходящую через пустыню Мохаве в систему разломов юго-западного края Провинции Бассейнов и Хребтов (Уолкер-Лэйн). В Центральной Калифорнии в настоящее время главная плоскость движений постепенно смещается с разлома Сан-Андреас на системы разломов Хайвард и Калаверас, а в Южной Калифорнии на разломы ВКСЗ + Уолкер-Лэйн.
Выполненное к настоящему времени 2Б-тектоно-физическое моделирование по профилю "Сьерра-Невада" (Романюк, Михайлова, 2008) показало, что "оперяющие" разломы многочисленны в тех областях, где в средней—нижней коре значения шарового компонента тензора напряжений меньше, чем литостатическое давление, т.е. над областями относительной разгрузки в средней—нижней коре. Там, где такие области отсутствуют (например, блок гор Великой Долины и Сьерра-Невады), современное сдвиговое разломооб-разование почти не развито, т.е. процесс разломооб-разования как бы "обходит" такие блоки. Таким образом, новая сдвиговая зона ВКСЗ + Уолкер-Лэйн "прорабатывает" новую главную плоскость скольжения для разлома Сан-Андреас в обход жесткого блока, включающего в себя Великую Долину и Сьерра-Неваду.
Заключение
Столкновение срединно-океанического хребта с западной окраиной Северо-Американского континента 30 млн лет назад привело к преобразованию режима на окраине из конвергентного в трансформный, причем относительные горизонтальные перемещения между Тихоокеанской и Северо-Американской плитами релаксировали преимущественно на разломах системы Сан-Андреас. Обособление крупнейших тектоно-, геолого-морфологических провинций и блоков в современной структуре коры во многом результат позд-немезозойской—кайнозойской геодинамической эволюции региона. Верхняя континентальная кора и океаническая литосфера ведут себя как "хрупкая" среда. Для более глубоких горизонтов континенталь-
ной коры и мантии более адекватными являются упругопластические реологические модели среды (модели Мизеса, Друккера-Прагера и др.). "Хрупкоплас-тичный" переход (ХПП) в континентальной коре диагностируется по косвенным индикаторам в Северной и Центральной Калифорнии в окрестностях разлома Сан-Андреас на глубине 10—15 км, в Южной Калифорнии ~15—20 км, в пределах блоков Великой Долины и Сьерра-Невады на глубине ~25 км, в Провинции Бассейнов и Хребтов на глубине ~15 км, локально воздымаясь до глубины 3—4 км в области геотермального поля Косо и фактически выходит на поверхность в Долине Смерти. Направление течения астеносферы и подстилающей ее мантии (подастено-сферная мантия) под юго-западной частью Северной Америки не совпадает с движением плит: СевероАмериканская плита движется на юго-запад, Тихоокеанская — на северо-северо-запад, а подастеносферная мантия течет на северо-запад. Существуют аргументы в пользу того, что сдвиговые деформации под крупнейшими сдвиговыми разломами "продолжаются" в литосферную мантию, однако там они не столь локализованы как в коре, а более широко распределены под всей системой разломов Сан-Андреас.
На начальной стадии эволюции системы разломов Сан-Андреас главная поверхность скольжения в системе располагалась у современного основания континентального склона, затем началась и продолжается в настоящее время миграция разлома на восток, в глубь континента. Происходит как бы "захват" коровых блоков континентальной окраины Северо-Амери-канского континента и причленение их к Тихоокеанской плите за счет того, что мантийный материал, располагающийся восточнее разлома Сан-Андреас, "наращивает" Тихоокеанскую плиту", становясь ее частью, и начинает двигаться когерентно с плитой. Глубинные части блоков континентальной коры, располагающиеся над наращенной литосферной мантией Тихоокеанской плиты, постепенно "увлекаются" движением литосферной мантии. Из области контакта в верхние хрупкие части коры начинают "прорастать" разломы, которые являются "оперяющими" к главному разлому. Сдвиговые движения постепенно переносятся на новые разломы, а старые сегменты отмирают. "Отсеченные" разломами от континентальной коры блоки в конце концов "прилипают" к Тихоокеанской плите и становятся ее частью, а главная плоскость скольжения в системе постепенно смещается на восток. Сейсмически активная в настоящее время сдвиговая зона ВКСЗ + Уолкер-Лэйн "прорабатывает" новую главную плоскость скольжения для разлома Сан-Андреас в обход "прочного" корового блока, включающего в себя Великую Долину и Сьерра-Неваду, и постепенно "перехватывает" на себя аккомодацию относительных сдвиговых перемещений Северо-Американской и Тихоокеанской плит.
