Возможные механизмы движения литосферных плит
Рассмотрим теперь движущие силы, возникающие в самой литосферной оболочке. Если не считать боковых давлений, действующих со стороны смежных литосферных плит, то обычно выделяют две основные причины, способные вызвать перемещения плит относительно друг друга и по отношению к мантии. Первая из них — это соскальзывание океанических плит со склонов астеносферных линз, расположенных под срединноокеаническими хребтами (рис. 57). Вторая причина связана с погружением холодных и поэтому более тяжёлых океанических плит в горячую мантию по зонам субдукции. При этом опускающийся в мантию край литосферы как бы тянет за собой и основную часть ещё остающуюся «на плаву», т.е. на земной поверхности плиты (см. рис. 59).
Соскальзывающая с астеносферного поднятия литосферная плита приводит к сжатию её периферийных участков. Давление сжатия, создаваемое океанической плитой за счёт её соскальзывания с астеносферной линзы под срединно-океаническим хребтом при отсутствии трения на подошве плиты, можно оценить по условию гидростатического равновесия, учитывая, что на торец такой плиты давит «тяжесть» вышележащих её участков. В этом случае давление сжатия, действующее на основание плиты, характеризующейся возрастом около 100 млн лет, достигает приблизительно 800 кг/см2, т.е. приближается к пределу долговременной прочности пород на скол — порядка 1 т/см2. По-видимому, именно такими избыточными давлениями следует объяснять несколько повышенную сейсмичность пассивных окраин океанов и континентов Атлантического типа. Особенно это явление должно проявляться в Северной Атлантике, поскольку в этом регионе под напором расположенного здесь восходящего мантийного потока океанические литосферные плиты оказались приподнятыми относительно их среднего уровня на 2-2,5 км, а в районе Исландии океаническое дно поднимается даже выше уровня океана. Это создаёт дополнительное давление ещё приблизительно на 200-400 кг/см2, и таким образом суммарное давление на флангах срединно-океанического хребта в Северной Атлантике уже может превышать долговременную прочность пород литосферы. По-видимому, такой природой обладали известные Лиссабонские землетрясения 1531 и 1755 гг. в Португалии, а также некоторые землетрясения на восточном побережье США и в Северной Европе.
Силы затягивания океанических литосферных плит в мантию могут быть существенно большими. Но для их расчёта необходимо учитывать существование в мантии фазовых переходов в минеральных ассоциациях её вещества (рис. 58). Сами перестройки таких ассоциаций в мантии возникают под влиянием высоких давлений и температур. Это происходит с увеличением давления благодаря перестройкам кристаллических структур минералов во все более плотные их модификации. Такие перестройки кристаллических структур минеральных ассоциаций мантии могут происходить с выделением или поглощением тепла. В первом случае переход является экзотермическим и положение его границы в плоскости давление — температура характеризуется положительным градиентом (фазовые переходы I, II, IV и V). Во втором случае переход является эндотермическим и характеризуется отрицательным градиентом давления (фазовые переходы III и VI).
