Crust and Upper Mantle of the South China Sea (probabilistic-deterministic gravity model)

Full Text

КРАТКИЙ ОБЗОР СУЩЕСТВУЮЩИХ ДАННЫХ

Южно-Китайское море располагается на стыке трех литосферных плит: Евроазиатской, Тихоокеанской и Индо-Австралийской (рис. 1а), что предопределяет сложность геодинамической истории и строения его тектоносферы. Структуры дна Южно-Китайского моря характеризуются северо-восточной, субмеридиональной и северо-западной ориентировками (рис. 1б; 2). Центральная часть моря представляет собой глубоководную котловину (глубина дна 3–4 км), вытянутую в СВ направлении. Мощность земной коры океанического типа здесь составляет всего 6–8 км [20, 29, 39], а гранитно-метаморфический слой практически отсутствует. В этом районе моря регистрируются линейные знакопеременные магнитные аномалии, связываемые c протоокеаническим спредингом, сопровождаемым астеносферным поднятием [29, 39]. Возраст магнитных аномалий определен по магнитостратиграфической шкале в интервале 24–32 млн лет [19, 21, 44].

Рис. 1. Литосферные плиты (а) и тектоническая схема (б) Южно-Китайского моря

1 ‒ осадочные бассейны: И – Инджехай (Yinggehai), В – Байбуван (Baibuwan), К – Квиндоньнан (Qiongdongnan), ПРМ – Перл Ривер Mаунт (Perl River Mounth), Т – Тайвань (Taiwan), Зи – Зонджианьнан (Zhongjiangnan), В – Ванань (Wanan), На –Нанвейси (Nanweixi), Зе – Зенью (Zengniu), БС – Вруней-Саба (Brunei-Cabah); 2 – подводные возвышенности: На ‒ Наньша (Nanshan), Р – Рид (Reed); 3 – главные разломы; 4 ‒ сдвиги (4), наименования показаны цифрами в квадрате: 1 – Кьеннань (Qiongnan), 2 – Вестерн-эйдч (Western-adge), 3 ‒Ваньян (Wan’an), 4 – Натуна (Natuna), 5 – Бясянь-Гуе (Baxian-Guyo), 6 – Жоньнан (Zhongnan), 7 – Манила (Manila); 5 – океаническая кора в зоне спрединга; 6 – ось спрединга; 7 – границы плит и векторы их перемещения. Обозначения литосферных плит: ЕАП – Евроазиатская, ИАП – Индо-Австралийская, ФП – Филиппинская, ТП – Тихоокеанская

Рис. 2. Разломы, дешифрированные по гравитационным аномалиям [60] (a) и [27] (б)

Зона спрединга сопровождается аномалией теплового потока интенсивностью более 100 мВт/м² [41]. Сейсмические модели зоны спрединга [25] фиксируют понижение скорости волн в подкоровом слое верхней мантии (интервал глубин 10–25 км) и увеличение в нижней (океанической) литосфере (интервал глубин 40–70 км). В горизонтальных срезах сейсмотомографической модели распределений скорости сейсмических волн в зоне спрединга, соответствующих диапазону астеносферы, отмечается минимумами скорости на глубинах 100 и 150 км [25]. Поскольку разлом Жоньнан (рис. 1б) смещает ось спрединга в центре моря [39, 48], можно полагать, что меридиональные сдвиги произошли или обновились позже спрединга.

Линейное простирание зоны спрединга сочетается с изометричными максимумами скорости сейсмических волн в интервале глубин 20–80 км [53, 58], что указывает на существование в центре моря корово-мантийной структуры центрального типа. В глубоких слоях верхней мантии (в интервале глубин 530‒700 км) распределения скорости сейсмических волн характеризуется такой же концентрической зональностью: минимум в центре моря и максимумы на его периферии [42]. Косвенным признаком структуры центрального типа является концентрическая ориентация разломов (рис. 2а).

