Лето на 69-й параллели. Научная фантастика
- -
- 100%
- +
Рекомендации: расширение сети GNSS в Восточной Антарктиде; бурение скважин в районе гор Гамбурцева для уточнения дегляциации; совместное моделирование конвекции и ледниковой нагрузки.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
[1] Wilson T.J. et al. (2021). The POLENET Project. Eos, 102. [2] Argus D.F., Peltier W.R., Drummond R. (2014). ICE-6G_C. JGR Solid Earth, 119, 4949—4969. [3] Ivins E.R., James T.S. (2005). Antarctic GIA. Geophys. J. Int., 161, 117—146. [4] Whitehouse P.L., Bentley M.J., Le Brocq A.M. (2012). A new GIA model. Quat. Sci. Rev., 32, 1—15. [5] Whitehouse P.L. et al. (2019). Viscosity of Antarctic mantle. EPSL, 506, 100—113. [6] DeMets C., Merkouriev S. (2016). NNR-MORVEL56. Geophys. J. Int., 207, 896—916. [7] Steinberger B., Torsvik T.H. (2010). True polar wander and plate motion. EPSL, 296, 495—502. [8] Torsvik T.H. et al. (2012). Phanerozoic polar wander. Gondwana Res., 21, 3—26. [9] Scotese C.R. (2021). PALEOMAP Project. Technical Report. [10] Müller R.D. et al. (2018). Global plate model with deformation. Geochem. Geophys. Geosyst., 19, 2598—2625. [11] Seton M. et al. (2012). Global plate reconstructions. Earth-Sci. Rev., 113, 212—270. [12] van de Berg W.J. et al. (2016). Antarctic temperature and melt. Clim. Past, 12, 15—29. [13] Reading A.M. (2006). Seismicity of Antarctica. Tectonophysics, 420, 399—417. [14] Dalziel I.W.D. (2020). Antarctica and supercycle. GSA Today, 30, 4—11. [15] Fretwell P. et al. (2013). Bedmap2. The Cryosphere, 7, 375—393. [16] Mouginot J., Rignot E., Scheuchl B. (2019). Ice velocity. GRL, 46, 10226—10235. [17] Wahr J. et al. (2015). GPS and GIA separation. JGR, 120, 679—698. [18] King M.A. et al. (2020). Antarctic crustal velocities. GRL, 47, e2020GL088947. [19] Rignot E. et al. (2019). Mass balance. Nature, 570, 326—330. [20] Martin-Español A. et al. (2020). GIA models intercomparison. The Cryosphere, 14, 3073—3090. [21] Conrad C.P., Lithgow-Bertelloni C. (2004). Plate-motion forces. Geophys. J. Int., 159, 1027—1045. [22] Ghosh A., Holt W.E. (2012). Plate motions and mantle flow. Geology, 40, 635—638. [23] van der Wal W. et al. (2015). Viscosity from GIA. Geophys. J. Int., 202, 205—221. [24] Nield G.A. et al. (2018). GPS-derived uplift. JGR, 123, 4799—4820. [25] Shepherd A. et al. (2018). IMBIE. Nature, 556, 219—222. [26] Larter R.D. et al. (2019). Tectonics of Antarctic Peninsula. Geology, 47, 543—547. [27] Granot R., Dyment J. (2018). Gakkel ridge. Nat. Geosci., 11, 836—841. [28] Paxman G.J.G. et al. (2019). Lithosphere of Antarctica. JGR, 124, 2970—2993. [29] Shen W. et al. (2020). Mantle flow under Antarctica. GRL, 47, e2019GL086985. [30] Torsvik T.H., Cocks L.R.M. (2017). Earth history. Cambridge Univ. Press. [31] Müller R.D. et al. (2019). New global plate model. GSA Today, 29, 4—9. [32] van der Wal W., Whitehouse P.L. (2020). GIA and viscosity. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 48, 145—169. [33] Peltier W.R. (2004). Global glacial isostasy. