CC BY
3
УДК 551.2+551.14+536.25
DOI: 10.21209/2227-9245-2022-28-10-24-32
ВЛИЯНИЕ ПЛЮМОВ, НЕ ВЫШЕДШИХ НА ПОВЕРХНОСТЬ, НА ОБРАЗОВАНИЕ ПОДНЯТИЙ
THE INFLUENCE OF PLUMES, WHICH HAVE NOT REACHED THE SURFACE AND CREATE SURFACE UPLIFTS
\*n
А. А. Кирдяшкин,
Институт геологии и минералогии им. В. С. Соболева СО РАН, г. Новосибирск aak@igm.nsc.ru
А. Г. Кирдяшкин,
Институт геологии и минералогии им. В. С. Соболева СО РАН, г. Новосибирск agk@igm.nsc.ru
А. В. Бородин,
Институт геологии и минералогии им. В. С. Соболева СО РАН, г. Новосибирск borodin@igm.nsc.ru
A. Kirdyashkin,
Sobolev Institute of Geology and Mineralogy SB RAS, Novosibirsk
A. Kirdyashkin,
Sobolev Institute of Geology and Mineralogy SB RAS, Novosibirsk
A. Borodin,
Sobolev Institute of Geology and Mineralogy SB RAS, Novosibirsk
Термохимический плюм зарождается на границе ядро-мантия, в области повышенной концентрации легких компонентов, понижающих температуру плавления. Объектом исследования являются мантийные термохимические плюмы, не вышедшие на поверхность и создающие поднятия поверхности за счет сверхлитостатического давления на кровлях плюмов. Задачи исследования - представить структуру канала плюма, не достигшего поверхности, механизм формирования поднятий дневной поверхности и определить влияние глубины расположения кровли плюма и влияние группы плюмов на структуру поднятия дневной поверхности над ними. Методология и методы исследования. Для исследования влияния мантийных термохимических плюмов, образующихся на границе ядро-мантия, на высоту и структур поднятий поверхности используется метод геодинамического моделирования: анализируется движение в высоковязком массиве над кровлей плюма, происходящее под действием сверхлитостатического давления и на основании геологических и геофизических данных создается геодинамическая модель образования поднятий поверхности, удовлетворяющая трем законам сохранения: энергии, вещества и импульса. Канал плюма представляет собой расплав в массиве мантии. На основе имеющихся данных экспериментального моделирования представлена ячеистая структура канала плюма. В зависимости от глубины расположения кровли плюма, не вышедшего на поверхность, определены тепловая мощность на подошве плюма, его диаметр, сверхлитостатическое давление на кровлю плюма. Движение в высоковязком массиве над кровлей плюма происходит под воздействием сверхлитостатического давления. Для определения поля скорости в массиве над кровлей плюма используется решение, полученное при движении шара в высоковязкой жидкости с постоянной скоростью. При подъеме дневной поверхности уменьшается движущая сила, обусловленная сверхлитостатическим давлением. При равенстве сверхлитостатического давления под кровлей плюма и давления, вызванного поднятием, движение в массиве над кровлей прекращается. Найдена предельная высота поднятия hm¡к = 4.5 ... 6 км. Для различных значений глубины расположения кровли плюма X найдены профили поднятия. Найдена зависимость горизонтального размера основной части поднятия у от глубины расположения кровли. Получены профили поднятия для группы из пяти плюмов, кровли которых на глубине 30 км и расстояние между осями плюмов Ду = 150 км, а также для группы из трех плюмов и Ду = 400 км. При Ду > у1 высота главного хребта имеет пилообразный характер. Хребты, оси которых перпендикулярны к оси
© А. А. Кирдяшкин, А. Г. Кирдяшкин А. В. Бородин, 2022
главного хребта, образуются в процессе образования поднятия, и количество таких хребтов равно числу плюмов, ответственных за образование поднятия. Поднятие, образованное группой плюмов при X = 30 км, относится поднятию типа Кавказа, при X = 100 км - к поднятию типа Тибета
Ключевые слова: термохимические плюмы, тепловая мощность, кровля плюма, сверхлитостатическое давление, высота поднятия, поверхность, легкие компоненты, температура плавления, канал плюма, подошва плюма