Территория Южно-Китайского моря детально исследована сейсмическими зондированиями, в результате которых на многочисленных профилях откартирован рельеф подошвы осадочных отложений и подошвы земной коры [35, 49, 61]. Мощность земной коры в Южно-Китайском море варьирует от 30 км в прибрежно-материковых районах до 6–8 км в центре моря. В результате сейсмотомографических исследований, использующих волны землетрясений, составлены модели распределений скорости сейсмических волн до глубины 700 км [23, 42] и схемы мощности литосферы [23, 49, 53]. В большинстве сейсмотомографических моделей мощность литосферы в центральных районах моря составляет 60–70 км, хотя по некоторым оценкам [53] она может быть сокращена до 50 км.

Большой вклад в изучение глубинного строения земной коры внесли гравитационные модели, отображающие рельеф подошвы осадочных отложений и земной коры [20, 27, 29, 60]. По гравиметрическим данным составлены также схемы размещения разломов (см. рис. 2) и структур фундамента осадочных отложений [27, 48].

Представления о происхождении и эволюции Южно-Китайского моря (ЮКМ) неоднозначны [45]. В их числе наиболее признаны модели протоокеанического спрединга [21, 45, 47]; растяжений, связанных с субдукцией протоокеанической плиты Южно-Китайского моря на западной границе современной Филиппинской плиты [37, 55], и растяжений, связанных со сдвигами [32, 45]. Менее признана модель широкомасштабного континентального рифтинга [26, 52].

Не пользуется разработкой модель плюмового происхождения ЮКМ [30, 56], поскольку ясные признаки мантийного плюма установлены только в северном районе моря под островом Хайнань [25]. Однако пространственные параметры и структурное положение Хайнаньской мантийной структуры позволяют характеризовать ее как горячую точку, которая связана не с Южно-Китайским морем, а с Катазиатской (Ченжоу-Линву) зоной растяжения на границе континента [14]. Возраст вулканитов с признаками мантийного происхождения в центре ЮКМ значительно моложе времени образования моря и по этой причине плюмовое происхождение ЮКМ отрицается [45].

Процессы растяжения в ЮКМ сопровождались или предварялись субдукцией протоокеанического слэба в эоцене–олигоцене [37]. По другим представлениям [22, 26, 31] субдукционные процессы начались еще в раннем кайнозое и продолжались вплоть до миоцена. Две зоны субдукции мигрировали в пространстве и практически не затронули область растяжения в Южно- Китайском море. Об этом же свидетельствует отсутствие субдукционного петрохимического признака (Ta-Nb минимумов на спайдер диаграммах редких элементов) в вулканитах центральной зоны растяжения в ЮКМ [57].

В вопросе связи ЮКМ с палеогеодинамикой литосферных плит конкурируют две основные концепции. Первая связывает происхождение этого моря с взаимодействием Тетиса (на месте которого сформировался Центрально-Азиатский складчатый пояс) с Тихоокеанcкой плитой [46, 63] Вторая отдает предпочтение конвергенции Индо-Австралийской плиты с Евроазиатской [32, 45]. В последнем случае происхождение Южно-Китайского моря обусловлено субмеридиональными сдвигами в переходной зоне континент–океан, образовавшими структуру пулл-апарт в олигоцене (33 млн лет назад) и продолжавшимися до раннего миоцена (23 млн лет назад). Сложность геологического строения и мультистадийная эволюция тектоносферы Южно-Китайского моря обусловливают неоднозначность представлений о его происхождении и не позволяют отдать предпочтение какой-либо одной из вышеприведенных концепций [55, 63].

В этой статье анализируются новые, вероятностно-детерминистские, гравитационные модели, априорно не связанные с имеющейся геолого-геофизической информацией, но отражающие плотностную неоднородность тектоносферы Южно-Китайского моря, которые могут быть использованы при анализе обширного комплекса геолого-геофизических данных с целью уточнения глубинного строения и происхождения ЮКМ. Статья завершает цикл работ по исследованию глубинного строения и реологии тектоносферы окраинных морей на восточной окраине Азии [11‒14].