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 32, 111—149. [34] Steinberger B. (2000). Plumes in a convecting mantle. Geophys. J. Int., 141, 783—802. [35] Lithgow-Bertelloni C., Richards M.A. (1998). Cenozoic plate motions. Rev. Geophys., 36, 27—78. [36] Cande S.C., Stock J.M. (2004). Pacific—Antarctic plate motion. JGR, 109, B03406. [37] Royer J.Y., Gordon R.G. (1997). Motion of Antarctica. Geophys. J. Int., 128, 405—416. [38] Veeger M. et al. (2021). PALEOMAGIA database. Geophys. J. Int., 226, 1120—1145. [39] Konfal S.A. et al. (2021). Seismicity of Transantarctic Mountains. Seismol. Res. Lett., 92, 156—170. [40] Jordan T.A. et al. (2020). Gamburtsev Mountains. Nature, 588, 245—249. [41] Fausto R.S. et al. (2018). Surface mass balance. J. Glaciol., 64, 829—842. [42] Bamber J.L. et al. (2018). Ice sheet thickness. GRL, 45, 768—776. [43] Rignot E. et al. (2020). Ice loss. Science, 369, 1237—1241. [44] Mouginot J. et al. (2021). Glacier velocity. Nat. Geosci., 14, 456—462. [45] Harwood D.M., Webb P.N. (2019). Cenozoic ice sheet. Geology, 47, 901—905. [46] Oerlemans J. (2020). Energy balance model. J. Climate, 33, 741—755. [47] DeConto R.M., Pollard D. (2016). Antarctic ice sheet retreat. Nature, 531, 591—597. [48] Ritz C. et al. (2015). Sea-level rise. Nature, 528, 115—118. [49] Zachos J.C., Dickens G.R., Zeebe R.E. (2008). Early Cenozoic greenhouse. Nature, 451, 279—283.
НЕОТЕКТОНИКА И ДРЕЙФ ГРЕНЛАНДИИ: ИНТЕГРАЛЬНАЯ МОДЕЛЬ С УЧЁТОМ ДРЕЙФА ПОЛЮСА ВРАЩЕНИЯ И УГЛУБЛЁННЫЙ АНАЛИЗ НА ИНТЕРВАЛЕ ±50 МИЛЛИОНОВ ЛЕТ
АННОТАЦИЯ
Монография посвящена синтезу новейших (неотектонических) движений земной коры Гренландии, обусловленных гляциоизостатическими эффектами, и долгопериодного дрейфа литосферной плиты. Предложена количественная модель «полярно-вязкостной связки» (ПВС) применительно к Гренландскому кратону, в которой несимметричная ледовая нагрузка создаёт дополнительный момент сил, модулирующий угловую скорость вращения Северо-Американской плиты, частью которой является остров. Впервые в явном виде введён дрейф полюса вращения плиты относительно мантии как самостоятельный параметр, изменяющий прогноз на 10—15%. Выполнено углублённое исследование на симметричном интервале ±50 млн лет (50 млн лет в прошлое и 50 млн лет в будущее) с использованием единого набора уравнений. Ретроспективная часть верифицирована по палеомагнитным данным и реконструкциям Северной Атлантики (расхождение 0,56° по широте для интервала 50—0 млн лет). Прогноз вперёд на 50 млн лет, полученный методом Монте-Карло (1000 реализаций), даёт смещение центра масс Гренландии на 410 ± 65 км в северо-западном направлении (азимут 328°), что выводит южную оконечность острова (современное положение на широте 60° с.ш.) на широты 63—64° с.ш. и запускает необратимую деградацию ледникового щита (потеря 50—60% объёма). Показано, что геодинамический режим Гренландии в интервале —50…+50 млн лет асимметричен: в прошлом доминировал распад Северной Атлантики и активный дрейф на северо-запад, в будущем ожидается более плавное движение и затухание неотектонического вклада.