Работа выполнена при частичной финансовой поддержке РФФИ (грант 11-05-00387-а).
ЛИТЕРАТУРА
Романюк Т.В. Отражение кайнозойской геодинамической эволюции в современной структуре коры и верхней мантии запада США // Вестн. КРАУНЦ. Сер. Науки о Земле. 2008. Вып. 11, № 1. С. 107—119.
Романюк Т.В., Власов А.Н., Мнушкин М.Г. и др. Реологическая модель и особенности напряженно-деформированного состояния региона активной сдвиговой разломной зоны на примере разлома Сан-Андреас (Калифорния). Ст. 1. Разлом Сан-Андреас как тектонофизическая структура // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2013. Т. 88, вып. 1. С. 3—19.
Романюк Т.В., Михайлова А.В. Моделирование напряжений, вызываемых плотностными неоднородностями: дела-минация литосферного корня Сьерра-Невады // Проблемы тектонофизики. К 40-летию создания М.В. Гзовским лаборатории тектонофизики в ИФЗ РАН. М.: Изд-во ИФЗ, 2008. С. 397—412.
Романюк Т.В., Муни В.Д., Детвейлер Ш. Модели распределения плотности литосферы вкрест разлома Сан-Андреас, Южная Калифорния // Физика Земли. 2003. № 5. С. 18—46.
Романюк Т.В., Ткачев А.В. Крупнейшие мировые миоцен-четвертичные бор-литиеносные провинции. Ст. 2. Геодинамическая эволюция в конце мезозоя и кайнозое // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2009. Т. 84, вып. 5. С. 11—45.
Романюк Т.В., Ткачев А.В. Геодинамический сценарий формирования крупнейших мировых неоген-четвертичных бор-литиеносных провинций. М.: Светоч-Плюс, 2010. 304 с.
Armstrong R.L., Ward P. Evolving geographic patterns of Ce-nozoic magmatism in the North America Cordillera: The temporal and spatial association of magmatism and metamorphic core complexes // J. Geophys. Res. 1991. Vol. 96. P. 13201—13224.
Atwater T. Implications of Plate Tectonics for the Cenozoic Tectonic Evolution of Western North America // Geol. Soc. Amer. Bull. 1970. Vol. 81. P. 3513—3536.
Becker T.W., Schulte-Pelkum V., Blackman D.K. et al. Mantle flow under the western United States from shear wave splitting // Earth Planet. Sci. Lett. 2006. Vol. 247. P. 235—251.
Bohannon R.G., Parson T. Tectonic implications of post-30 Ma Pacific and North American relative plate motions // GSA Bull. 1995. Vol. 107, N 8. P. 937—959.
Burgmann R., Dresen G. Rheology of the lower crust and upper mantle: evidence from rock mechanics, Geodesy, and Field Observations // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 2008. Vol. 36. P. 531—567.
Dickinson W.R. Tectonic implications of Cenozoic volcanism in coastal California // GSA Bull. 1997. Vol. 109, N 8. P. 936—954.
Dickinson W.R. The Basin and Range Province as a composite extensional domain // Intern. Geol. Rev. 2002. Vol. 44. P. 1—38.
Dickinson W.R., Ducea M., Rosenberg L.I. et al. Net dextral slip, Neogene San Gregorio—Hosgri fault zone, coastal California: Geologic evidence and tectonic implications // Geol. Soc. Amer. Spec. Pap. 2005. Vol. 391. 43 P.
Dumitru T.A., Gans P.B., Foster D.A., Miller E.L. Refrigeration of the western Cordilleran lithosphere during Laramide shallow-angle subduction // Geology. 1991. Vol. 19. P. 1145—1148.
