Глава 07. ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ ПРОТЕРОЗОЯ И ФАНЕРОЗОЯ (1119269), страница 4
Текст из файла (страница 4)
7.6. Разрез океанической литосферы. Области существования: Lpl – плагиоклазовых лерцолитов; Lpx –пироксеновых лерцолитов; Lsp – шпинелевых лерцолитов; Lgr – гранатовых лерцолитов. Областивыплавления: Thβ – толеитовых базальтов; αβ – щелочных базальтов; Olβ – оливиновых базальтов; πβ –пикритовых базальтовПороды литосферы тяжелее подстилающего их горячего вещества астеносферы(примерно на 0,1 г/см3). Следовательно, чем толще океаническая литосфера, тем набольшую глубину она погружается в мантию и тем ниже опускается ее поверхность.Поэтому закон опускания океанского дна определяется все той же корневой зависимостьюот возраста литосферы, т.е.
от возраста самого океанского дна. По этой зависимостисамый высокий уровень стояния океанского дна должен быть там, где литосфера моложеи тоньше всего, т.е. в океанических рифтовых зонах, расположенных на гребняхсрединно-океанических хребтов. По мере же удаления от гребней этих хребтов глубинаокеана должна возрастать пропорционально увеличению толщины литосферы, т.е. все потому же корневому закону. Подстановкой в этот закон средних значений плотностилитосферы, астеносферы и воды (соответственно равных 3,31; 3,19 и 1 г/см3) получим211выражение, определяющее разность ∆h между уровнем стояния гребня срединноокеанического хребта и данной точкой океанского дна с возрастом t (Сорохтин, 1973):∆h ≈ 0,35 t .(7.2)Если описанная модель образования океанических литосферных плит верна, то ивыведенный на ее основе приведенный теоретический закон должен правильно осреднятьреальный рельеф океанического дна.
Проверить это не сложно. Результаты такойпроверки показаны на рис. 7.7а и 7.7б. Как видно из рисунков и массы других примеров,осредненные профили всех срединно-океанических хребтов действительно очень неплохоаппроксимируются одной и той же зависимостью ∆h ≈ 0,35 t .
При этом теоретическоезначение коэффициента пропорциональности в найденном законе неплохо совпало с егоосредненным эмпирическим значением.Рис. 7.7. Аппроксимация глубин океана на склонах срединно-океанических хребтов зависимостью∆h ≈ 0,35 t (Сорохтин, 1973): а –Срединно-Атлантический хребет в Южной Атлантике (скоростьраздвижения плит 2×1,8 см/год); б – Восточно-Тихоокеанское поднятие, широтный разрез через Гавайскиеострова (скорость раздвижения плит около 2×5 см/год)Если океанические литосферные плиты действительно тяжелее веществаастеносферы, то возникает вопрос, почему же тогда литосферные плиты не тонут вгорячей мантии? В отношении океанических плит такой вопрос не совсем корректен,212поскольку все они рано или поздно, но погружаются в мантию и тонут в ней под зонамиподдвига плит.
Именно поэтому вся современная океаническая литосфера моложе 150млн лет, поскольку более древние ее фрагменты уже давно утонули в горячей мантии. Впределах же 150 млн лет океаническая литосфера сохраняется на плаву подобнометаллическим судам, плавающим по поверхности воды. Действительно, стабильные (неопускающиеся в мантию) океанические плиты по строению напоминают гигантскиеблюдца, ограниченные со всех сторон приподнятыми бортами – гребнями срединноокеанических хребтов и континентальными окраинами (например, литосфера подАтлантическим океаном). Благодаря этому у таких плит возникает нейтральнаяплавучесть, поскольку по закону Архимеда вес вытесняемой из-под них астеносферыоказывается равным весу самих плит и заполняющей литосферные “блюдца”(абиссальные котловины) воды.
Возникающие же в таких плитах разломы обычно быстросамозалечиваются путем кристаллизации проникающих в них базальтовых магм.В теле океанических литосферных плит при их погружении в астеносферувозникают избыточные напряжения, величина которых тем больше, чем глубже такиеплиты “проседают” в мантию, т.е. чем древнее сами плиты. Используя приведенную вышезависимость глубины океана от возраста его дна, легко рассчитать, что в литосферныхплитах, образовавшихся ранее 150 млн лет назад, должны возникать напряжения,превышающие 1 т/см2, т.е.
предел прочности самой литосферы. С этим, по-видимому, исвязано то, что предельный возраст океанических плит примерно равен 150 млн лет.Что же касается континентальных плит, то они не тонут, так как к их тяжелоймантийной части сверху “припаяна” легкая континентальная кора с запасом“положительной плавучести”.