The thermochemical plume originates at the core-mantle boundary in an area of increased concentration of light components that lower the melting point. The object of the study is mantle thermochemical plumes that have not reached the surface and create surface uplifts due to superlithostatic pressure on the plume roofs. The objectives of the study are to present the structure of the plume channel that has not reached the surface, the mechanism of daytime surface uplifts formation and to determine the influence of the plume roof depth and the influence of the plume group on the structure of daytime surface uplift above them. Research methodology and methods are to study the influence of mantle thermochemical plumes formed at the core-mantle boundary on the height and structures of surface rises, the method of geodynamic modeling is used: the motion in the high-viscosity massif above the plume roof, occurring under superlithostatic pressure is analyzed. Based on geological and geophysical data, a geodynamic model of surface rises is created which satisfies the three laws of conservation: energy, matter and momentum. The plume conduit is a melt in the mantle massif. Based on the available experimental modeling data, the cellular structure of the plume conduit is presented. Depending on the location depth of the roof of the plume that has not reached the surface, the thermal power on the plume base, plume diameter, and the superlithostatic pressure on the plume roof are determined. Movement in the high-viscosity block above the plume roof occurs under the influence of superlithostatic pressure. To determine the velocity field in the block above the plume roof, the solution obtained for the sphere moving in a highly viscous liquid with a constant velocity is used. When the day surface rises, the driving force due to the superlithostatic pressure decreases. When the superlithostatic pressure at the plume roof is equal to the pressure caused by elevation, the movement in the block above the plume stops. The maximum elevation height h = 4.5 ... 6 km was found. Elevation profiles were found for different values of
^ max 1
the location depth of the plume roof X. The dependence of the horizontal size of the main part of the elevation y1 on the location depth of the plume roof is found. Elevation profiles were obtained for a group of five plumes, the roofs of which are at a depth of 30 km and the distance between the plume axes is Ay = 150 km. The elevation profiles were obtained for a group of three plumes for Ay = 400 km as well. At Ay > yv the height of the main ridge has a saw-toothed character. Ridges whose axes are perpendicular to the axis of the main ridge are formed during the formation of uplift. The number of such ridges is equal to the number of plumes responsible for the formation of uplift. The uplift formed by a group of plumes at X = 30 km refers to the uplift of the Caucasus type, at X = 100 km refers to the uplift of the Tibet type
Key words: thermochemical plumes; thermal power; plume roof; superlithostatic pressure; elevation height, surface, light components, melting point, plume channel, plume sole
Введение. М. В. Ломоносов указывал, что горы, поднятия являются нарушением нормальной поверхности Земли. Они создаются как вспучивания поверхности, являются результатом внутреннего состояния Земли. В. В. Белоусов указывал на существование каналов в мантии, имеющих пониженную вязкость, по которым интенсивно передается тепло. Силы, направленные снизу вверх, ответственны за образование поднятий [1]. Таким образом, В. В. Белоусов предсказал существование мантийных плюмов, как вертикальных каналов с пониженной вязкостью в мантии.
При современном знании физических свойств внешнего жидкометаллического ядра и величине теплового потока на границе ядра и мантии под континентом ~ 0,188 Вт/м2 в условиях свободноконвективного теплообмена сверхадиабатический перепад температуры между подошвой и кровлей внешнего ядра равен 0,1 ... 0,2 °С1. На границе ядро-мантия невозможно длительное существование высоких сверхадиабатических перепадов температуры из-за интенсивной свободной конвекции во внешнем жидком ядре. Таким образом, на границе ядро-мантия во внешнем ядре не могут существовать значительные локальные
1Добрецов Н. Л., Кирдяшкин А. Г., Кирдяшкин А. А. Глубинная геодинамика. - Новосибирск: Гео, 2001. - 409 с.
повышения температуры, нет источников, генерирующих чисто тепловые плюмы, как и свободноконвективные термики, которые могут существовать при локальном повышении температуры порядка 750 °С2.
