Глава 07. ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ ПРОТЕРОЗОЯ И ФАНЕРОЗОЯ (1119269), страница 3
Текст из файла (страница 3)
Деформации Большого иМалого Кавказа вызываются давлением Аравийской плиты на этот район Евразии, однакоскорость сближения плит здесь существенно меньше – всего 1,5–2 см/год. Поэтомуменьшей здесь оказывается и сейсмическая активность региона.206Рис. 7.2. Ламонтская палеомагнитная шкала (время дано в млн лет)Важность приведенных расчетов очевидна, поскольку они позволяютколичественно оценивать современную тектоническую активность Земли и объемымагматических излияний в современных рифтовых зонах.
Но, оказывается, пользуясьаналогичной методикой и последовательно совмещая друг с другом одновозрастныемагнитные аномалии, можно и для прошлых геологических времен строить точныереконструкции положения континентов и океанов (со срединно-океаническими хребтамив них) и определять скорости раздвижения или пододвигания под островные дугиокеанского дна.
За последние годы большое число таких палеогеодинамическихреконструкций было построено Л.П. Зоненшайном и его коллегами (1976, 1977) для всеговременного интервала существования магнитных аномалий на современном океанскомдне, т. е. с позднего мезозоя и до наших дней.Все океанические плиты, сформировавшиеся раньше поздней юры, уже успелипогрузиться в мантию под современными или древними зонами поддвига плит, и,следовательно, не сохранилось на океанском дне и магнитных аномалий, возраст которыхпревышал бы 150 млн лет.
Поэтому для более древних геологических эпох могутстроиться только приближенные палеогеографические реконструкции с использованиемпалеомагнитных данных по континентам. Такие реконструкции, построенные А. Смитоми Дж. Брайденом (1977), охватывают интервал времени до раннего триаса включительно(220 млн лет). В России аналогичные реконструкции были построены А.М. Городницкими Л. П.
Зоненшайном для всего фанерозоя (1977).Рис. 7.3. Карта литосферных плит и скорости их взаимных перемещений (Галушкин, Ушаков, 1978): 1 – океанические рифтовые зоны итрансформные разломы; 2 – континентальные рифтовые зоны; 3 – зоны поддвига океанических литосферных плит под островные дуги; 4 – то же,под активные окраины континентов андийского типа; 5 – зоны “столкновения” (коллизии) континентальных плит; 6 – трансформные (сдвиговые)границы плит; 7 – литосферные плиты; 8 – направления и скорости (см/год) относительного движения плит2072087.2. Образование литосферных плит и происхождение срединно-океаническиххребтовЛитосферная оболочка Земли представляет собой охлажденную и полностьюраскристаллизованную часть верхней мантии, подстилаемую снизу горячим, а подокеанами и частично расплавленным веществом астеносферы.
В этом случае естественнопредположить, что океанические литосферные плиты образуются за счет остывания иполной кристаллизации частично расплавленного вещества астеносферы, подобно томукак это происходит, например, на реке при замерзании воды и образовании льда.Кристаллические породы литосферы – по сути, это тот же “силикатный лед” для частичнорасплавленного силикатного вещества астеносферы. Разница состоит лишь в том, чтообычный лед всегда легче воды, тогда как кристаллические силикаты всегда тяжелеесвоего расплава. Если это действительно так, то дальнейшее решение задачи обобразовании океанических литосферных плит уже не представляло большого труда,поскольку процесс кристаллизации воды хорошо изучен.Для континентальной литосферы такую аналогию предложить сложнее, посколькуона подстилается хоть и “горячей” мантией, но с температурой более низкой, чемтемпература начала плавления мантийного вещества (см.
рис. 6.2). В частности, этимобъясняется факт жесткого состояния континентальных литосферных плит до глубиноколо 250 км, глубже которых уже залегает пластичная мантия. Физическая природатакого перехода от жесткого к пластичному состоянию верхней мантии подконтинентами, вероятно, может быть связана с дезинтеграцией мантийного вещества,происходящей, например, под влиянием высоких давлений. Действительно, можноожидать, что с увеличением давления до уровня, при котором энергия дополнительнойактивации мантийного вещества ∆W = p·∆V, вызванная увеличением давления p и егосжатием ∆V, превысит энергию связи кристаллов в поликристаллическом веществе.
Послеэтого должно произойти нарушение межкристаллических связей в мантийном веществе,при сохранении в неизменном виде кристаллических структур самих минеральных зерен.В результате такой дезинтеграции, происходящей с поглощением энергии ∆W, жесткое ипрочное поликристаллическое мантийное вещество как бы “рассыпается” на отдельныемелкие зерна и превращается в сыпучее тело, ведущее себя подобно пластичномувеществу высокой вязкости. В этом случае фазовый переход на подошве континентальныхплит должен обладать свойствами эндотермической границы (см. рис.