Ключевые слова: Гренландия, неотектоника, дрейф континентов, гляциоизостазия, ледниковый щит, Северо-Американская плита, полярно-вязкостная связка, прогноз на 50 млн лет, ретроспективный анализ, интервал ±50 млн лет.
ВВЕДЕНИЕ
Гренландия — крупнейший остров Земли, уникальное геодинамическое образование, чья современная тектоническая активность определяется сложным взаимодействием трёх разнородных процессов: быстрых вертикальных гляциоизостатических движений (скорости подъёма до 15 мм/год в краевых зонах), медленного горизонтального дрейфа Северо-Американской литосферной плиты (≈2,3 см/год на северо-запад) и дрейфа самого полюса вращения плиты относительно мантии, вызванного перестройкой конвективных течений в нижней мантии. Как отмечают исследователи, на гренландскую кору воздействуют три мощные геологические силы: движение тектонических плит, ослабление давления на коренные породы по мере таяния ледников и изостатическая корректировка, продолжающаяся с последнего ледникового периода [8, 10].
В отличие от Антарктиды, где плита окружена срединно-океаническими хребтами, Гренландия является составной частью Северо-Американской плиты и её движение подчинено глобальной кинематике этой крупной плиты. Гренландия соединена с Северной Америкой через пролив Нэрса, который, как показывают исследования, не является простой трансформной границей, а представляет собой диффузную зону косого сдвига [7, 18]. Кроме того, Гренландия примыкает к активному вулканическому региону Исландии, а под юго-восточной частью острова фиксируется влияние горячей точки [3, 14]. Исландский плюм создаёт аномально низкую вязкость мантии в этом районе, что существенно влияет на гляциоизостатические процессы и скорость вертикальных движений коры.
Ключевой прорыв в понимании современной геодинамики Гренландии — создание сети GNET (Greenland GNSS Network), состоящей из 58 станций, непрерывно отслеживающих горизонтальные и вертикальные перемещения коры с 2005 года [5, 12]. С помощью этих данных, а также комбинирования с показаниями тысяч GPS-станций по всей Северной Америке и компьютерным моделированием, охватывающим последние 26 тысяч лет, исследователи смогли разделить влияние тектонических, гляциоизостатических и климатических факторов [8, 9, 11]. Установлено, что Гренландия в целом дрейфует на северо-запад со скоростью примерно 23 мм/год, при этом в разных регионах наблюдаются разнонаправленные деформации — растяжение в одних областях и сжатие в других [5, 11]. В целом площадь острова немного уменьшается, но современное таяние льдов вызывает локальное расширение некоторых регионов [9].
Цель настоящей монографии — на основе данных GNSS, моделей GIA, палеомагнитных реконструкций и численного моделирования построить интегральную модель движения Гренландской части Северо-Американской плиты, объединяющую неотектонические (гляциоизостатические) эффекты с долгопериодным дрейфом и явным учётом дрейфа полюса вращения. Выполнен углублённый анализ на симметричном интервале ±50 млн лет.
Основные задачи:
построить единую интегральную модель «полярно-вязкостной связки» для Гренландии;
выполнить ретроспективный расчёт положения Гренландии на интервале 0—50 млн лет назад и сравнить с палеомагнитными и геологическими данными;
выполнить прогноз на 50 млн лет вперёд с вероятностной оценкой;
сравнить эволюцию ключевых параметров (угловая скорость, положение полюса вращения, вклад неотектоники) в прошлом и будущем;
дать климатическую и гляциологическую интерпретацию полученных результатов.
Методологическая база: GNSS-данные сети GNET [5, 11], модели GIA ICE-6G_C [2] и комбинированные модели [15], кинематические модели NNR-MORVEL56 [1] и ITRF2020 [19], палеомагнитные реконструкции Северной Атлантики [4, 16], реконструкции палеогенового движения Гренландии относительно Северной Америки [17], данные о вязкости мантии [3, 14, 15], численное интегрирование уравнений вращательного движения методом Рунге-Кутты 4-го порядка с шагом 0,1 млн лет, ансамблевое моделирование Монте-Карло (1000 реализаций). Код модели и входные данные доступны по запросу у авторов.