В условиях сложных физико-химических процессов взаимодействия внешнего ядра и нижней мантии и повышенной концентрации легких компонентов на кровле внешнего ядра могут возникать значительные композиционные неоднородности [3-5]. Источником композиционных неоднородностей, химических добавок, понижающих температуру плавления, могут быть реакции железосодержащих минералов нижней мантии (перовскита, магне-зиовюстита) с водородом и/или метаном, выделяющимися на границе ядро-мантия3. В месте локализации химической добавки, понижающей температуру плавления мантии ниже температуры на ядро-мантийной границе на 10 ... 15 °С, зарождается и выплавляется канал термохимического плюма, представляющий собой канал расплава, в котором процессы тепло- и массообмена происходят в условиях тепловой гравитационной (свободной) кон-векции4. Отличие моделей термохимического плюма от численных моделей формирования восходящих течений, представляющих собой свободноконвективный поток (термик), захватывающий материал плотного химического вещества, представлены в5.
На основании геологических проявлений термохимических плюмов на поверхности, по количеству магмы, изливающейся в единицу времени, определяется тепловая мощность на подошве плюма, расположенной на границе ядро-мантия6, но плюмы, не вышедшие на поверхность, остаются неучтенными. Плюмы малой тепловой мощности, которые не выходят на поверхность, ответственны за образование поднятий поверхности7.
Актуальность исследования обосновывается необходимостью определения сил и
процессов, вызывающих образование поднятий поверхности Земли (горных хребтов и плато).
Объектом исследования являются мантийные термохимические плюмы, не вышедшие на поверхность и создающие поднятия поверхности за счет сверхлитостатического давления на кровлях плюмов.
Задачи исследования - представить структуру канала плюма, не достигшего поверхности, механизм формирования поднятий дневной поверхности и определить влияние глубины расположения кровли плюма и влияние группы плюмов на структуру поднятия дневной поверхности над ними.
Методология и методы исследования. Для исследования влияния мантийных термохимических плюмов, образующихся на границе ядро-мантия, на высоту и структур поднятий поверхности используется метод геодинамического моделирования: анализируется движение в высоковязком массиве над кровлей плюма, происходящее под действием сверхлитостатического давления и на основании геологических и геофизических данных создается геодинамическая модель образования поднятий поверхности, удовлетворяющая трем законам сохранения: энергии, вещества и импульса.
Структура и параметры плюма, не вышедшего на поверхность. Процесс выплавления канала плюма происходит в условиях свободной конвекции и при наличии фазового перехода твердый массив-расплав на границе канала плавления. При нагреве расплава в канале плюма снизу (на подошве плюма) и охлаждении от границы канала и кровли плю-ма создаются условия неустойчивой стратификации. В этих условиях структура по высоте канала плюма ячеистая. Ячейки разделены сужениями с острой кромкой на границе сужения (рис. 1). Таким образом, в отдельной ячейке создаются условия устойчивой стратификации по высоте расплава. Подъемный поток в канале имеет струйный характер. Вблизи границы
2 Dobretsov N. L., Kirdyashkin A .A., Kirdyashkin A. G., Vernikovsky V. A., Gladkov I. N. Modelling of thermochemical plumes and implications for the origin of the Siberian traps // Lithos. - 2008. - Vol.100. - P. 66-92. doi: 10.1016/j.lithos.2007.06.025.
3 Добрецов Н. Л., Кирдяшкин А. А., Кирдяшкин А. Г. Физико-химические условия на границе ядро-мантия и об-разование термохимических плюмов // Доклады Академии наук. - 2003. - Т. 393, № 6. - С. 797-801.
4 Dobretsov N. L., Kirdyashkin A .A., Kirdyashkin A. G., Vernikovsky V. A., Gladkov I. N. Modelling of thermochemical plumes and implications for the origin of the Siberian traps // Lithos. - 2008. - Vol.100. - P. 66-92. doi: 10.1016/j.lithos.2007.06.025.
5 Там же.
6 Добрецов Н. Л., Кирдяшкин А. Г., Кирдяшкин А. А. Параметры горячих точек и термохимических плюмов // Геология и геофизика. - 2005. - Т. 46, № 6. - С. 589-602.
7 Kirdyashkin A. G., Kirdyashkin A. A. Mantle thermochemical plumes and their influence on the formation of highlands // Geotectonics. - 2015. - Vol. 49, no. 4. - P. 332-341.