Если океаническая литосфера по зоне субдукции погрузилась в мантию на некоторую глубину h (рис. 59), то за счёт большей плотности её холодных пород по сравнению с плотностью горячего вещества мантии возникает отрицательная Архимедова сила. При отсутствии трения эта затягивающая сила создаёт в приповерхностном сечении литосферы напряжение растяжения. Например, если погружающаяся плита опустилась до глубины 400 км, то напряжение растяжения в океанической литосфере перед глубоководным жёлобом в зависимости от значения угла погружения может достигать 2-3 кбар (т/см2). При этом надо учитывать, что погружение холодной океанической литосферы на уровень экзотермического фазового перехода в горячей мантии приводит к увеличению её плотности над этой границей и тем самым к усилению эффекта затягивания плиты в мантию. Так, при достижении IV фазовой границы на глубине 400 км, отвечающей переходу оливина под влиянием высоких давлений из ромбической сингонии (α-фазы) в шпинелевую модификацию (β-фазу), плотность этого минерала увеличивается приблизительно на 8%. Температура опускающейся плиты на глубине рассматриваемого фазового перехода (около 400 км) ещё приблизительно на 500 °С ниже температуры окружающей её горячей мантии. Поэтому рассматриваемый полиморфный переход в её веществе и соответствующее ему «утяжеление» плиты произойдёт на несколько меньшей глубине — около 380 км (см. рис. 58). Следовательно, на этих глубинах возникнет дополнительное давление около 0,2 кбар, ещё более усиливающее затягивание литосферной плиты в мантию. Аналогичная картина будет наблюдаться и при пересечении опускающейся плитой фазовой границы V на глубине около 470 км -давление увеличится ещё приблизительно на столько же. В противоположность этому при пересечении плитой эндотермической границы на глубине 670 км её давление снизится примерно на 0,2 кбар. Однако на этом уровне общее избыточное давление погружающейся плиты приблизительно равно 5-6 кбар. Поэтому эндотермическая граница фазового перехода на глубине 670 км хоть и ослабляет затягивающую силу тяжести океанической литосферной плиты, но вовсе не препятствует её погружению в глубины нижней мантии.
Аналогично этому экзотермические фазовые переходы в мантийном веществе будут только способствовать подъёму более горячих восходящих потоков в мантии. Так, выполненные оценки показывают, что температура восходящего потока приблизительно на 30 °С выше средней температуры окружающей мантии. В этом случае, например, граница перехода оливина из α-фазы в в-фазу (IV граница на рис. 58) опустится в этом потоке приблизительно на 3 км, а в самом потоке возникнет дополнительная подъёмная сила с избыточным давлением около 0,05 кбар. Граница же эндотермического фазового перехода на глубине 670 км (граница VI на рис. 58), наоборот, поднимется приблизительно на такую же высоту и приведёт к некоторому торможению восходящего потока. Учитывая, что вязкость вещества в горячем восходящем потоке существенно ниже, чем в опускающейся и более холодной литосфере, то можно ожидать под этой границей некоторого растекания мантийного вещества с его накоплением под ней. Однако, поскольку восходящие потоки в мантии формируются все-таки на поверхности земного ядра, т.е. на глубинах около 3 000 км, их подъёмная сила порядка 0,5–1,0 кбар намного превышает «запирающее» воздействие эндотермической границы на глубине 670 км. Поэтому глобальная конвекция остаётся единой для верхней и нижней мантии, хотя «запирающее» воздействие такой границы может несколько осложнять конвекцию и приводить к пульсирующему режиму её функционирования.
Приведённые оценки сил затягивания океанических плит в мантию позволили Д. Форсайту и С. Уеде (Forsyth, Uyeda, 1975) высказать предположение, что наблюдаемые скорости движения литосферных плит зависят от длины опоясывающих их зон субдукции. Действительно, «быстрыми» плитами оказались чисто океанические плиты с относительно малой толщиной (от 60 до 80 км) и сравнительно протяжёнными зонами субдукции. Но по этой же классификации в разряд «медленных» плит попадают почти все континентальные плиты, характеризующиеся большой мощностью (до 250 км), и скреплённые с ними океанические плиты. При этом выяснилась интересная закономерность: чем больше площадь континентальной плиты, тем скорость её дрейфа оказывалась меньшей. По-видимому, это говорит о том, что мощные континентальные плиты, подобно сидящим на мели айсбергам, своими корнями погружаются в мезосферу мантии, а горизонтальные составляющие мантийных течений под такими плитами либо малы, либо их влияние на большой площади крупных континентов взаимно уравновешиваются.
