Физика Земли, 2020, № 1, стр. 142-149

ВВЕДЕНИЕ

Изучение современной геодинамики Азии к югу от Северо-Евразийской литосферной плиты [Гатинский, 2004; 2005; Gatinsky, 2011; 2018] показывает существенное различие ее в центральной и восточной частях континента. Граница между ними в первом приближении проходит по субмеридиональному георазделу 102–104° в.д., который характеризуется преимущественно сильной и значительной (strong and major), реже наиболее интенсивной (great) сейсмичностью и развитием активных разломов различного простирания (рис. 1). Геораздел совпадает на глубине с резкими градиентами мощности коры и всей литосферы, гравитационной ступенью, изменением скоростей Р-волн в верхней мантии и с развитием низкоскоростных зон в нижней и средней коре. Он разделяет две главные транзитные зоны Центральной и Восточной Азии. На западе это Центрально-Азиатская зона между Северо-Евразийской и Индийской литосферными плитами c развитием режима транспрессии, надвигов и сдвигов. К востоку от геораздела расположена Восточно-Азиатская транзитная зона между Северо-Евразийской, Австралийской и Тихоокеанской плитами, характеризующаяся преобладанием режима транстенсии с образованием структур растяжения, кайнозойских рифтов и впадин. В настоящей работе рассматриваются геологические и геофизические данные, характеризующие причины различия геодинамики азиатских транзитных зон.

Рис. 1.

Схема современной геодинамики Центральной и Восточной Азии к югу от Северо-Евразийской плиты. Составлена авторами статьи. Условные обозначения: 1 – границы литосферных плит (а), предполагаемых плит (б), транзитных зон (в), блоков (г) и межблоковых зон (д); 2 – активные разломы [Трифонов, 2002; Gatinsky, 2011; Шерман, 2012; 2015]; 3 – геораздел; 4 – экспериментальные векторы горизонтальных перемещений плит и блоков (http://itrf.ign.fr/ITRF_solutions/2014/); 5 – эпицентры инструментально замеренных сильнейших землетрясений с М по NEIC2018 (https://earthquake.usgs.gov/data/); 6 – эпицентры исторических землетрясений [Xu, 1996] с предполагаемыми М. Цифрами на схеме обозначены блоки: 1 – Алтай, 2 – Юго-Западная Монголия, 3 – Бейшань, 4 –Джартай, 5 – Тайханг-Шан, 6 – Цилян, 7 – Западный Цинлин, 8 – Японско-Корейский, 9 – Западный Кунлунь, 10 – Южный Тибет, 11 – Западно-Бирманский, 12 – Индокитайский – Зондский.

ПОСТАНОВКА ЗАДАЧИ

Для установления особенностей современного строения и геодинамики Центрально-Азиатской и Восточно-Азиатской транзитных зон необходимо рассмотреть как их структурные характеристики (блоковая структура, сейсмоактивные разломы), так и их положение в геофизических полях (магнитном, гравитационном, тепловом) и связь с глубинными аномалиями в коре и верхней мантии. Такой подход к решению задачи может более отчетливо показать различие рассматриваемых зон, выявить его причины и роль геораздела 102–104° в.д. в структуре литосферы Центральной и Восточной Азии.

РЕШЕНИЕ ЗАДАЧИ

Различие рассматриваемых транзитных зон устанавливается уже при сравнении их поверхностной блоковой структуры. Многие блоки отчетливо выделяются на схеме, включающей только активные разломы и эпицентры крупных землетрясений (рис. 2). Для Центрально-Азиатской зоны характерно относительно дробное разделение на блоки, ограниченные активными разломами, вдоль которых эти блоки вытянуты преимущественно в субширотном направлении: блоки Алса (Alxa), Восточный Кунлунь (East Kunlun), Северный Тибет и др. на рис. 1. В Восточно-Азиатской зоне блоки на 1–2 порядка крупнее и имеют главным образом изометричную форму: блоки Амурский, выделяемый в ряде работ в качестве малой литосферной плиты [Zonenshain, 1981], Ордос (Ordos), Юго-Восточного Китая и другие. Такое различие в блоковой структуре связано с тем, что западная зона находится в течение последних 20 млн лет в тектоническом режиме транспрессии под давлением Индостанского индентора, что приводит к ее большему сжатию и раздроблению. Границы блоков в пределах транзитных зон характеризуются повышенной тектонической и сейсмической активностью, приуроченной к относительно узким (50–100 км) межблоковым зонам [Gatinsky, 2011]. Глубина гипоцентров в этих зонах, как правило, не превышает 10–55 км, что указывает на их относительно неглубокое проникновение в литосферу.