МЕТОДИКА МОДЕЛИРОВАНИЯ

Материалом для построения гравитационных моделей является мировой каталог гравиметрических данных [33], содержащий цифровой массив значений аномалий Буге по сети 0.042° × 0.042°. На широтных профилях, пересекающих гравиметрическую карту через 0.5°, с шагом 5 км были построены графики аномалий Буге, по которым рассчитаны глубины залегания источников (или центров масс систем источников) квази-симметричных аномалий и измерены амплитуды соответствующих аномалий. Примеры таких расчетов показаны в работах [5, 9, 16]. Массив значений Z₀ (x, y) разбивался на слои (таблица) и для каждого слоя вычислялась плотностная контрастность (μ_z-параметр) на отрезках между центрами плотностных неоднородностей и поверхностями эквивалентных сфер (Нс), касательных к поверхностям слоев [5, 9], на которые выметались, по Пуанкаре [28], аномальные массы этих источников.

Таблица. Разбиение тектоносферы на слои

В результате вычислений формировался 3D-массив µ_z (x, y, Нс), который служил исходным материалом для построения распределений плотностной контрастности в горизонтальных срезах и вертикальных разрезах тектоносферы.

Математической основой конструирования рассматриваемых ниже гравитационных моделей является представление о множественности источников гравитационных аномалий в микститовой среде, исходя из которого каждое локальное возмущение поля является результатом сложения эффектов нескольких источников, а для любой многосвязной системы источников всегда существует эквивалентная односвязная масса с центром тяжести, соответствующим центру тяжести системы [1, 2, 9, 18]. Геологической основой конструирования моделей является представление геологического пространства в виде микститовой среды с хаотическим распределением плотностных неоднородностей. Предметом интерпретации гравитационных возмущений, таким образом, являются не конечно-метрические (конечно-элементные) геологические тела, а области источников, эквивалентные компактной односвязной звездной массе.

Описанная процедура является вероятностно-детерминированной, поскольку источники гравитационных аномалий непосредственно не связываются с конкретными геологическими телами или структурами. Она близка к процедурам локализации источников гравитационных аномалий способами отношений производных потенциала, но отличается от них переменным размером скользящего окна и измерением амплитуд гравитационных аномалий [10], что позволяет исследовать вещественные параметры геологических сред. Более подробно математические основы и технология построения моделей изложены в работах [5, 9].

Опыт исследований [4‒6, 11–16] показывает, что плотностная контрастность геологических сред, описываемая μ_z-параметром, является индикатором их реологического состояния. Высоким и повышенным значениям µ_z-параметра соответствуют древние жесткие метаморфические блоки кратонов и террейны кратонного типа, а низким и пониженным значениям — зоны дробления и трещиноватости в глубинных разломах, аккреционные призмы и турбидитовые террейны, а также зоны флюидно-гидротермальной проработки в разломах и апикальных частях структур центрального типа разного ранга [5, 10, 15–16]. В верхней мантии высоким значениям µ_z-параметра соответствует нижний жесткий слой литосферы, а его низкие значения регистрируются в подкоровом вязком слое и астеносфере [4‒6]. В разрезах тектоносферы низкие значения µ_z-параметра повсеместно совпадают с зонами пониженных скоростей сейсмических волн и удельных электрических сопротивлений [4–5, 8], а лучше всего — с максимумами Vp/Vs-отношения [8].

ВЕРОЯТНОСТНО-ДЕТЕРМИНИСТСКАЯ ГРАВИТАЦИОННАЯ РЕОЛОГИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ЮЖНО-КИТАЙСКОГО МОРЯ

Строение тектоносферы Южно-Китайского моря рассматривается на основе 3D-распределений плотностной контрастности с привлечением всех имеющихся данных о распределениях скорости сейсмических волн, магнитных аномалий, теплового потока в сравнении с существующими геологическими данными о строении и эволюции земной коры и верхней мантии этого региона.

Плотностная контрастность нижнего слоя земной коры (рис. 3) характеризуется двумя максимумами меридионального простирания, совпадающими с расположением островодужного (на востоке) и континентального (на западе) блоков. Некоторые исследователи [32] на месте островодужного блока выделяют субконтинентальную микроплиту Хуатунь (Huatung), вовлеченную в систему меридиональных сдвигов, образующих растяжения типа пулл-апарт. Область растяжения между континентальным и островодужным блоками характеризуется пониженной скоростью поперечных сейсмических волн в интервале глубин 15‒30 км [24]. Западный и восточный фланги зоны растяжения сопровождаются контрастными линейными положительными магнитными аномалиями, остаточными после исключения регионального фона [36]. Рассматриваемая модель (см. рис. 3) соответствуют тектоническим моделям региональной структуры пулл-апарт [32, 45], обусловленной меридиональным правосторонним сдвигом островодужного Филиппинского блока относительно Евразии.