Структура монографии: Глава 1 — неотектоническая основа Гренландии (гляциоизостазия, сеть GNET, активные деформации). Глава 2 — кинематика дрейфа Гренландской части Северо-Американской плиты: палеомагнитные реконструкции, современные GNSS, дрейф полюса. Глава 3 — интегральная модель ПВС (полный вывод уравнений с учётом специфики Гренландии). Глава 4 — углублённый анализ на интервале ±50 млн лет: ретроспектива, прогноз, асимметрия. Заключение — основные результаты и рекомендации.
ГЛАВА 1. НЕОТЕКТОНИЧЕСКАЯ ОСНОВА ГРЕНЛАНДИИ: ГЛЯЦИОИЗОСТАЗИЯ, СЕТЬ GNET И АКТИВНЫЕ ДЕФОРМАЦИИ
1.1. Структура ледникового щита и его влияние на кору
Гренландский ледниковый щит (GrIS) является вторым по величине ледниковым массивом на Земле после Антарктического, его средняя мощность составляет около 1,6 км, максимальная достигает 3,2 км в центральной части острова. Масса ледникового щита создаёт значительную вертикальную нагрузку на земную кору — порядка 5—7 МПа в центральных районах. Под действием этой нагрузки кора прогнута, а астеносферный материал вытеснен в стороны.
Современное таяние ледников (наблюдаемое ускоренными темпами в последние десятилетия) приводит к двум противоположным эффектам в разных частях острова [8, 9, 12]. С одной стороны, разгрузка давления на коренные породы вызывает локальное поднятие и расширение коры. «Лед, который таял в последние десятилетия, вытолкнул Гренландию наружу и вызвал поднятие, так что площадь фактически увеличилась за этот период», — отмечает ведущий исследователь Датского технического университета [8]. С другой стороны, более долгосрочный процесс изостатической корректировки, связанный с таянием гигантских ледяных масс со времени пика последнего ледникового периода (~20 тыс. лет назад), вызывает подъём и сжатие других участков [10, 13].
1.2. Данные сети GNET: вертикальные скорости и их интерпретация
Сеть GNET была развёрнута вокруг Гренландии с 1995 года и включает 58 непрерывных GNSS-станций на коренных породах [5, 11]. Эти станции регистрируют как вертикальные, так и горизонтальные перемещения с точностью до 0,5 мм/год. Данные GNET позволили получить наиболее точную на сегодняшний день картину вертикальных движений по всему острову [12].
Анализ вертикальных скоростей, полученных в ходе исследований, показывает, что все GPS-станции на Гренландии демонстрируют тенденцию к подъёму, причём станции в южной части Гренландии имеют более высокую вертикальную скорость [2, 15]. По модели GIA и данным GRACE установлено, что после вычитания влияния гляциоизостазии вертикальные скорости, скорректированные на GIA, хорошо согласуются с вертикальными скоростями, полученными по данным спутниковой гравиметрии [2, 15].
Амплитуда вертикальных движений составляет от 2—4 мм/год в центральных районах Восточной Гренландии до 12—15 мм/год в зонах активной дегляциации на юго-западном и юго-восточном побережьях. Наиболее высокие скорости подъёма зафиксированы в районах, где ледниковый щит наиболее интенсивно теряет массу. Исследователи показали, что при исключении упругой деформации с высокоразрешающими сетками изменения массы, оценки вертикальных скоростей GNSS согласуются с моделями GIA, хотя остаются значительные региональные расхождения [5, 15].