6.2).Процессобразованияокеаническихлитосферныхплитпомоделикристаллизационного механизма можно представить себе следующим образом.Образование рифтовых зон (и в океанах и на континентах) происходит благодарярасколам литосферных плит за счет приложенных к ним напряжений растяжения, т.е. помодели пассивного рифтогенеза (Леонов, 2001). В зазор между расходящимися плитамиподнимаются горячие расплавы базальтов, выделившиеся из частично расплавленноговещества астеносферы.
Попадая на поверхность океанского дна, базальты охлаждаются,твердеют и кристаллизуются, превращаясь в породы литосферы. По мере раздвиженияплит образовавшиеся ранее участки литосферы “промерзают” все глубже и глубже, и подпородами базальтового состава уже кристаллизуется мантийное вещество астеносферы, ана их место в новые рифтовые расколы поступают новые порции базальтов иастеносферного вещества, и процесс повторяется. Начатый в рифтовых зонах процессформирования литосферных плит продолжается под склонами срединно-океаническиххребтов и абиссальными котловинами за счет постепенного остывания и полнойкристаллизацииисходногогорячегомантийноговещества,последовательно“примораживаемого” снизу к подошве литосферы. Очевидно при этом, что чем дольшемантийное вещество, поднявшееся на поверхность Земли, охлаждается, тем на большуюглубину оно “промерзнет” и кристаллизуется.
Следовательно, под более древними209участками океанического дна, расположенными дальше от рифтовых зон, толщиналитосферы (т.е. слоя охлажденной и раскристаллизованной мантии) будет большей.По-видимому, впервые предположение о переменной мощности океаническойлитосферы было высказано Дьюи и Бердом (1970), которые связывали возрастаниеглубины океана по мере удаления от рифтовых зон с увеличением мощности литосферы.Однако эти авторы количественно не исследовали физические причины такого опусканияокеанического дна. Несколько позже такие исследования были проведены.
Оказалось, чтоглубина “промерзания” расплава (будь то вода, базальтовая магма или частичнорасплавленноевеществоастеносферы)определяетсярешениемуравнениятеплопроводности, из которого можно получить простую зависимость толщины океанической литосферы Hl от ее возраста t (Сорохтин, 1973; Parker, Oldenburg, 1973):HL = k ⋅ t .(7.1)Отсюда легко находится и обобщенная модель строения океанических литосферных плит(рис. 7.4).Рис. 7.4. Обобщенная модель строения океанической литосферы: 1 – поверхность океана; 2 – океаническаякора; 3 – океаническая литосфера; 4 – астеносфераКоэффициент k можно найти подстановкой в уравнение теплопроводности такихтрудноопределяемых параметров среды, как температура астеносферы и солидусамантийного вещества, а также коэффициента его температуропроводности.
Если толщинулитосферы HL выражать в километрах, а возраст t – в миллионах лет, то в зависимости отпринятых параметров среды, оказывается, что коэффициент k находится в пределах 6 < k< 9,5 (рис. 7.5).Рис. 7.5. Зависимость мощности океанической литосферы от ее возраста: 1 – модель Паркера–Олденбурга(1973), k ≈ 9,4; 2 – модель Сорохтина (1973), k ≈ 8,6; 3 – модель Йоши (1975), k ≈ 7,5; 4 – кривая,построенная по анализу теплового потока (Сорохтин, Ушаков, 1991) k ≈ 6,1210Для определения коэффициента k можно воспользоваться и эмпирическимиданными.
Так, мощность литосферы под о. Гавайи, судя по сейсмологическим данным,приблизительно равна HL ≈ 60 км (считая от поверхности океанического дна), а возрасткоры равен 90 млн лет. Тогда получаем H L ≈ 6,3 ⋅ t (рис. 7.6).Таким образом, кристаллизационная модель неплохо соответствует реальномумеханизму образования океанических литосферных плит. В этой модели толщиналитосферы определяется глубиной охлаждения и кристаллизации мантийного вещества иследовательно зависит от времени экспозиции вещества мантии на поверхности Земли.Поэтому мощность литосферы под срединно-океаническими хребтами не являетсяпостоянной, а закономерно увеличивается по мере удаления от рифтовых зон. В центрерифтовых долин мощность литосферы минимальна и астеносфера выходит почти наповерхность Земли.Рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