Рис. 3. Плотностная контрастность переходного слоя кора–мантия в Южно-Китайском море

1 ‒ изолинии плотностной контрастности, 1 ед. = 10^–2 кг/м²/км); 2 – зона растяжения; 3 – оси жестких пластин в разрезе; 4 – среды пониженной вязкости в разрезах. Нс – глубина среза µz-модели

В разрезах μ_z-модели (см. рис. 3) отчетливо видно, что зона меридионального растяжения охватывает всю земную кору и верхи мантии. Подкоровый слой в центре моря реологичеки разуплотнен и продольный разрез 5-5′ зоны растяжения свидетельствует о существовании здесь структуры центрального типа (СЦТ) с подводящим каналом из глубоких слоев верхней мантии.

В подлитосферном срезе 3D µ_z-модели (рис. 4) совмещены признаки субдукции, структур растяжения и сдвига различного простирания. Максимумы µ_z-параметра отображают здесь три мантийных пластины (слэба), проникающие под Южно-Китайское море со стороны Филиппинской и Индо-Австралийской плит. Восточная и юго-восточная пластины соответствуют двум слэбам: северному, со стороны о. Лусон, и южному, со стороны островов Минданао, Борнео и Палау (см. рис. 4). Оба слэба субдуцировали со стороны протоокеанической плиты [34, 35, 54]. Похожим образом Филиппинская плита субдуцирует под островную дугу Рюкю [12]. Восточная зона субдукции характеризуется высокой коровой сейсмичностью, а юго-восточная ‒ глубокофокусными землетрясениями [54]. Третья пластина субдуцирована под ЮКМ со стороны Индо-Австралийской плиты (блока Наньша) [45] и она сопровождается глубокофокусными землетрясениями [54]. Продвижение максимумов μ_z-параметра в западном и северном направлениях по мере углубления срезов µ_z-модели (сравните рис. 4 и 5) свидетельствует о погружении слэбов под литосферу ЮКМ. Однако это продвижение сохраняется только до широты 15° с.ш. Это свидетельствует о том, что мел–эоценовая [45] субдукция в южной половине моря позднее была нарушена СВ структурами растяжения. В этом срезе (см. рис. 4) структуры растяжения простираются в трех направлениях: СЮ, СВ и СЗ. Первая проявлена только в южном районе моря, где она разделяет блоки Борнео и Наньша. Растяжения СВ простирания проявлены в северном районе моря, где они принадлежат окраинно-континентальной системе деформаций сдвига-растяжения [38, 40].

Рис. 4. Плотностная контрастность переходного слоя литосфера-астеносфера в Южно-Китайском море

Поперечные растяжения СЗ простирания, по-видимому, обусловлены межблоковыми растяжениями, связанными с трансформным сдвигом на границе континента с Тихоокеанской плитой. Признаки таких растяжений были выявлены в сдвиговых дуплексах в земной коре Желтого [11] и Восточно-Китайского [12] морей.

В сейсмотомографических моделях [42] «филиппинская» субдукция отражается цепью локальных максимумов скорости волн в интервале глубин 50–150 км, а «австралийская» располагается намного южнее (на 10° ю.ш.). Из этого следует, что на территорию ЮКМ проникают не «австралийские», а более древние литосферные пластины Гондваны [43, 51]. Однако не исключается, что они могли быть перемещены на север под давлением Индо-Австралийской плиты в кайнозое.

Зоны растяжения в подлитосферном срезе (рис. 5) ориентированы в двух направлениях: СВ и СЗ. Относительное расположение зон указывает на присутствие сдвиговой составляющей в СВ зонах растяжения.