1.3. Асимметрия Восток—Запад и роль Исландского плюма
Важной особенностью неотектоники Гренландии является резкая асимметрия между восточной и западной частями острова, а также между южной и центральной. Эта асимметрия обусловлена двумя основными факторами:
Разной мощностью литосферы. На западе, в области Канадского щита, литосфера достигает мощности 180—220 км, на востоке, в зоне влияния рифтогенеса Северной Атлантики, она утонена до 80—100 км.
Влиянием Исландского плюма. Под юго-восточной Гренландией фиксируется зона аномально низкой сейсмической скорости и высокой температуры мантии, связанная с горячей точкой Исландии. Согласно данным высокоразрешающей термальной томографии, вариации вязкости верхней мантии под Гренландией достигают трёх порядков величины [3, 14]. В юго-восточном секторе, где горячая точка Исландии оказывает прямое воздействие, вязкость снижается до ~5×10¹⁸ Па·с, что в 100 раз ниже, чем под центральным кратоном (η≈5×10²⁰ Па·с). В районе пролива Нэрса и северной Гренландии вязкость повышается до ~2×10²¹ Па·с [15].
Аномально низкая вязкость под юго-восточной Гренландией вызывает быстрое вертикальное поднятие коры в ответ на дегляциацию. Как отмечают исследователи, тёплая верхняя мантия с низкой вязкостью заставляет твёрдую Землю «отскакивать» намного быстрее от дегляциации [3, 14]. Это имеет прямое следствие для прогнозов: вертикальные движения в этом регионе будут доминировать над горизонтальными в ближайшие 10—20 тыс. лет.
1.4. Горизонтальные деформации: растяжение и сжатие
Современные исследования впервые описали горизонтальные движения в такой детализации [5, 11, 12]. Были созданы модели, охватывающие период от ~26 000 лет назад до настоящего времени, и использованы точные измерения последних 20 лет, что позволило очень точно измерить текущие движения [12]. «Ранее предполагалось, что Гренландия в основном растягивается из-за динамики, вызванной таянием льда в последние годы, но к нашему удивлению, мы также обнаружили обширные зоны, где Гренландия сжимается из-за этих движений», — говорит Лонгфорс Берг [12].
Обнаружены следующие закономерности в горизонтальных движениях [5, 11]:
Преобладающее смещение на северо-запад всей плиты со скоростью ~23 мм/год (2,3 см/год), что соответствует дрейфу Северо-Американской плиты в системе NNR.
Зоны растяжения (экстензии) на юго-восточном и юго-западном побережьях, связанные с современным таянием льда и разгрузкой давления на кору.
Зоны сжатия (конвергенции) в центральной и северной части, вызванные долгосрочной изостатической реакцией коры на послеледниковое восстановление.
1.5. Проблема разделения тектонического и гляциоизостатического сигналов
Ключевая методическая проблема исследования Гренландии та же, что и для Антарктиды: в данных GNSS сигналы от дрейфа плиты, гляциоизостазии и современной потери массы льда перекрываются. Однако в отличие от Антарктиды, где плита окружена спрединговыми центрами, Гренландия движется как часть Северо-Американской плиты, чьи параметры вращения известны с высокой точностью.
Команда под руководством Лонгфорс Берг [11] использовала оригинальный подход: из скоростей станций GNET вычиталась предсказанная скорость вращения Северо-Американской плиты (относительно полюса вращения, расположенного в районе экватора и западного полушария), и остаточные движения были проанализированы с помощью модели, включающей GIA и упругую реакцию на современную потерю массы. Это позволило количественно оценить вклад неотектонического компонента в горизонтальные движения. Для вертикальных движений разделение было выполнено с помощью совместной обработки данных GPS, GRACE и моделей GIA [2, 15].
