Термотектонические движения

Под этим условным названием понимаются движения, обусловленные периодическими изменениями степени разогрева и соответственно средней плотности вещества внешней (надастеносферной) мантии. Движения представлены несколькими генетическими типами. Одни являются следствием изменений несущей или выталкивающей способности вещества мантии: отрицательные, положительные; другие — следствием вертикальных перемещений свободного уровня мантии: отрицательные и положительные.

Несущая или выталкивающая по отношению к земной коре способность внешней мантии определяется плотностью её верхних горизонтов. Чем больше плотность вещества, тем меньше погружается в него земная кора, и наоборот, чем меньше плотность субстрата, тем глубже проседает в него кора. Согласно сейсмическим данным (Ботт, 1974; Рябой, 1979), плотность подкоровых горизонтов внешней мантии непостоянна. От района к району она изменяется. Интервал вариаций плотности от 3.4 до 3.15–3.20 г/см3. Значения плотности находятся в тесной связи со степенью разогрева недр и с тектонической активностью региона. Максимальные значения плотности характерны для областей относительного тектонического покоя (платформы и плиты). Здесь температуры на поверхности М понижены до +300–700 °С (Рябой, 1979; Моисеенко, Смыслов, 1983). Минимальные значения плотности наблюдаются в областях повышенной тектонической активности (позднегеосинклинагльные орогены, дейтероорогены, области материкового, океанического рифтогенеза и вулканизма), где на той же поверхности температуры превышают +1 000 °С, достигая в отдельных областях +1 200°С.

Отмеченные две связи плотности верхних горизонтов мантии с их прогревом и тектонической активностью имеют принципиальное значение. Первая означает, что плотность является функцией геотермии недр, вторая свидетельствует об изменчивости плотности не только в пространстве, но и во времени. Всякий раз, когда регион переходит из одного тектонического состояния в другое, несущая способность мантии изменяется и земная кора перемещается либо вверх, либо вниз, в зависимости от того, в каком направлении изменяются параметры внешней мантии. Кора воздымается, если мантия остывает и уплотняется; кора проседает, если мантия разогревается и разуплотняется. Амплитуды этих движений зависят не только от степени изменения плотности подкоровых горизонтов мантии, но и от толщины земной коры. Их можно определить, пользуясь уравнениями В. А. Магницкого. При экстремальных изменениях плотности кора толщиной 6 км переместится (всплывает или проседает) всего на 0.5 км, кора толщиной 30 км — на 1.8 км, кора толщиной 50 км — почти на 3 км.

Перемещения коры, обусловленные изменениями выталкивающей способности верхних горизонтов мантии, немыслимы без горизонтальных перетоков подкоровых масс. При погружении коры эти массы вытесняются из-под неё в стороны, при всплытии — наоборот, притекают под всплывающий блок. В том и другом случае изостатическое равновесие в данном секторе планеты нарушается. Следовательно, рассматриваемые типы движений являются антиизостатическими.

Нарушенное равновесие восстанавливается путём возбуждения горизонтальных изостатических движений мантии в более глубоких её горизонтах, вероятнее всего на уровне астеносферы. Изостатические движения по отношению к горизонтальным антиизостатическим движениям, затрагивающим подкоровые горизонты мантии, имеют противоположную направленность и приводят к общему подъёму надастеносферных масс (внешней мантии и коры) в местах разогрева верхнемантийных горизонтов или к общему оседанию этих масс в местах охлаждения. Плотность вещества астеносферы больше плотности подкоровых масс мантии. Вероятно, она составляет 3.4 г/см3 или немного больше. Поэтому вертикальные изостатические движения по сравнению с антиизостатическими имеют меньшую амплитуду. Разница между ними ничтожно мала. Она, как и разница плотностей, не превышает 5–10 %. Поэтому наблюдающиеся проседания коры в местах разуплотнения и разогрева подкорового субстрата или всплытия коры в местах его переуплотнения и охлаждения даже в самых благоприятных условиях, при очень толстой земной коре и максимальных изменениях плотностей субстрата, не превышают первых двух сотен метров. Антиизостатические движения почти полностью нейтрализуются изостатическими.