По сути это все та же тепловая конвекция, движущим началом в которой является не разогрев снизу более холодного вещества, а, наоборот, охлаждение сверху более горячего вещества. Таким образом, мы видим, что гравитационная неустойчивость океанических литосферных плит сама может породить их движение и создать конвекцию в мантии. В этой связи следует вспомнить наблюдения за движениями охлаждённых лавовых корок по поверхности расплавленного лавового озера вулкана Килауэ на Гавайях, проведённые более 110 лет назад преподобным О. Фишером. Там он наблюдал, как эти охлаждённые и более тяжёлые корки (по сравнению с плотностью горячей магмы), подобно микролитосферным плитам, соскальзывают с поверхности огненно-жидкой лавы, образуя, с одной стороны, структуры похожие на срединно-океанические хребты, а с другой — подобие зон субдукции, в которых холодные корки вновь погружаются в раскалённую магму и полностью переплавляются в ней. Тогда, исходя из этих наблюдений, О. Фишер сделал далеко идущие обобщения о природе тектонической активности Земли. Приблизительно через 80 лет на том же вулкане эти хорошо забытые наблюдения повторил и В. Даффельд (1972), сравнив движения лавовых корок с уже открытыми к тому времени перемещениями литосферных плит.
В реальных условиях, однако, как давление сжатия океанической литосферы в месте её контакта с пассивной окраиной континента, так и напряжение растяжения литосферы перед зоной поддвига плит могут существенно отличаться от простых оценок. Связано это с взаимодействием движущихся плит с другими плитами и с мантийным веществом. Поскольку в этой модели движения плит они перемещаются по отношению к неподвижной мантии, то обязательно должны возникать силы вязкого трения с мантийным веществом и противодействующие их перемещениям касательные напряжения торможения. Свой тормозящий вклад вносит также трение плит в зонах субдукции и активных частях трансформных разломов. В результате движение плит оказывается значительно заторможенным, а соответствующие силы затягивания плит в мантию — существенно ослабленными. Поскольку величина сил вязкого торможения возрастает с увеличением скорости перемещения плит, их движение происходит приблизительно с постоянными скоростями — порядка нескольких сантиметров в год. В стационарном случае сумма движущих сил полностью уравновешивается суммой тормозящих сил.
Рассмотрим теперь природу мантийной конвекции в более широком аспекте и попытаемся ответить на вопрос: достаточно ли для ее возбуждения описанных механизмов «самодвижения» океанических литосферных плит? Надо учесть при этом, что рассмотренный механизм перемещения литосферных плит мог действовать только начиная с 2,6 млрд лет назад, поскольку в архее, как и на Венере сейчас, скорее всего зон субдукции вообще не существовало, а их функцию выполняли зоны скучивания и надвигания базальтовых пластин на края континентальных щитов.
В настоящее время ежегодно по зонам субдукции в мантию погружается приблизительно 7,6×1017 г/год, или около 230 км3/год охлаждённых пород океанических литосферных плит. Анализ теплопотерь Земли свидетельствует, что основные потери эндогенного тепла происходят и всегда происходили через океаническую кору в процессе формирования океанических плит. Ниже, в разделе 6.5, будет показано, что тектоническое развитие Земли по законам тектоники литосферных плит началось только в раннем протерозое после выделения земного ядра около 2,6 млрд лет назад (в архее, как уже отмечалось, механизм «самодвижения» литосферных плит вообще не могло). Всего за это время таким путём было потеряно около 5,32×1037 эрг тепловой энергии. В настоящее же время через океаническое дно теряется около 3,09×1020 эрг/с, или приблизительно 9,75×1027 эрг/год тепловой энергии. Но поскольку океанические литосферные плиты образуются за счёт кристаллизации и охлаждения мантийного вещества, а их средняя температура при этом меняется мало, то в первом приближении можно принять, что приведённые здесь теплопотери оказываются пропорциональными массам образовавшихся и погрузившихся в мантию литосферных плит. Учитывая, что средняя плотность океанических литосферных плит приблизительно равна 3,3 г/см3, можно оценить, что за последние 2,6 млрд лет в мантию погрузилось около 1,25×1012 км3, или 4,13×1027 г литосферных плит. Масса современной конвектирующей мантии (без континентальной коры) приблизительно равна 4×1027 г. Следовательно, за время действия механизма тектоники литосферных плит, т.е. за последние 2,6 млрд лет, в мантию Земли погрузилось литосферных плит несколько больше, чем масса самой мантии. Отсюда видно, что за это же время все вещество мантии по крайней мере один раз успело полностью «прокрутиться» в конвективном цикле (в следующем разделе мы покажем, что после архея существовало шесть таких конвективных циклов).