Рис. 1. Схема канала плюма, поднявшегося от ядро-мантийной границы и не вышедшего на дневную поверхность. Течение в канале плюма ячеистое, кон-вективные ячейки разделены сужениями канала. В высоковязком массиве
над кровлей плюма под действием сверхлитостатического давления у кровли плюма возникает течение и образуется поднятие поверхности; u - скорость течения в массиве / Fig. 1. Diagram of the plume conduit that ascended from the core-mantle boundary and did not reach the day surface. The flow in the plume conduit is cellular, the convective cells are separated by narrowings of the conduit. In a high-viscosity block above the plume roof, under the action of superlithostatic pressure at the plume roof a flow occurs and a surface elevation is formed; u is the flow velocity in the block
канала наблюдаются тепловой и гидродинамический пограничные слои. Такая структура канала плюма является следствием процесса тепло- и массообмена при свободной конвекции в условиях оплавления фазового перехода.
Тепловая мощность N на подошве плюма, расположенной на границе ядро-мантия, расходуется на нагрев окружающей мантии по границе канала и на плавление на кровле плюма N = N1 + Nп. Плюм, имеющий тепловую мощность на подошве, меньшую, чем предельная тепловая мощность N .,, не выходит на поверхность. Здесь - тепловая мощность, когда плюм выходит на поверхность, и при этом Nп = 0 и N = N1.
Рассмотрим параметры плюма, не вышедшего на поверхность. Подошва плюма представляет собой горизонтальную поверхность на границе между кровлей внешнего жидкого ядра и расплава на подошве плюма. В условиях свободной конвекции от горизонтальной поверхности в большом объеме тепловая мощность на подошве плюма8:
N = 0,045 а\)1'\ (1)
где X - коэффициент теплопроводности расплава;
й - диаметр подошвы плюма;
ДТ = 10 ... 15 °С - перепад температуры в пограничном слое в расплаве вблизи подошвы плюма;
в - коэффициент теплового расширения расплава;
g - ускорение силы тяжести;
V - коэффициент кинематической вязкости;
а - коэффициент температуропроводности расплава.
Соответственно, диаметр подошвы (и кровли) плюма при известных N и Д7:
й = [22^^)1/3/лХД7;4/3^)1/3]1/2. (2)
Под кровлей плюма, достигшего предельной высоты L (рис. 1), существует сверхлитостатическое давление вследствие меньшей плотности расплава относительно окружающей мантии, поскольку расплав имеет температуру Тр, большую, чем температура окружающего массива мантии Т0. Величина сверхлитостатического давления под кровлей плюма определяется из соотношения
8 Добрецов Н. Л., Кирдяшкин А. Г., Кирдяшкин А. А. Параметры горячих точек и термохимических плюмов // Геология и геофизика. - 2005. - Т. 46, № 6. - С. 589-602.
АР = РШ(Т - Т\
(3)
где р0 - средняя плотность окружающего массива мантии.
В канале плюма существуют сужения, каждое из них представляет собой опору для вышележащего расплава, более тяжелого, чем расплав под сужением. Вследствие сужений канала сверхлитостатическое давление снижается на величину (йс/й)2, где йс - диаметр сужения:
АР = pRgZ(TD - TVdW.
(4)
Сверхлитостатическое давление составляет величину порядка АР = (2,1 ... 2,8) • 108 Па = 2,1 ... 2,8 кбар для djd = 0,5. Подъем массива литосферы над кровлей плюма возникает под действием сверхлитостатического давления АР, которое воздействует на массив над кровлей непрерывно. Происходит смещение кровли плюма диаметром d вверх под силой давления F = APnd2/4, что вызывает увеличение отвода тепла от кровли плюма в окружающий массив. Но тепловая мощность плюма N = const. Поэтому в части расплава, поднятой за время t на высоту 5 = икт над уровнем L -предельной высотой, на которой N1 = N, расплав будет кристаллизоваться. Ранее показано9, что скорость кристаллизации ик на 4 ... 6 порядков выше, чем скорость подъема кровли плюма U: U << ик. В этом случае можно считать положение кровли плюма неизменным и высоту подъема плюма равной L.