При изменениях степени разогрева и плотностей мантии меняется не только выталкивающая способность мантии, но также и гипсометрическое положение её гидростатически свободной поверхности. Этот параметр (Т) в уравнениях В. А. Магницкого величина переменная. Её значение зависит от средней плотности надастеносферной мантии и от глубины размещения астеносферы. Это объясняется тем, что внешняя мантия, являющаяся субстратом для плавающей земной коры, в свою очередь плавает на более плотном и более пластичном астеносферном слое. В соответствии с законом Архимеда внешняя мантия выступает над гидростатически свободным уровнем астеносферы на величину



где Hm — гипсометрическая отметка свободной поверхности внешней мантии относительно свободного уровня астеносферы, км; Мm — мощность надастеносферной мантии от её свободной поверхности до подошвы, км; рм — плотность внешней мантии, г/см3; ра — плотность астеносферы, примерно равная 3.40–3.45 г/см3 (Тектоносфера ЗеМли, 1978, с. 208).

Так как величины Мм и рм переменны, то переменна и величина Нм. Подставляя известные по сейсмическим данным значения мощности и плотности внешней мантии в уравнение (23), найдём, что свободная поверхность внешней мантии в районах повышенной тектонической активности должна располагаться на 2–3 км выше, чем в местах тектонического покоя. Это относится и к земной коре, которая жёстко «привязана» к свободной поверхности своего субстрата. В местах тектонической активности она также должна располагаться выше, чем в местах тектонического покоя. Все это действительно наблюдается в природе. Например, в срединноокеанических хребтах кора всегда располагается выше, чем на смежных талассоплатформах.

Параметры Мм и рм изменяются не только в горизонтальном направлении. Поскольку они связаны с тектоническим состоянием регионов, а это состояние переменно, то, естественно, они изменяются и во времени. Изменения этих параметров являются реально существующей причиной возбуждения вертикальных тектонических движений земной коры и внешней мантии: положительных в эпохи активизации тектонического состояния и отрицательных в эпохи ослабления тектонической напряжённости. Их максимально возможная амплитуда не превышает ориентировочно 3 км.

Все охарактеризованные типы термотектонических движений так или иначе связаны с изменениями плотности внешней мантии. Поэтому ни одни из них не могут проявляться автономно, так сказать, в чистом виде. Они проявляются попарно в тесном пространственном и временном взаимоналожении: одна пара в эпоху разогрева и разуплотнения мантии, другая — в эпоху охлаждения и уплотнения. Анализируя предельно возможные амплитуды перемещений взаимодействующих пар, не трудно заметить, что в формировании их результирующих величин и направлений решающая роль принадлежит движениям, связанным с вертикальными колебаниями свободного уровня мантии. Направленность результирующих перемещений всегда соответствует направлению движения свободного уровня, а амплитуда этих перемещений меньше амплитуды колебаний свободного уровня мантии всего лишь на 5–10 %.

Примеры проявлений термотектонических движений многочисленны. Имеются они как на континентах, так и в океанах. К их числу можно отнести все случаи, когда блоки земной коры одинаковой мощности оказываются расположенными на разных высотах относительно уровня моря.

Результатом проявлений положительных термотектонических движений являются срединноокеанические хребты. Они располагаются над зонами аномально высокого разогрева и разуплотнения внешней мантии. Наоборот, очень низкое положение земной коры на талассоплатформах нельзя объяснить ничем иным, как отрицательными термотектоническими перемещениями коры, вызванными охлаждением и уплотнением мантии по сравнению со срединноокеаническими хребтами. Разогрев верхней мантии, её разуплотнение и обусловленный этим подъем свободной поверхности мантии является наиболее вероятной причиной аномально высокого положения земной коры Африканского континента, Тяньшаньско-Таримского региона, Венгерской впадины, впадин Охотского, Японского, Средиземного, Чёрного, Красного морей, чем и обусловлена мелководность последних по сравнению с талассоплатформами. Напротив, охлаждение и переуплотнение верхней мантии является, по-видимому, основной причиной очень низкого положения подошвы очень толстой (45–50 км) коры в Фергане и ряде других районов Туранской плиты (Беляевский, 1981; Вольвовский и др., 1975). В последнем случае (рис. 64) граничные скорости на поверхности М повышены до 8.4 км/с, что отвечает плотности эклогитов (3.5–3.6 г/см3). Однако мощность эклогитового слоя здесь не может быть больше 3—5 км. В противном случае в предчехольное время отметки земной поверхности достигали бы здесь 3–4 км, чего не было в действительности, а толщина гранулит-базитового слоя сейчас была бы в результате мощного теплового воздействия на него со стороны «аномальной» мантии и последующей её эклогитизации не больше 10 км. Следовательно, главной причиной понижения свободного уровня мантии и оседания коры здесь была не столько эклогитизация базальтов «аномальной» мантии, сколько общее охлаждение и уплотнение внешней мантии.