Рис. 2.

Активные разломы (черные линии) и эпицентры наиболее сильных землетрясений Центральной и Восточной Азии. Главные блоки (подписаны) отчетливо выделяются по рисунку активных разломов [Xu, 1996; Трифонов, 2002; Gatinsky, 2011; Шерман, 2012; 2015] и по размещению эпицентров вдоль них. Схема составлена авторами статьи.

Авторами учтены последние данные по сейсмоактивным разломам в Центральной Азии [Трифонов, 2002; Шерман, 2012; 2015; Wang X., 2015; Wang Ch., 2015] и распространению эпицентров инструментально зафиксированных землетрясений по NEIC2018 вместе с данными по историческим землетрясениям [Xu, 1996]. В результате удалось откорректировать границы блоков Саянского, Бейшань (Beishan), Джартай (Jartai), Цилян (Qilian). Был также выделен новый блок Алса на границе Монголии и Китая на месте бывшей восточной части блока Бейшань между блоками Южного Гоби (South Gobi) и Джартай (рис. 1). Новые данные китайских исследователей по распространению эпицентров землетрясений в пределах геораздела и прилегающих к нему частей транзитных зон [Wang Ch., 2015] позволили пересмотреть границы геораздела по сравнению с первоначально выделенными нами между 102–103° в.д. [Rundquist, 2004; Gatinsky, 2018]. Теперь мы полагаем более правильным выделять его между 102–104° в.д., хотя нельзя исключить, что при дальнейшем изучении его восточная граница может отодвинуться еще далее к востоку.

Построенные нами сейсмические разрезы и графики диссипации сейсмической энергии вдоль трансектов, пересекающих геораздел 102–104° и прилегающую к нему с запада часть Центрально-Азиатской транзитной зоны [Gatinsky, 2018], показывают резкое возрастание уровня сейсмичности в западном направлении. Наиболее отчетливо это видно на юго-западной границе блока Баянхар (Bayanhar), где в мае 2008 г. произошло землетрясение Венчуан (Wenchuan) с магнитудой (М) 7.9 [Гатинский, 2008]. Полевые наблюдения китайских коллег непосредственно после землетрясения показали горизонтальное сокращение коры вдоль падающей к СЗ трещины разрыва с надвиганием вдоль нее пород на ЮВ в сторону блока Юго-Восточного Китая [Liu-Zeng, 2009].

Общий объем сейсмической энергии на восточной границе блока Баянхар после землетрясения Венчуан возрос с 1.131 × 10¹⁵ J до 9.251 × 10¹⁶ J, что сопоставимо с энергией западно-тихоокеанских зон субдукции [Gatinsky, 2011]. В центральном и северном сегментах геораздела также наблюдается возрастание интенсивности стресса в верхней части коры на западом крыле одновременно с резким уменьшением его на востоке [Heidbach, 2016]. Юго-восточная граница блока Баянхар, вдоль которой проходит геораздел, совпадает с резкой ступенью в гравитационном поле и в мощности коры, возрастающей к западу в Тибете до 60–70 км. В то же время мощность всей литосферы к западу уменьшается от 130–170 км под бассейном Сычуань в блоке Юго-Восточного Китая до 100–120 км под Восточным Тибетом [Yuan, 2000].

Если уровень интенсивности сейсмичности в целом возрастает с востока на запад с максимальными значениями в пределах геораздела и к западу от него в Центрально-Азиатской транзитной зоне, то значения теплового потока (ТП) растут в противоположном направлении с запада на восток, достигая максимальных значений в пределах геораздела и в Восточно-Азиатской транзитной зоне (рис. 3). Примерно в том же направлении с отклонением к СВ возрастает от 150–200 до 250–300 км глубина замедления скоростей S-волн до 4.2–4.25 км/с^–1 в верхней мантии [Кожевников, 2005]. Проекции замедления скоростей P-волн совпадают с наиболее высокосейсмичными участками в центральной части геораздела и межблоковыми зонами к западу от него [Wang Ch., 2015].

Рис. 3.