Образование поднятия поверхности над плюмом. Поле скорости в массиве над кровлей плюма в геологическом масштабе времени устанавливается мгновенно. Поэтому будем использовать стационарное приближение при изучении гидродинамических процессов в массиве над кровлей плюма. Величина динамической вязкости этого массива h = 1020 ... 1021 Н • с/м2. Течение над кровлей плюма - это так называемое ползущее течение. В уравнениях движения для таких течений конвективные члены не учитываются, то есть дифференциальные уравнения движения линейные. Нами использовалось решение, полученное в перечисленных условиях для скорости движения высоковязкой жидкости перед шарообразной кровлей плю-
ма радиусом R = 0,5d при постоянной скорости движения шара U [2]:
~ и 1 и = — = 1-
и
3 RÇ
4 г3
К р2 -
7"*
Î_R 4 г
3vy
+1
(5)
где £ - вертикальная координата, отсчитываемая от центра шарообразной кровли и изменяющаяся от 0 до значения X = Н - L;
Н - расстояние от границы ядро-мантия до поверхности;
г = (£2 + у2)Ш;
у - горизонтальная координата, отсчитываемая от оси канала плюма (см. рис. 1). Высота поднятия дневной поверхности над плюмом h определяется из соотношения
X
h = \u(£„y,t)dt,
(6)
где время t отсчитывается от момента, когда прекращается плавление и достигается предельная высота подъема плюма L;
u - скорость течения в массиве над кровлей плюма. Движение в массиве литосферы плотностью рл происходит под действием перепада давления
АРДВ = АР - Pjgh. (7)
При АР = pjgh (h - наибольшая высо-
1 1 ^ max v max
та поднятия поверхности) АРдв = 0, и движение в массиве над кровлей плюма прекращается. Скорость движения шарообразной кровли плюма определяем из условия равенства движущей силы АР^-kR2 и силы сопротивления движению шара 6pqUR:
Afrt Т(Т _т\_Ря]
U =
ДРо S
6л
(8)
где Rc = 0^ - радиус сужения канала плюма;
Ъ - высота подъема дневной поверхности над кровлей плюма при у = 0, определяемая согласно соотношению (6):
I
h(t£)=\umia(t;Qdt,
где ишах - скорость подъема дневной поверхности при у = 0.
При ДРдв ^ 0, U ^ 0 и высота подъема поверхности над плюмом достигает своего наибольшего значения:
9 Kirdyashkin A. G., Kirdyashkin A. A. Mantle thermochemical plumes and their influence on the formation of highlands // Geotectonics. - 2015. - Vol. 49, no. 4. - P. 332-341.
hmx=r/WT - то)(ро/рл)- о)
Численно решение системы (1), (5)-(8) осуществлялось с использованием метода последовательных приближений. Плюмы, не вышедшие на поверхность, или плюмы малой тепловой мощности имеют относительную тепловую мощность Ka=N/N1, меньшую Каг = 1,15, где Ka1 - относительная тепловая мощность, при которой плюм прорывается на поверхность, N1 = 0,5 p1M(Tp - T0)L - тепловая мощность, передаваемая в условиях стационарной теплопроводности от канала плюма к окружающей мантии, теплопроводность которой 1м.
Выполнены исследования для выяснения влияния глубины расположения головы плюма на вертикальные и горизонтальные размеры поднятия в зависимости от времени. На рис. 2а представлена высота поднятия h для различных моментов времени t при расположении кровли плюма на глубине X = 3 104 м (30 км) для диаметра канала плюма d = 10,16 км, вязкости массива литосферы над кровлей плюма h = 1021 Н • с/м2 и коэффициента теплового расширения ß = 1,1 • 10-5 1/°C. Средняя скорость подъема поверхности при y = 0 равна Umax = h/t. Из рис. 2а следует, что средняя скорость подъема поверхности при y = 0 для t = 3, 6, 9, 12 и 15 млн лет соответственно равна Umax = 0,78 мм/год, 0,59 мм/год, 0,46 мм/год, 0,38 мм/год и 0,31 мм/год.
В качестве оценки величины распространения поднятия по горизонтали (по у) нами принята область, в которой угол склона поднятия постоянный и имеет наибольшие значения. За характерный горизонтальный размер распространения поднятия принято значение у1, представляющее расстояние от у = 0 до точки пересечения касательной к профилю поднятия с осью у (рис. 2). Значение у1 является горизонтальным размером основания главной части поднятия. Как следует из рис. 2, величина у1 не зависит от времени образования поднятия (у1 = const). Для указанных параметров у1 = 65 км (рис. 2а). Наибольший угол склона равен 4°6\ На рис. 2б представлен процесс образования поднятия для X = 100 км, ß = 10-5 1/°C для вязкости массива литосферы h = 1021 Н • с/м2. Как следует из рисунка, у1 = 200 км. Наибольший угол склона для основной области поднятия равен 1°10 , средняя скорость подъема поверхности для t = 40 млн лет при у = 0 составляет Umax = 0,1 мм/год.