Engebreston D.C., Cox A., Thompson G.A. Correlation of plate motions with continental tectonics: Laramide to Basin-Range // Tectonics. 1984. Vol. 3, N 2. P. 115—119.
Freed A.M., Burgmann R. Evidence of power-law flow in the Mojave desert mantle // Nature. 2004. Vol. 430. P. 548—551.
Freed A.M., Burgmann R., Herring T.A. Far-reaching transient motions after Mojave earthquakes require broad mantle . ow beneath a strong crust // Geophys. Res. Lett. 2007. Vol. 34. L19302.
Fuis G.S., Ryberg T., Godfrey N. et al. Crustal structure and tectonics from the Los Angeles basin to the Mojave Desert, southern CA // Geology. 2001. Vol. 29. P. 15—18.
Glazner A.F., Walker J.D., Bartley J.M., Fletcher J.M. Cenozoic evolution of the Mojave block and environs // Geol. Soc. Amer. Mem. 2002. Vol. 195. P. 19—41.
Godfrey N.J., Fuis G.S., Okaya D.A. Lower-crustal deformation beneath the central Transverse Ranges, southern California: results from the Los Angeles Region Seismic Experiment // J. Geophys. Res. 2002. Vol. 107, N B7. doi: 10.1029/ 2001JB000354.
Hirth G., Kohlstedt D.L. Rheology of the upper mantle and the mantle wedge: a view from the experimentalists // Inside the Subduction Factory, (Ed. by J. Eiler). Geophys. Monogr. Vol. 138. Washington (DC): Amer. Geophys. Soc., 2003. P. 83—105.
Humphreys E.D. Post-Laramide removal of the Farallon slab, western United States // Geology. 1995. Vol. 23, N 11. P. 987—990.
Humphreys E., Hessler E., Dueker K. et al. How Laramide-Age Hydration of North American Lithosphere by the Farallon Slab Controlled Subsequent Activity in the Western United States // The lithosphere of Western North America and its geophysical characterization. The George A. Thompson Volume Intern. Book Ser. Vol. 7. Bellwether Publishing, 2003. P. 524—544.
James T.S., Clague J.J., Wang K., Hutchinson I. Postglacial rebound at the northern Cascadia subduction zone // Quartenary Sci. Rev. 2000. Vol. 19. P. 1527—1541.
Jones D.L., Graymer R., Wang C. et al. Neogene transpressive evolution of the California Coast Ranges // Tectonics. 1994. Vol. 13. P. 561—574.
Jove C.F., Coleman R.G. Extension and mantle upwelling within the San Andreas fault zone, San Francisco Bay area, California // Tectonics. 1998. Vol. 17. P. 883—890.
Karato Sh.-I. Rheology of the deep upper mantle and its implications for the preservation of the continental roots: A review // Tectonophys. 2010. Vol. 481. P. 82—98.
Karato Sh.-I., JungH., Katayama I., Skemer P. Geodynamic Significance of Seismic Anisotropy of the Upper Mantle: New Insights from Laboratory Studies // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 2008. Vol. 36. P. 59—95.
Kaufmann G., Amelung F. Reservoir-induced deformation and continental rheology in the vicinity of Lake Mead, Nevada // J. Geophys. Res. 2000. Vol. 105. P. 16341—16358.
Kenner S.J., Segall P. Lower crustal structure in northern California: implications from strain-rate variations following the 1906 San Francisco earthquake // J. Geophys. Res. 2003. Vol. 108. P. 2011.
Kohler M.D., Magistrale H., Clayton R.W. Mantle Heterogeneities and the SCEC Reference Three-Dimensional Seismic Velocity Model Version 3 // Bull. Seismol. Soc. Amer. 2003. Vol. 93, N 2. P. 757—774.
Kohlstedt D.L., Mackwell S.J. Strength and deformation of planetary lithospheres // Planetary Tectonics. Cambridge University Press, 2009. P. 397—456.