Рис. 5. Плотностная контрастность подлитосферного слоя в Южно-Китайском море

Разрезы 3D µ_z-модели (см. рис. 5) иллюстрируют пологое чешуйчатое пододвигание островодужных или протоокеанических жестких пластин под ЮКМ, соответственно, в западном (разрез 3-3′ на рис. 5) и северном (разрез 5-5′ на рис. 5) направлениях. В разрезе 3-3 (см. рис. 5) проявлены две наклонные пластины, возможно, отражающие два этапа субдукции. Восточная пластина соответствует субдукции Тихоокеанской плиты под современную Филиппинскую, а западная — субдукции Филиппинской плиты под литосферу Южно-Китайского моря.

В подастеносферных срезах верхней мантии (рис. 6) зоны растяжения–сдвига СВ простирания преобладают. В срезе на глубине 120 км ясно проявлен сдвиг, а на глубине 140 км — зона растяжения. Мантийная зона растяжения смещена относительно оси спрединга (см. рис. 6б), из чего можно заключить, что процессы растяжения в Южно-Китайском море, если они были унаследованы от спрединга, мигрировали в СЗ направлении. В противном случае они могли происходить позже, независимо от более раннего спрединга, и быть связанными с цикличной (колебательной) субдукцией, в процессе которой возникали откаты, либо образовывались разрывы субдуцирующих слэбов (слэб-виндоуз-стуктуры) под воздействием сдвигов.

Рис. 6. Растяжение и сдвиги в подастеносферном слое верхней мантии. 1 ‒ ось зоны спрединга. Другие обозначения на рис. 3

Кроме признаков растяжения, сдвига и субдукции, выраженной в наклоне жестких пластин (см. рис. 5), в разрезах и горизонтальных сечениях 3D µ_z-модели (рис. 7) проявлены типичные признаки структуры центрального типа вероятной плюмовой природы, выраженные в концентрической зональности аномалий µ_z-параметра, Слабые признаки концентрической зональности µ_z-аномалий проявлены в подкоровой мантии (рис. 7а). В центре ЮКМ располагается локальный максимум, обрамляемый минимумами, а область пониженных значений плотностной контрастности в центре моря обрамляется дугообразным максимумом на востоке.

Рис. 7. Признаки структуры центрального типа в Южно-Китайском море. 1 – контур структуры центрального типа. Другие обозначения на рис. 3

В срезе на глубине 130 км (рис. 7б) эта структура выражена отчетливым максимумом, что предполагает существование в основании структуры мантийного диапира. Повышение µ_z-параметра в центре СЦТ на этой глубине в общих чертах соответствует тектоническим и сейсмическим моделям, предполагающим сокращение мощности литосферы в центре Южно-Китайского моря [23, 39, 53]. В разрезе 1-1′ морфология литосферного и подастеносферного жестких слоев характеризуется инверсными взаимоотношениями: первый слой прогнут, а второй — выгнут к земной поверхности (разрез 1-1′ на рис. 7), что часто проявляется в тектономагматических СЦТ различного ранга, в том числе — в головах плюмов [15]. Признаки структуры центрального типа в Южно-Китайском море проявлены и в подкоровом слое верхней мантии (см. разрезы на рис. 3). В разрезе 3-3′ подкоровая зона пониженной вязкости выгнута к поверхности, а в разрезе 5-5′ (см. рис. 3) она имеет грибовидную форму, типичную для этого типа структур.

Избирательное проявление признаков растяжений и структур центрального типа в горизонтальных срезах µ_z-модели объясняется способностью магматических расплавов растекаться в подкоровом и астеносферном слоях, из-за чего головы плюмов обычно имеют грибовидную форму. В результате геохимического опробования вулканитов в зоне спрединга [57, 62] было установлено присутствие пост-спрединговых океанических шелочных базальтоидов, содержащих высоко-ионные литофильные элементы (LILE) плюмового происхождения и OIB-ассоциации с возрастом 6‒16 млн лет. Однако происхождение этих вулканитов связывалось с Хайнаньской горячей точкой [57]. Рассматриваемые гравитационные модели (см. рис. 5) показывают, что пост-спрединговые базальты являются индикатором мантийной структуры гораздо больших размеров, совпадающей с центральной частью ЮКМ, и эта структура удовлетворяет пространственным параметрам и реологическим характеристикам типичных плюмов. Похожие признаки СЦТ плюмового происхождения были выявлены на Северо-Востоке Азии [16], в Юго-Восточном Китае [38], в Охотоморском [14] и Япономорском [13] регионах.