Рассмотрен процесс образования поднятия при расположении кровли плюма на глубине
а)
h, км
5 5 г
---- \
\1 >3
^Ж У2
Yvk х1
^wy 1 -
■ III
-200 -150-100 -50 0 50 100 150 200
у, КМ
б) /7, КМ
\
1 X2
1000-800-600-400-200 0 200 400 600 8001000
у, км
Рис. 2. Изменение высоты поднятия над плюмом в зависимости от координаты y в различные моменты времени t: а - N = 1,18 • 1010 Вт, d = 10,16 км, X = 3 • 104 м, n = 1021 Н • с/м2, ß = 1,1 • 10-51/°C; 1 -1 = 3 млн лет; 2 -1 = 6 млн лет; 3 -1 = 9 млн лет; 4 -1 = 12 млн лет; 5 -1 = 15 млн лет; б - N = 1,35 • 1010 Вт, d = 10 км, X = 100 км, n = 1021 Н • с/м2, ß = 10-5 1/°C; 1 -1 = 5 млн лет; 2 -1 = 15 млн лет; 3 -1 = 40 млн лет / Fig. 2. The height of elevation above the plume depending on the y coordinate for different times t: а - N = 1,18 • 1010 W, d = 10,16 km, X = 3 • 104 m, n = 1021 N • s/m2, ß = 1,1 • 10-51/°C; 1 -1 = 3 Ma; 2 - t = 6 Ma; 3 - t = 9 Ma; 4 - t = 12 Ma; 5 -1 = 15 Ma; б - N = 1,35 • 1010 W d = 10 km, X = 100 km, n = 10-51/°C; 1 -1 = 5 Ma; 2 -1 = 15 Ma; 3 -1 = 40 Ma
X = 150 км для h = 1021 Н • с/м2 и ß = 1,6 • 10-5 1/°C. Средняя скорость подъема поверхности для t = 40 млн лет равна Umax = 0,13 мм/год. При глубине расположения кровли плюма X = 150 км характерный размер основной части поднятия у1 = 300 км. Таким образом, результаты вычис-
лений профилей поднятия показывают, что с увеличением глубины расположения кровли плюма, не вышедшего на поверхность, возрастает горизонтальный размер основной части поднятия у1, и имеет место линейная зависимость
у, = 2Х. (10)
Образование поднятия над группой плюмов. Плюмы промежуточной мощности (1,15 < Ка < 1,9), создающиеся на границе ядро-мантия, являются алмазоносными10. Характерным для алмазоносных плюмов является проявление их семейств на поверхности в виде групп кимберлитовых трубок. Плюмы, не достигшие поверхности (Ка < 1,15), формирующиеся на границе ядро-мантия, также могут проявляться в виде воздействия семейств плюмов на поверхность. Как указывалось ранее, движение в массиве над кровлей плюма, имеющем коэффициент динамической вязкости ц = 1021 Н • с/м2, - это ползущее течение, и поле скорости для него определяется из линейных дифференциальных уравнений. Поэтому при изучении процессов взаимодействия плюмов друг с другом в процессе образования поднятия решение задачи о подъеме поверхности над группой плюмов есть сумма решений для отдельных взаимодействующих плюмов.