Laske G., Masters G. A Global Digital Map of Sediment Thickness // EOS Trans. AGU. 1997. Vol. 78. P. 483.
Li X., Yuan X., Kind R. The lithosphere-asthenosphere boundary beneath the western United States // Geophys. J. Intern. 2007. Vol. 170, N 2. P. 700—710.
Lin F.-C., Ritzwoller M.H., Yang Y. et al. Complex and variable crustal and uppermost mantle seismic anisotropy in the western United States // Nature Geosci. 2011. N 4. P. 55—61.
Luyendyk B.P. A model for Neogene crustal rotations, transtension, and transpression in southern California // GSA Bull. 1991. Vol. 103. P. 1528 —1536.
Nicholson C., Sorlien C.C., Atwater T. et al. Microplate capture, rotation of the western transverse ranges, and initiation of the San Andreas transform as a low-angle fault system // Geology. 1994. Vol. 22. P. 491—495.
Park S.K., Wernicke B. Electrical conductivity images of Quaternary faults and Tertiary detachment in the California Basin and Range // Tectonics. 2003. Vol. 22, N 4. 1030.
Paulson A., Zhong S., Wahr J. Modelling postglacial rebound with lateral viscosity variations // Geophys. J. Intern. 2005. Vol. 163. P. 357—371.
Perfettini H., Avouac J.P. Modeling afterslip and aftershocks following the 1992 Landers Earthquake // J. Geophys. Res. 2007. Vol. 112, N B07409.
Plastic Deformation of Minerals and Rocks / Eds. Sh.-I. Ka-rato, H.-R. Wenk. Wiley-Blackwell, 2002. 435 p.
Pollitz F.F. Transient rheology of the uppermost mantle beneath the Mojave Desert, California // Earth Planet. Sci. Lett. 2003. Vol. 215. P. 89—104.
Pollitz, F.F., Burgmann R., Banerjee P. Post-seismic relaxation following the great 2004 Sumatra-Andaman earthquake on a compressible self-gravitating Earth // Geophys. J. Intern. 2006. Vol. 167. P. 397—420.
Pollitz F.F., Peltzer G., Burgmann R. Mobility of continental mantle: evidence from postseismic geodetic observations following the 1992 Landers earthquake // J. Geophys. Res. 2000. Vol. 105. P. 8035—8054.
Pollitz, F.F., Wicks C., Thatcher W. Mantle flow beneath a continental strike-slip fault: postseismic deformation after the 1999 Hector Mine earthquake // Sci. 2001. Vol. 293. P. 1814—1818.
Regenauer-Lieb K., Hobbs B., Yuen D.A. et al. From point defects to plate tectonic faults // Philosophical Mag. 2006. Vol. 86. P. 3373—3392.
Romanyuk T., Mooney W., Detweiler S. Two lithospheric profiles across Southern California derived from gravity and seismic data // J. Geodynamics. 2007. Vol. 43. P. 274—307.
Severinghaus J., Atwater T. Cenozoic geometry and thermal state of subducting slabs beneath western North America // Basin and Range extensional tectonics near the latitude of Las Vegas, Nevada // Geol. Soc. Amer. Mem. 1990. Vol. 176. P. 1—22.
Shaw J.H., Shearer P.M. An Elusive Blind-Thrust Fault Beneath Metropolitan Los Angeles // Sci. 1999. Vol. 283. P 1516— 1518.
Sigmundsson F. Post-glacial rebound and asthenosphere viscosity in Iceland // Geophys. Res. Lett. 1991. Vol. 18. P 1131—1134.
Silver P.G., Holt W.E. The mantle flow beneath western North America // Sci. 2002. Vol. 295. P. 1054—1058.
Tape C., Plesch A., Shaw J.H., Gilbert H. Estimating a Continuous Moho Surface for the California Unified Velocity Model // Electronic seismologist. 2012. July—August. doi: 10.1785/ 0220110118.
Titus S.J., Medaris L.G., Wang H.F., Tikoff B. Continuation of the San Andreas fault system into the upper mantle: evidence from spinel peridotite xenoliths in the Coyote Lake basalt, central California // Tectonophys. 2007. Vol. 429. P. 1—20.