Тепловой поток и сейсмическая томография Центральной и Восточной Азии. Значения ТП в μW/m^–2 взяты из работ [Tan, 2008; The Global Heat-Flow …, 2011; Дучков, 2012]. Линии различного типа отвечают проекциям границ областей замедления скоростей S-волн до ≤4.2–4.25 км/с^–1 на глубинах 50, 100, 150, 200, 250 и 300 км [Кожевников, 2005]. Границы и неподписанные названия блоков см. на рис. 1.

Большинство блоков в южной и центральной частях геораздела и на востоке его западного крыла в магнитном поле представлены слабоотрицательными или слабоположительными аномалиями (–30…+10 nT). Это относится к блокам Кам Диан (Kam Dian), Баянхар, Цилян, Джартай, Юго-Западной Монголии и другим. Межблоковые зоны и крупные разломы на их границах часто выделяются более высокими полосовыми позитивными аномалиями до +20…+50 nT [Gatinsky, 2014]. Наиболее интенсивные отрицательные гравитационные аномалии в редукции Буге совпадают с блоками Тибета, Хангаем (Hangay), Восточным Кунлунем и большей частью Гималаев [Bonvalot, 2012]. Высокие значения негативных аномалий в этих блоках отвечают резкому возрастанию мощности коры к западу от 35–40 до 45–70 км, что наиболее отчетливо видно в пределах геораздела при переходе от Юго-Восточного Китая к блокам Тибета [Wang Ch., 2015].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Геораздел 102–104° начал формироваться в Центральной Азии, скорее всего, не позднее возникновения активной фазы коллизии Индии и Евразии около 20 млн лет назад и продолжает свое формирование до настоящего времени, что подтверждается сильными землетрясениями в последние годы в его границах (Венчуан и другие). Эта фаза континентального столкновения привела к образованию современной Центрально-Азиатской транзитной зоны с ее разломно-блоковой структурой и к резкому возрастанию уровня высвобождения сейсмической энергии в пределах центральной части геораздела и к западу от него. Если в центральном и южном сегментах этой части геораздела он во многом совпадает с границами блоков и крупными субмеридиональными разломами (Лонгменшан и другие), то севернее эта структура пересекает большинство геологических границ и выделяется в основном по повышенному уровню сейсмичности, ТП и аномалиям глубинного строения, включая мантийную анизотропию.

Отметим, что по результатам анализа, проведенного иркутскими геофизиками, направления анизотропии P- и S-волн доказывают единую деформацию верхнемантийной и коровой литосферы в пределах большей северной части Центральной Азии [Саньков, 2011], в том числе в северной половине центральной части геораздела. Это позволяет предполагать источник современной геодинамической активности в подлитосферной мантии, что подтверждается развитием мантийных плюмов. Один из таких плюмов может быть выделен под блоками Хангай и Саяны на глубине 100–150 км (рис. 3), где мощность литосферы уменьшается до 70–50 км и температура на основе корреляции изотопов ³He/⁴He может составлять под ней 1000–1200°С [Лысак, 2009; Дучков, 2010].

К западу от геораздела развиты надвиги и крупные сдвиги со сжатием, северные и северо-восточные направления векторов GPS, а их скорости с юга на север изменяются от 50 до 23–25 мм/г. К востоку от него преобладает тектонический режим транстенсии с растяжениями в Байкальской рифтовой системе, вокруг Ордоса и сдвигами с растяжением внутри блоков Юго-Восточного Китая и Японско-Корейского [Гатинский, 2017]. Векторы направлены здесь преимущественно на 106–121° ЮВ со скоростями 26–35 мм/г. Такая смена геокинематики предположительно связана с действием мантийных потоков, возникающих под влиянием глубоко погруженного тихоокеанского субдукционного слэба и с предполагаемым поднятием мантийных плюмов под Байкалом и Северной Монголией [Gatinsky, 2011]. По данным сейсмотомографии тихоокеанский слэб выполаживается вблизи побережья Азии на глубинах около 600 км и продолжается далее на запад более чем на 1500 км до геораздела 102–104° [Huang, 2009]. Это приводит к разогреву литосферы с повышением значений ТП, развитием позднекайнозойского внутриконтинентального вулканизма и рифтовых бассейнов в Восточно-Азиатской зоне.