Анализ пространственных распределений плотностной контрастности в разрезах (рис. 3, 6–8) характеризует тектоносферу Южно-Китайского моря как тонко расслоенную среду. В составе слоев выделяются жесткий коровый (его мощность изменяется от 30 км в прибрежных районах континентальной окраины до 6–8 км в центре моря), вязкий подкоровый (интервал 30–70 км), жесткий нижний литосферный (50–90 км), астеносферный (80–150 км) и жесткий подастеносферный (ниже глубины 150 км) слои.

Рис. 8. Расщепление западного фланга Филиппинской плиты. Обозначения на рис. 3

Такое расслоение является фундаментальной реологической характеристикой тектоносферы на всей территории Восточной Азии и прилегающих окраинных морей [4, 5, 11, 12]. Как однажды заметил Пущаровский Ю.М., в расслоенной тектоносфере каждый из слоев представляет собой автономную систему и, следовательно, может реагировать на внешние тектонические напряжения независимо, или слабо зависимо, от реакции вмещающих слоев. Основополагающий принцип в концепции расслоенной тектоносферы сформулирован в коллективной монографии [17] следующим образом: «….реологическая неоднородность литосферы обусловливает дифференцированные послойно-дисгармоничные перемещения литопластин на разных уровнях глубинности». Именно поэтому в объемных моделях плотностной контрастности сохраняются и отражаются в разных диапазонах геологического пространства следы нескольких прошедших тектонических процессов: растяжений, надвиганий, пододвиганий, воздыманий и погружений, а в общем случае: рифтогенеза, субдукции и плюмовых процессов [14]. При этом следы тектонических процессов сохраняются во взаимоотношениях менее вязких (жестких) слоев, пластин и блоков, а вязкие среды являются вмещающей средой.

В рамках концепции расслоенной литосферы Лобковским Л.И. [3] разработана модель двухъярусной коллизии литосферных плит, которая впоследствии нашла повсеместное подтверждение в гравитационных реологических моделях [6]. Характерной особенностью литосферы на территории Южно-Китайского моря является расщепление Филиппинской плиты на коровую и нижнюю литосферную пластины (рис. 8). Такое же расщепление повсеместно обнаружено на западных границах Тихоокеанской плиты: в Охотском [14], Японском [13], Восточно-Китайском [12] и Желтом [11] морях. В дорифтовый (докайнозойский) период коровая пластина в северной части Южно-Китайского моря, вероятно, была надвинута на континентальную окраину (Катазиатский блок), а Катазиатский блок на плиту Янцзы с амплитудой порядка 400 км [50]. Признаки такого надвигания отобразились в разрезе 2-2′ (см. рис. 8). Возможность этих надвиганий обеспечивалась существованием вязкого подкорового слоя, а нижняя литосферная пластина была субдуцирована под континент (разрез 3-3′ на рис. 5).

В тектоносфере Южно-Китайского моря существует связь между возрастом тектонических структур и глубиной среза 3D-модели плотностной контрастности: структуры более молодого возраста лучше отображаются по мере увеличения глубины срезов. В интервале глубин 20–30 км (см. рис. 3) проявлены преимущественно субмеридиональные ориентировки изолиний µ_z-параметра, на глубинах 70–120 км (см. рис. 4, 5) – северо-восточные и меридиональные, на глубинах 129–150 км (см. рис. 6) – северо-восточные и на глубинах 130–150 км (см. рис. 7) – северо- восточная и концентрически зональная. Похожим образом изменяется ориентировка изолиний скорости сейсмических волн по мере углубления срезов 3D сейсмической модели [23]: на глубине 85 км преобладает меридиональная (на западе) и СЗ (на востоке) ориентировки, в срезах на глубинах 120 и 150 км ‒ северо-западная, а в срезе 250 км — северо-восточная.