Wernicke B.P. Low-angle normal faults in the Basin and Range Province, Nappe tectonics in an extending orogen // Nature. 1981. Vol. 291. P. 645—648.
Wernicke B.P., England P.C., Sonder L.J., Christiansen R.L. Tectonomagmatic evolution of Cenozoic extention in the North American cordillera // Continental extensional tectonics // Geol. Soc. Sp. Pub. 1987. Vol. 28. P. 203—221.
West J.D., Fouch M.J., Roth J.B., Elkins-Tanton L.T. Vertical mantle flow associated with a lithospheric drip beneath the Great Basin // Nat. Geosci. 2009. Vol. 2. P. 438—443.
Wijk J.W., Govers R., Furlong K.P. Three-dimensional thermal modeling of the California upper mantle: a slab window vs. stalled slab // Earth Planet. Sci. Lett. 2001. Vol. 186. P. 175—186.
Wilson C.K., Jones C.H., Gilbert H.J. Single-chamber silicic magma system inferred from shear wave discontinuities of the crust and uppermost mantle, Coso geothermal area, California // J. Geophys. Res. 2003. Vol. 108. N B5. P. 2226.
Wilson J.E., Chester J.S., Chester F.M. Microfracture analysis of fault growth and wear processes, Punchbowl Fault, San Andreas system, California // J. Struc. Geol. 2005. Vol. 25. P. 1855—1873.
Wu P. Effects of lateral variations in lithospheric thickness and mantle viscosity on glacially induced surface motion in Lau-rentia // Earth Planet. Sci. Lett. 2005. Vol. 235. P. 549—563.
Zandt G., Gilbert H., Owens T. et al. Active foundering of a continental arc root beneath the southern Sierra Nevada in California // Nature. 2004. Vol. 431. P. 41—46.
Zhu L. Crustal structure across the San Andreas Fault, southern California from teleseismic converted waves // Earth Planet. Sci. Lett. 2000. Vol. 179. P. 183—190.
RHEOLOGICAL MODEL AND FEATURES OF STRESS-STRAIN STATE OF REGION OF ACTIVE SHEAR FAULT ZONE: A CASE OF SAN ANDREAS FAULT (CALIFORNIA).
2. TECTONIC-PHYSIC MODEL OF LITHOSPHERE
T.V. Romanyuk, A.N. Vlasov, M.G. Mnushkin, A.V. Mikhailova, N.A. Marchuk
A brief scheme of the Cenozoic geodynamical events within the south-western margin of the North America is described. The Cenozoic evolution has resulted in transformation of an active margin into a transform one and has controlled the present-day pattern of tectonic provinces and structure of the crust of the San Andreas Fault system region. On the basis of summarizing a large volume of geological and geophysical data a 3D tectonic-physic model of the lithosphere of the region is compiled. The mechanism of the eastward migration of the master-fault (major plane of slip) of the San Andreas Fault system and features of the present-day geodynamic regime are described.
Key words: San Andreas Fault, tectonic-physic model, Cenozoic evolution, master-fault migration mechanism, California.
Сведения об авторах: Романюк Татьяна Валентиновна — докт. физ.-мат. наук, зав. лаб. теории интерпретации геопотенциальных полей ИФЗ РАН, e-mail: t.romanyuk@mail.ru; Власов Александр Николаевич — докт. техн. наук, вед. науч. сотр. отд. механики структурированной и гетерогенной среды ИПРИМ РАН, e-mail: bah1955@yandex.ru; Мнушкин Михаил Григорьевич — канд. тех. наук, вед. науч. сотр. лаб. геокриологии ИГЭ РАН, e-mail: MiMGeoSTS@yandex.ru; Михайлова Анастасия Всеволодовна — канд. техн. наук, ст. науч. сотр. лаб. тектонофизики им. М.В. Гзов-ского ИФЗ РАН, e-mail: reb@ifz.ru; Марчук Наталья Николаевна — науч. сотр. лаб. теории интерпретации геопотенциальных полей ИФЗ РАН, e-mail: n-marchuk@mail.ru