На рис. 3 представлено поднятие, образованное группой из пяти плюмов, в зависимости от горизонтальной координаты у. Расстояние между осями каналов плюмов Ду = 150 км. Оси каналов плюмов расположены в одной плоскости. При Ду > у1 суммарная высота поднятия в вертикальной плоскости, проходящей вдоль оси главного хребта, имеет пилообразный характер. Профили поднятия в вертикальной плоскости, нормальной к главному хребту, представлены на рис. 4 в сечениях, проходящих через вершину главного хребта (I) и в плоскости, проходящей через минимальную высоту главного хребта (II) (см. рис. 3). Характер изменения высоты поднятия в этих сечениях указывает на существование хребта, ось которого ориентирована нормально к главному хребту поднятия. По количеству хребтов, нормально ориентированных к главному хребту, можно определить количество плюмов, обра-
h, км
I II У, км
Рис. 3. Высота поднятия, образованного группой из пяти плюмов, в зависимости от горизонтальной координаты у. Расстояние между осями каналов плюмов Лу = 150 км, d = 10,16 км; N = 1,18 • 1010 Вт, X = 30 км; I и II - сечения в плоскости, нормальной к главному хребту / Fig. 3. The height of the uplift formed by a group of five plumes, depending on the horizontal y coordinate. The distance between the
plume axes is Лу = 150 km, d = 10.16 km, N = 1.18 • 1010 W, X = 30 km; I and II - sections in the plane normal to the main ridge
h, км
■200 -100 0 100 200
Z, KM
Рис. 4. Высота поднятия в вертикальной плоскости, нормальной к главному хребту. I - сечение в плоскости, проходящей через
вершину главного хребта; II - сечение в плоскости, проходящей через минимальную высоту главного хребта (см. рис. 3) / Fig. 4. Elevation height in the vertical plane normal to the main ridge. I - cross-section in the plane passing through the top of the main ridge; II - cross-section in the plane passing through the minimum height of the main ridge (see Fig. 3)
зовавших поднятие. При Ау < у1, высота главного хребта будет постоянной, равной предельной высоте поднятия. При t = 15 млн лет наибольшая высота поднятия hmax = 4,7 км, длина его основной части у1 = 65 км, средняя ско-
10 Kirdyashkin A. A., Kirdyashkin A. G. On thermochemical mantle plumes with an intermediate thermal power that erupt on the Earth's surface // Geotectonics. - 2016. - Vol. 50, no. 2. - P. 209-222.
рость подъема поверхности u max = 0,31 мм/ год. Согласно [1], для Кавказа h = 4 ... 5 км,
L J' г7_ max '
y1 = 70...80 км и umax = 0,25 ... 0,3 мм/год.
На рис. 5 представлены результаты решения задачи о поднятии поверхности тремя плюмами. Расстояние между каналами плю-мов Ay = 300 км, глубина расположения кровли каждого плюма X = 100 км. При Ay > y1 характер изменения высоты поднятия пилообразный. При t = 40 млн лет высота поднятия равна 3,5...5 км, средняя скорость подъема поверхности для h = (5...7) • 1020 Н • с/м2 и b = 10-5 1/°C составляет 0,18...0,2 мм/год. Согласно [6], время образования Тибетского плато составляет 30...35 млн лет, средняя скорость подъема Тибета ~ 0,18 мм/год, средняя высота h = 5 ...5,5 км. Таким образом, результаты расчетов согласуются с реальными данными для Тибетского плато.
Заключение. Вследствие воздействия сверхлитостатического давления на кровлю плюма, не вышедшего на поверхность, в массиве над ней существует ползущее течение. В результате этого движения на поверхности образуется поднятие. Крупные поднятия (горные хребты и плато) образуются семействами плюмов, не вышедших на поверхность. Хребты, оси которых нормальны к главному хребту, образуются в процессе формирования поднятия. Количество таких хребтов равно коли-
Список литературы
1. Белоусов В. В. Основы геотектоники. М.: Недра, 1989. 382 с.
2. Шлихтинг Г. Теория пограничного слоя. М.: Наука, 1974. 712 с.
3. Brandon A. D., Walker R. J. The debate over core-mantle interaction // Earth and Planetary Science Letters. 2005. Vol. 232, no. 3-4. P. 211-225.
4. Garnero E. J. A new paradigm for Earth's core-mantle boundary // Science. 2004. Vol. 304, no. 5672. Р. 834-836.
5. Garnero E. J., McNamara A. K. Structure and dynamics of Earth's lower mantle // 2008. Science. Vol. 320, no. 5876. P. 626-628.
6. Harris N. The elevation history of the Tibetan Plateau and its implications for the Asian monsoon // Palaeo-geography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2006. Vol. 241. P. 4-15.
References _
1. Belousov V. V. Osnovy geotektoniki (Basics of geotectonics). Moscow: Nedra, 1989. 382 p.
2. Schlichting H. Teoriya pogranichnogo sloya (Boundary-layer theory). Moscow: Nauka, 1974. 712 p.
3. Brandon A. D., Walker R. J. Earth and Planetary Science Letters. 2005. Vol. 232, no. 3-4. Pp. 211-225.
4. Garnero E. J. Science. 2004. Vol. 304, no 5672. Pp. 834-836.
5. Garnero E. J., McNamara A. K. Science. 2008. Vol. 320, no 5876. Pp. 626-628.
6. Harris N. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2006. Vol. 241. Pp. 4-15.
Рис. 5. Высота поднятия, образованного тремя плюмами, расположенными на расстоянии Ay = 300 км друг от друга, при X = 100 км.