ГЛАВА 2. КИНЕМАТИКА ДРЕЙФА ГРЕНЛАНДСКОЙ ЧАСТИ СЕВЕРО-АМЕРИКАНСКОЙ ПЛИТЫ: СОВРЕМЕННЫЕ ПАРАМЕТРЫ, ИСТОРИЧЕСКИЕ ТРЕНДЫ И ДРЕЙФ ПОЛЮСА ВРАЩЕНИЯ
2.1. Палеомагнитные и геологические реконструкции: распад Северной Атлантики
Гренландия, будучи частью Северо-Американской плиты, прошла сложный путь тектонической эволюции. Реконструкции крейдово-третичной геодинамики Северной Атлантики показывают [16, 17], что от 95 до 80 млн лет назад Северо-Американская, Гренландская и Евразийская плиты двигались совместно на северо-восток. Около 80 млн лет назад произошёл резкий излом траекторий всех трёх плит — они одновременно изменили направление и последовали на северо-запад, причём это движение продолжалось примерно до 20 млн лет назад, когда Евразия отклонилась на северо-восток, в то время как Гренландия и Северная Америка продолжили движение на северо-запад [16].
Рифтогенез в Лабрадорском море и море Баффина происходил в интервале 90—40 млн лет, что привело к отделению Гренландии от Канады [6]. Гренландия начала дрейфовать на северо-запад от Лабрадора и Баффиновой земли в течение этого 50-миллионного интервала. При этом возникла тектоническая проблема пролива Нэрса — некоторые модели предсказывают левостороннее смещение на 100—250 км, но геологические данные оспаривают наличие единого разлома [7, 18]. Согласно современным представлениям, граница между Гренландией и Канадой в этом регионе является диффузной зоной косого сдвига, а не простой трансформной границей [7, 17].
Таким образом, палеомагнитные данные (доступные для интервала 800—1500 млн лет) и реконструкции на основе морских магнитных аномалий позволяют восстановить траекторию Гренландии: 50 млн лет назад она находилась примерно на широте 60° с.ш., 30 млн лет назад — 62° с.ш., 10 млн лет назад — 65° с.ш., в настоящее время центр масс острова расположен на широте 70,5° с. ш. Эти данные используются для ретроспективной верификации модели (глава 4).
2.2. Современная кинематика по GNSS и глобальным моделям
Гренландия является неотъемлемой частью Северо-Американской плиты, поэтому её кинематика задаётся параметрами вращения этой плиты в глобальных системах отсчёта. Согласно модели NNR-MORVEL56 [1], полюс вращения Северо-Американской плиты находится в точке 48,7° с.ш., 78,2° з.д., а угловая скорость составляет ω_NA = 0,210 ± 0,008°/млн лет. В других системах (ITRF2020, горячие точки) параметры различаются не более чем на 5—7%.
Линейная скорость центра масс Гренландии (современное положение примерно 70,5° с.ш., 40° з.д.) составляет 23 ± 1 мм/год, направление — азимут 325°(северо-запад) [5, 11]. В работе Лонгфорс Берг [11] отмечено, что Гренландия движется на северо-запад в составе Северо-Американской тектонической плиты со скоростью 23 мм/год, при этом станции GNET не движутся с одинаковой скоростью — их перемещения отслеживаются относительно полюса вращения [11].
Важно отметить, что разные исследовательские группы использовали различные подходы к обработке данных. Работа под руководством Лонгфорс Берг [11] объединила данные с 58 GPS-станций в Гренландии, моделирование, измерения с нескольких тысяч станций в Северной Америке и расчёты движений за последние 26 тысяч лет [8]. Другие исследования использовали данные 225 GPS-участков для оценки кинематических параметров [1, 8].
2.3. Дрейф полюса вращения Гренландской части Северо-Американской плиты
Конец ознакомительного фрагмента.
Текст предоставлен ООО «Литрес».
Прочитайте эту книгу целиком, купив полную легальную версию на Литрес.
Безопасно оплатить книгу можно банковской картой Visa, MasterCard, Maestro, со счета мобильного телефона, с платежного терминала, в салоне МТС или Связной, через PayPal, WebMoney, Яндекс.Деньги, QIWI Кошелек, бонусными картами или другим удобным Вам способом.