Из приведённых оценок видно, что рассмотренные механизмы «самодвижения» литосферных плит действительно могли бы создать крупномасштабную конвекцию с заметным массообменом в мантии. Однако по сути рассмотренная конвекция является типично тепловой с тем лишь отличием от классического случая, что в ней ведущую роль играет не подъем разогретого мантийного вещества в земных недрах, а, наоборот, погружение охлаждённого на поверхности пограничного слоя мантии, т. е. океанических литосферных плит.
Для длительного функционирования описанной здесь конвекции, как и любой тепловой конвекции, к веществу мантии необходимо подводить энергию не меньшую, чем связанные с ней теплопотери. При этом интенсивность конвективного массообмена в мантии, а в нашем случае и средние скорости движения океанических плит (т. е. средняя интенсивность тектонической активности Земли), по-видимому, будет полностью контролироваться скоростью генерации в мантии энергии. Связано это с сильной экспоненциальной зависимостью вязкости мантийного вещества от температуры, а следовательно, и от подвода к нему тепловой энергии: при снижении скорости генерации тепла в мантии её вязкость будет повышаться и соответственно возрастут силы вязкого трения, препятствующие движению плит по рассмотренным здесь механизмам. И наоборот, при поступлении дополнительной энергии вязкость мантии и силы трения уменьшаются, а скорость «самодвижения» плит возрастает.
Поэтому тектоническая активность Земли в рамках рассмотренной здесь модели движения плит строго определяется генерацией тепловой энергии в глубинах мантии (без учёта радиоактивной энергии, выделяющейся в континентальной коре), т. е. фактически описывается тепловым потоком через океаническое дно. Основной вклад в глубинный тепловой поток вносит главный энергетический процесс на Земле — процесс химико-плотностной дифференциации земного вещества на плотное окисно-железное ядро и остаточную силикатную мантию. Следовательно, и тепловая конвекция в мантии должна в основном определяться этим же процессом.
Рисунок 57. Механизм соскальзывания океанических литосферных плит с областей подъёма горячей мантии под срединно-океаническими хребтами
Рисунок 59. Затягивание океанической литосферы в мантию по зонам субдукции
Соскальзывающая с астеносферного поднятия литосферная плита приводит к сжатию её периферийных участков. Давление сжатия, создаваемое океанической плитой за счёт её соскальзывания с астеносферной линзы под срединно-океаническим хребтом при отсутствии трения на подошве плиты, можно оценить по условию гидростатического равновесия, учитывая, что на торец такой плиты давит «тяжесть» вышележащих её участков. В этом случае давление сжатия, действующее на основание плиты, характеризующейся возрастом около 100 млн лет, достигает приблизительно 800 кг/см2, т.е. приближается к пределу долговременной прочности пород на скол — порядка 1 т/см2. По-видимому, именно такими избыточными давлениями следует объяснять несколько повышенную сейсмичность пассивных окраин океанов и континентов Атлантического типа. Особенно это явление должно проявляться в Северной Атлантике, поскольку в этом регионе под напором расположенного здесь восходящего мантийного потока океанические литосферные плиты оказались приподнятыми относительно их среднего уровня на 2-2,5 км, а в районе Исландии океаническое дно поднимается даже выше уровня океана. Это создаёт дополнительное давление ещё приблизительно на 200-400 кг/см2, и таким образом суммарное давление на флангах срединно-океанического хребта в Северной Атлантике уже может превышать долговременную прочность пород литосферы. По-видимому, такой природой обладали известные Лиссабонские землетрясения 1531 и 1755 гг. в Португалии, а также некоторые землетрясения на восточном побережье США и в Северной Европе.