Восточная экструзия тибетской литосферы была впервые предположена в работе [Molnar, 1975]. Экспериментальные векторы GPS подтверждают вращение блока Баянхар по часовой стрелке (http://itrf.ign.fr/ITRF_solutions/2014/). По-видимому, только верхняя часть коры участвует в таком вращении, потому что результаты сейсмического и магнитотеллурического зондирования по программе INDEPTH устанавливают в коре Центрального и Восточного Тибета слои повышенной электрической проводимости на глубинах 20–45 км, предположительно отвечающие частичному плавлению пород [Hu, 2012]. Горячая и пластичная кора Восточного Тибета на границе с холодной, жесткой и более мощной литосферой Юго-Восточного Китая под давлением Индостанского индентора срывается с мантийной подложки и движется со скоростью 20–30 мм/г на ЮВ вокруг восточного синтаксиса Гималаев, что подтверждается данными GPS [Gan, 2007] (рис. 4).

Рис. 4.

Карта поля наблюдаемых скоростей GPS [Gan, 2007] (более тонкие стрелки) вокруг плато Тибет относительно стабильной Евразии и поля рассчитанного устойчивого вращения (более толстые стрелки) вместе с Эйлеровым вектором плато. Полюс Эйлера расположен вблизи юго-восточного угла плато в пределах геораздела 102–104° с эллипсом 95% доверительности. Черные сплошные линии обозначают главные активные разломы.

Пластичный поток материала Тибетского плато к востоку и повышенная проницаемость латеральных границ вдоль активных разломов, ограничивающих блоки, способствуют высвобождению сейсмической энергии. Таким образом, поле напряжений в литосфере центрального и южного сегментов геораздела на границе блоков Тибета с блоком Юго-Восточного Китая контролируется совместно сжатием со стороны Индийской плиты к СВ и ССВ и движением к ЮВ материала средней и верхней коры Тибетского плато, который выжимается вдоль крупных сдвигов. Режим напряжений почти совпадает с механизмами трещин от землетрясений всех типов, что подтверждает изменение тектонического плана [Wang Ch., 2015].

Мантийная анизотропия на севере геораздела и к востоку от него связана с литосферными деформациями [Chang, 2016]. Анализ соответствия направления быстрых волн двойного лучепреломления и предсказанной ориентации, рассчитанной по полю поверхностной деформации, указывает на согласованность поверхностной и мантийной деформаций на северо-восточной окраине Тибета, под блоком Алса, на западной и северной окраинах Ордоса. Эти результаты предполагают вертикально согласованную деформацию всей литосферы, играющую главную роль в наблюдаемой сейсмической анизотропии под северной частью геораздела.

На юге геораздел проходит вдоль восточного края Тибетского плато. Наблюдения за расщеплением S-волн из насыщенного массива сейсмической информации и данных постоянных сейсмических станций позволяет оценить изменения в динамике центрального и южного сегментов геораздела и прилегающих к ним транзитных зон [Chang, 2015]. По наблюдениям китайских исследователей направление поляризации является субмеридиональным на севере и изменяется почти на широтное на юге, где наблюдаемая анизотропия связана с потоком вещества астеносферной мантии под тонкой литосферой Тибета. Приведенные выше сведения по анизотропии южного сегмента геораздела наряду с данными GPS отвечают деламинации и разрыву разогретой и относительно тонкой литосферы Юго-Восточного Тибета [Hu, 2012] и движению ее слоев в разных направлениях (рис. 4).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Выполненный анализ различных параметров сейсмичности, ТП, мобильности блоков и глубинных аномалий под ними позволяет сделать следующие выводы. Уровень интенсивности сейсмичности в целом возрастает с востока на запад с максимальными значениями в пределах геораздела и к западу от него в Центрально-Азиатской транзитной зоне, что связано, прежде всего, с продолжающимся давлением Индостанского индентора. Величины ТП растут в противоположном направлении с запада на восток, достигая максимальных значений в георазделе и в Восточно-Азиатской транзитной зоне, что может быть связано с продолжением и распадом под этой территорией Тихоокеанского слэба. По данным о сейсмической анизотропии воссоздается анизотропная картина литосферы в центральной части геораздела и в прилегающих частях транзитных зон. На севере и СВ предполагается вертикально согласованная единая деформация всей литосферы, на юге наблюдаемая анизотропия связана с потоком вещества астеносферной мантии к ЮВ под тонкой литосферой Тибета, в которой происходит деламинация (расслоение).