Пространственные взаимоотношения слоев повышенной вязкости могут быть использованы для сравнительной оценки (раньше ‒ позже) времени проявления тектонических процессов. Руководствуясь принципом структурного изоморфизма [7], представляется возможным определить следующую последовательность тектонических событий в ЮКМ:

• наиболее ранним, по-видимому, является спрединг в центре ЮКМ, проявленный в вертикальном диапазоне глубин 0–60 км в центре моря (разрез 3-3′ на рис. 3) на месте протоокеанической плиты Южно-Китайского моря [21, 45, 47]; о более раннем возрасте спрединга свидетельствует отсутствие разрывов субдуцирующих пластин в центре Южно-Китайского моря.
• позже следует субдукция Филиппинской (или протоокеанической плиты Южно- Китайского моря?) под зону спрединга (разрез 3-3′ на рис. 5); филиппинская субдукция завершается (или сопровождается?) растяжением и сдвигом в широкой зоне СВ простирания в диапазоне глубин 120–150 км (см. рис. 4);
• на восточной окраине региона проявлены признаки еще одной ‒ вероятно более поздней, тихоокеанской субдукции под Филиппинскую плиту (разрез 3-3′ на рис. 5);
• наиболее поздними являются процессы, связанные со структурой центрального типа вероятной плюмовой природы; эта структура проявлена в диапазонах глубин 40–50 и 135–170 км (см. рис. 7);
• субдукция Индо-Австралийской плиты (или обломка Гондваны?) и связанные с ними структуры растяжения и сдвиги субмеридионального простирания являются сквозными по времени проявления; они заложились еще в позднем мезозое [32] и периодически обновлялись в широком диапазоне глубин (см. рис. 3, 5, 6); эти процессы обособлены от тихоокеанской окраины и имеют отношение к перманентному влиянию обломков Гондваны, а позже — Индо-Австралийской плиты; следы этих процессов нарушены позднейшими процессами растяжения, связанными с конвергенцией Евроазиатской и Тихоокеанской плит.

Намеченная последовательность тектонических процессов, выраженная во взаимоотношениях жестких пластин, в общих чертах увязывается с тектоническими [31, 32, 39, 45], сейсмотомографическими [23, 37, 42, 54, 55], магнитостратиграфическими [21, 39] и петрологическими [57, 62] данными и уточняет проявление этих процессов в 3D-пространстве.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Инаприорные вероятностные гравитационные модели, отражающие реологические состояния геологических сред, обнаружили следы пяти главных тектонических событий на территории Южно-Китайского моря, которые ранее предполагались по геолого-геофизическим данным. Они согласуются с большинством предшествующих тектонических, сейсмотомографических и петрологических моделей этого региона [22, 24, 25, 27, 29, 32, 34, 35, 37, 42, 44, 45, 48, 51, 52, 54, 57, 58, 60, 61, 63, 64] и привязывают гравитационные модели к главнейшим тектоническим структурам и процессам в 3D-пространстве тектоносферы Южно-Китайского моря. Это позволяет уточнить вероятную последовательность тектонических событий на основании взаимоотношений элементов гравитационных моделей и принципов структурного изоморфизма. В дополнение к существующим геолого-геофизическим данным полученные результаты формулируются в следующих выводах:

1. По распределениям плотностной контрастности установлено расслоение тектоносферы Южно-Китайского моря на жесткий коровый (интервал глубин 5–30 км), вязкий подкоровый (интервал 30–70 км), жесткий нижний литосферный (50–90 км), астеносферный (80–150 км) и жесткий подастеносферный (ниже глубины 150 км) слои.
2. Распределения плотностных неоднородностей, связанные с основными тектоническими событиями в ЮКМ, обусловлены конвергенцией Палеотихоокеанской, а позднее — Филиппинской океанических плит с Филиппинским архипелагом (островной дугой, микроконтинентом) и далее — с Азиатской окраиной. В этой зоне прослежены следы кайнозойских процессов субдукции, растяжения, трансформного сдвига и структуры центрального типа вероятной плюмовой природы. Эти процессы образуют эволюционную последовательность: палеоокеанический спрединг → филиппинская субдукция → СВ растяжение со сдвигом → образование структуры центрального типа вероятного плюмового происхождения. Хайнаньская горячая точка не имеет отношение к СЦТ Южно-Китайского моря, а, как было показано ранее [38], она связана с Катазиатской (Ченжоу-Линву) зоной растяжения на границе континента.
3. В Азиатско-Тихоокеанской переходной зоне структуры более молодого возраста лучше проявляются в реологических гравитационных моделях по мере увеличения глубины срезов 3D µ_z-модели (см. рис. 4, 7б) и это является признаком того, что перестройка тектоносферы в этой зоне была направлена преимущественно «снизу–вверх».
4. В восточных районах моря наблюдается расщепление протоокеанической (либо Филиппинской) плиты на ее границе с окраинноморской литосферой, что предопределило надвигание коровых океанических пластин на субконтинентальную литосферу окраинного моря и субдукцию нижнего слоя океанической литосферы под окраинноморскую.
5. Структуры, обусловленные конвергенцией Азиатского континента с Индо-Австралийской плитой, обособлены от Западно-Тихоокеанской окраины, но их формирование происходило в более широком временном (MZ–KZ) и глубинном (20–120 км) диапазонах. Пододвигание жестких литосферных пластин с юга под литосферу окраинного моря (см. рис. 5, 6) вряд ли связано, или только косвенно связано, с субдукцией современной Австралийской плиты. Более вероятно, что оно отражает следы более древней коллизии обломков Гондваны с Азиатским континентом.

Источники финансирования. Работа выполнена в соответствии с темой научных исследований, утвержденной государственным заданием Министерства науки и высшего образования «Изучение геологического строения, моделирование глубинных структур земной коры и верхней мантии Восточной Азии и оценка современного состояния и динамики геосистем (2021–2023)» (№ гос. регистрации 0234-2021-0006).

About the authors

A. M. Petrischevsky

Author for correspondence.
Email: petris2010@mail.ru
Russian Federation, Birobidzhan

References

Supplementary files

Supplementary Files

Action

1. JATS XML

Download

2. Fig. 1. Lithospheric plates (a) and tectonic scheme (b) of the South China Sea. 1 - sedimentary basins: Y - Yinggehai, B - Baibuwan, Q - Qiongdongnan, PRM - Perl River Mounth, T - Taiwan, Z - Zhongjiangnan, W - Wanan, Na - Nanweixi, Ze - Zengniu, BS - Brunei-Cabah; 2 - submarine elevations: Na - Nanshan, R - Reed; 3 - major faults; 4 - shears (4), names are shown by numbers in the square: 1 - Qiongnan, 2 - Western-adge, 3 - Wan'an, 4 - Natuna, 5 - Baxian-Guyo, 6 - Zhongnan, 7 - Manila; 5 - oceanic crust in the spreading zone; 6 - spreading axis; 7 - plate boundaries and vectors of their displacement. Designations of lithospheric plates: EAP - Eurasian, IAP - Indo-Australian, FP - Philippine, TP - Pacific

Download (393KB)

Indexing metadata

3. Fig. 2. Faults interpreted from gravity anomalies [60] (a) and [27] (b)

Download (545KB)

Indexing metadata

4. Fig. 3. Density contrast of the crust-mantle transition layer in the South China Sea. 1 - isolines of density contrast, 1 unit = 10-2 kg/m2/km); 2 - stretching zone; 3 - axes of rigid plates in the section; 4 - media of reduced viscosity in the sections. Hc - depth of the µz-model cut

Download (589KB)

Indexing metadata

5. Fig. 4. Density contrast of the lithosphere-asthenosphere transition layer in the South China Sea

Download (473KB)

Indexing metadata

6. Fig. 5. Density contrast of the sublithospheric layer in the South China Sea

Download (852KB)

Indexing metadata

7. Fig. 6. Stretching and shear in the subaustenospheric layer of the upper mantle. 1 - axis of the spreading zone. Other designations in Fig. 3

Download (356KB)

Indexing metadata

8. Fig. 7. Signs of the central type structure in the South China Sea. 1 - contour of the central type structure. Other designations in Fig. 3

Download (863KB)

Indexing metadata

9. Fig. 8. Cleavage of the western flank of the Philippine Plate. Markings in Fig. 3

Download (587KB)

Indexing metadata