Силы затягивания океанических литосферных плит в мантию могут быть существенно большими. Но для их расчёта необходимо учитывать существование в мантии фазовых переходов в минеральных ассоциациях её вещества (рис. 58). Сами перестройки таких ассоциаций в мантии возникают под влиянием высоких давлений и температур. Это происходит с увеличением давления благодаря перестройкам кристаллических структур минералов во все более плотные их модификации. Такие перестройки кристаллических структур минеральных ассоциаций мантии могут происходить с выделением или поглощением тепла. В первом случае переход является экзотермическим и положение его границы в плоскости давление — температура характеризуется положительным градиентом (фазовые переходы I, II, IV и V). Во втором случае переход является эндотермическим и характеризуется отрицательным градиентом давления (фазовые переходы III и VI).
Рисунок 58. Распределение температуры в мантии и фазовые переходы в мантийном веществе:
TS — температура солидуса мантийного вещества (с использованием данных Green, Ringwood, 1967 и Takahashi, 1986); TM — адиабатическая температура конвектирующей мантии (Сорохтин, 2001); TCont — континентальная геотерма под архейскими кратонами (Сорохтин и др., 1996); крапом показана область существования ювенильных расплавов в мантии. Экзотермические фазовые переходы: I — переход от плагиоклазовых к пироксеновым лерцолитам (Lpx); II — переход от пироксеновых к гранатовым лерцолитам (Lgr); IV — переход оливинов (а) к структурам шпинели (γ и β); V — переход кремнезема в структуру стишовита (St) и пироксенов в структуру ильменита (Ilm). Эндотермические переходы: III — предполагаемый переход от жёсткого поликристаллического вещества к его пластичному состоянию; VI — переход пироксенов в структуру перовскита (Pv) и магнезиовюстита (Mw). Фазовые переходы I и II построены по данным Грина и Рингвуда (1967), обобщённые переходы IV, V и VI — по данным Кускова и Фабричной (1990).
Если океаническая литосфера по зоне субдукции погрузилась в мантию на некоторую глубину h (рис. 59), то за счёт большей плотности её холодных пород по сравнению с плотностью горячего вещества мантии возникает отрицательная Архимедова сила. При отсутствии трения эта затягивающая сила создаёт в приповерхностном сечении литосферы напряжение растяжения. Например, если погружающаяся плита опустилась до глубины 400 км, то напряжение растяжения в океанической литосфере перед глубоководным жёлобом в зависимости от значения угла погружения может достигать 2-3 кбар (т/см2). При этом надо учитывать, что погружение холодной океанической литосферы на уровень экзотермического фазового перехода в горячей мантии приводит к увеличению её плотности над этой границей и тем самым к усилению эффекта затягивания плиты в мантию. Так, при достижении IV фазовой границы на глубине 400 км, отвечающей переходу оливина под влиянием высоких давлений из ромбической сингонии (α-фазы) в шпинелевую модификацию (β-фазу), плотность этого минерала увеличивается приблизительно на 8%. Температура опускающейся плиты на глубине рассматриваемого фазового перехода (около 400 км) ещё приблизительно на 500 °С ниже температуры окружающей её горячей мантии. Поэтому рассматриваемый полиморфный переход в её веществе и соответствующее ему «утяжеление» плиты произойдёт на несколько меньшей глубине — около 380 км (см. рис. 58). Следовательно, на этих глубинах возникнет дополнительное давление около 0,2 кбар, ещё более усиливающее затягивание литосферной плиты в мантию. Аналогичная картина будет наблюдаться и при пересечении опускающейся плитой фазовой границы V на глубине около 470 км -давление увеличится ещё приблизительно на столько же. В противоположность этому при пересечении плитой эндотермической границы на глубине 670 км её давление снизится примерно на 0,2 кбар. Однако на этом уровне общее избыточное давление погружающейся плиты приблизительно равно 5-6 кбар. Поэтому эндотермическая граница фазового перехода на глубине 670 км хоть и ослабляет затягивающую силу тяжести океанической литосферной плиты, но вовсе не препятствует её погружению в глубины нижней мантии.