В результате средняя плотность континентальных плитвсегда оказывается меньшей, чем средняя плотность горячей мантии, в которую такиеплиты погружены.Решение уравнения теплопроводности позволяет определить также тепловойпоток, пронизывающий океаническое дно. Он тоже зависит от возраста литосферныхплит, но только обратно пропорционален его квадратному корню. Путем сопоставлениятеоретических расчетов с наблюденными тепловыми потоками на участках океаническогодна с их неискаженными значениями при t >50 млн лет (см. рис. 5.12) удалось определитьэмпирическую зависимость удельных тепловых потоков q, выраженных в единицахтеплового потока 10–6 кал/см2·с, от возраста океанского дна t, выраженного в миллионахлет: q ≈ 13,2 t (Городницкий, Сорохтин, 1981).
Из этой зависимости легко находится исреднее значение теплового потока через океанское дно возрастом от 0 до τ: q ≈ 26,4 τ .Если принять максимальный возраст океанических плит в среднем равным 120 млн лет, тотогда оказывается, что q ≈ 2,41 ⋅ 10 −6 кал/см2·с. Площадь всех океанов и окраинных морей сокеанической корой приблизительно равна 3,06·1018 см2, отсюда найдем, что черезокеанское дно в настоящее время теряется около 7,37·1012 кал/с, или 3,09·1020 эрг/с тепла,т.е. около 72% всего теряемого Землей тепла (около 4,3·1020 эрг/с).7.3.
Строение и функционирование зон поддвига литосферных плитВысказанная О. Фишером идея о возможности пододвигания океанского дна подостровные дуги была подкреплена примерно через 50 лет после проведения в середине30-х годов ХХ в. Ф. Венинг-Мейнесом измерений гравитационного поля над этимиструктурами и примыкающими к ним глубоководными желобами. Оказалось, чтоприостровным склонам глубоководных желобов и самим желобам соответствуют отрицательные аномалии силы тяжести, достигающие 200 мГал, тогда как над самимиостровными дугами в большинстве случаев наблюдаются положительные аномалии самплитудой до 100–150 мГал.
Происхождение этих сопряженных гравитационных213аномалий Ф. Венинг-Мейнес связал с динамическим эффектом сжатия и поддвигаокеанского дна под островные дуги.Следующий шаг в изучении активных переходных зон от океанов к континентамбыл сделан японским сейсмологом К. Вадати, установившим наличие глубиннойсейсмофокальной поверхности, падающей от океана под островные дуги, и американскимсейсмологом X. Беньофом, исследовавшим эти зоны более подробно и показавшим, чтопо ним происходит надвиг блоков континентальной коры и верхней мантии наокеаническую кору. Примерно в те же годы академик А.Н. Заварицкий отметилгенетическую связь андезитового вулканизма с выявленными К. Вадати глубинныминаклонными сейсмофокальными зонами, тем самым связав воедино процессформирования континентальной коры с тектоническими движениями. Учитывая этувзаимосвязь и вклад ученых в изучение глубинной сейсмоактивной зоны обычноименуемой зоной Беньофа, справедливо было бы назвать ее зоной Вадати–Заварицкого–Беньофа или сокращенно зоной ВЗБ.Современная модель строения и развития зон поддвига плит Курильского типа,основанная на учете упругопластичных свойств литосферы, была разработана в Институтеокеанологии АН СССР и смоделирована в МГУ.
По этой модели процесс поддвигалитосферных плит напоминает процесс торошения речного льда при сжатии. Как и вслучае со льдом, пододвигаемая плита испытывает сильное давление со сторонынадвигаемой на нее плиты. Под влиянием избыточного давления, создаваемогогоризонтальным напряжением сжатия и весом надвинутой части верхней плиты, в нижней(пододвигаемой) плите развиваются пластические деформации, она меняет направлениесвоего движения и начинает круто опускаться в мантию. При этом опять основноеотличие сравниваемых процессов состоит в том, что лед легче воды, тогда какокеанические литосферные плиты всегда несколько тяжелее вещества астеносферы.Сдвиг литосферных плит по наклонной поверхности зоны ВЗБ приводит кнарушению изостатического равновесия и появлению сопряженных положительных иотрицательных гравитационных аномалий над островными дугами (см.
гл. 2). Используяусловие равновесия сил в зоне поддвига плит, можно найти зависимость амплитудывозникающих гравитационных аномалий от предела прочности литосферы. Выполненныепо такой зависимости оценки показали, что предел этот близок к значению 1 т/см2,совпадающему с эмпирическими данными о прочности ультраосновных пород.Трение плит в зоне поддвига сопровождается выделением большого количестватепла, идущего на разогрев и переплавление пород в окрестностях этой зоны. С глубинойвыделение тепла увеличивается, поэтому нижняя и средняя части надвигаемой плитыподвергаются значительно большей магматической переработке и разрушению, чемверхняя.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