Параметры плюмов соответствуют параметрам на рис. 2б; 1 -1 = 15 млн лет, 2 -1 = 40 млн лет / Fig. 5. The height of the uplift formed by three plumes located at a distance of Ay = 300 km from each other for X = 100 km.
The plume parameters correspond to the parameters in Fig. 26; 1 -1 = 15 Ma; 2 - t = 40 Ma
честву плюмов, образовавших поднятие. При линейном расположении осей каналов на расстоянии Ay > y1 высота главного хребта имеет пилообразный характер. Наблюдается соответствие результатов решения и результатов геологических наблюдений для поднятий Кавказа и Тибета.
Благодарности _
Работа выполнена по государственному заданию ИГМ СО РАН при финансовой поддержке Министерства науки и высшего образования Российской Федерации
Информация об авторе _
Кирдяшкин Алексей Анатольевич, д-р геол.-минерал. наук, профессор РАН, зав. лабораторией физического и химического моделирования геологических процессов, Институт геологии и минералогии им. В. С. Соболева СО РАН, г Новосибирск, Россия. Область научных интересов: лабораторное и теоретическое моделирование геодинамических процессов, тектонофизика, геотектоника aak@igm.nsc.ru
Кирдяшкин Анатолий Григорьевич, д-р техн. наук, ведущий научный сотрудник лаборатории физического и химического моделирования геологических процессов, Институт геологии и минералогии им. В. С. Соболева СО РАН, заслуженный деятель науки РФ, лауреат Государственной премии РФ, г. Новосибирск, Россия. Область научных интересов: лабораторное и теоретическое моделирование геологических процессов, сочетание геодинамического и петрологического моделирования, использование законов и методов теплофизики в задачах геодинамики, рост кристаллов agk@igm.nsc.ru
Бородин Андрей Васильевич, инженер-исследователь лаборатории физического и химического моделирования геологических процессов, Институт геологии и минералогии им. В. С. Соболева СО РАН, г Новосибирск, Россия. Область научных интересов: моделирование геодинамических процессов borodin@igm.nsc.ru
Information about the author_
Aleksey Kirdyashkin, doctor of geological and mineralogical sciences, professor, Russian Academy of Sciences, chief of the Physical and Chemical Modeling of Geological Processes laboratory, Sobolev Institute of Geology and Mineralogy SB RAS, Novosibirsk, Russia. Sphere of scientific interests: laboratory and theoretical modeling of geodynamic processes, tectonophysics, geotectonics
Anatoly Kirdyashkin, doctor of technical sciences, leading researcher, Laboratory of Physical and Chemical Modeling of Geological Processes, Sobolev Institute of Geology and Mineralogy SB RAS, honored scientist of the Russian Federation, State prize of the Russian Federation laureate, Novosibirsk, Russia. Sphere of scientific interests: laboratory and theoretical modeling of geological processes, combination of geodynamic and petrologic modeling, application of principles and methods of thermophysics to geodynamic problems, crystal growth
Andrey Borodin, research engineer, Laboratory of Physical and Chemical Modeling of Geological Processes, Sobolev Institute of Geology and Mineralogy SB RAS, Novosibirsk, Russia. Sphere of scientific interests: modeling of geodynamic processes
Для цитирования_
Кирдяшкин А. А, Кирдяшкин А. Г., Бородин А. В. Влияние плюмов, не вышедших на поверхность, на образование поднятий // Вестник Забайкальского государственного университета. 2022. Т. 28, № 10. С. 24-32. DOI: 10.21209/2227-9245-2022-28-10-24-32.
Kirdyashkin A., Kirdyashkin A, Borodin A. The influence of plumes that did not come to the surface on the formation of uplifts //Transbaikal state university journal, 2022, vol. 28, no. 10. рр. 24-32.DOI: 10.21209/2227-9245-2022-2810-24-32.
Статья поступила в редакцию: 30.09.2022 г. Статья принята к публикации: 02.12.2022 г.