Аналогично этому экзотермические фазовые переходы в мантийном веществе будут только способствовать подъёму более горячих восходящих потоков в мантии. Так, выполненные оценки показывают, что температура восходящего потока приблизительно на 30 °С выше средней температуры окружающей мантии. В этом случае, например, граница перехода оливина из α-фазы в в-фазу (IV граница на рис. 58) опустится в этом потоке приблизительно на 3 км, а в самом потоке возникнет дополнительная подъёмная сила с избыточным давлением около 0,05 кбар. Граница же эндотермического фазового перехода на глубине 670 км (граница VI на рис. 58), наоборот, поднимется приблизительно на такую же высоту и приведёт к некоторому торможению восходящего потока. Учитывая, что вязкость вещества в горячем восходящем потоке существенно ниже, чем в опускающейся и более холодной литосфере, то можно ожидать под этой границей некоторого растекания мантийного вещества с его накоплением под ней. Однако, поскольку восходящие потоки в мантии формируются все-таки на поверхности земного ядра, т.е. на глубинах около 3 000 км, их подъёмная сила порядка 0,5–1,0 кбар намного превышает «запирающее» воздействие эндотермической границы на глубине 670 км. Поэтому глобальная конвекция остаётся единой для верхней и нижней мантии, хотя «запирающее» воздействие такой границы может несколько осложнять конвекцию и приводить к пульсирующему режиму её функционирования.
Приведённые оценки сил затягивания океанических плит в мантию позволили Д. Форсайту и С. Уеде (Forsyth, Uyeda, 1975) высказать предположение, что наблюдаемые скорости движения литосферных плит зависят от длины опоясывающих их зон субдукции. Действительно, «быстрыми» плитами оказались чисто океанические плиты с относительно малой толщиной (от 60 до 80 км) и сравнительно протяжёнными зонами субдукции. Но по этой же классификации в разряд «медленных» плит попадают почти все континентальные плиты, характеризующиеся большой мощностью (до 250 км), и скреплённые с ними океанические плиты. При этом выяснилась интересная закономерность: чем больше площадь континентальной плиты, тем скорость её дрейфа оказывалась меньшей. По-видимому, это говорит о том, что мощные континентальные плиты, подобно сидящим на мели айсбергам, своими корнями погружаются в мезосферу мантии, а горизонтальные составляющие мантийных течений под такими плитами либо малы, либо их влияние на большой площади крупных континентов взаимно уравновешиваются.
По сути это все та же тепловая конвекция, движущим началом в которой является не разогрев снизу более холодного вещества, а, наоборот, охлаждение сверху более горячего вещества. Таким образом, мы видим, что гравитационная неустойчивость океанических литосферных плит сама может породить их движение и создать конвекцию в мантии. В этой связи следует вспомнить наблюдения за движениями охлаждённых лавовых корок по поверхности расплавленного лавового озера вулкана Килауэ на Гавайях, проведённые более 110 лет назад преподобным О. Фишером. Там он наблюдал, как эти охлаждённые и более тяжёлые корки (по сравнению с плотностью горячей магмы), подобно микролитосферным плитам, соскальзывают с поверхности огненно-жидкой лавы, образуя, с одной стороны, структуры похожие на срединно-океанические хребты, а с другой — подобие зон субдукции, в которых холодные корки вновь погружаются в раскалённую магму и полностью переплавляются в ней. Тогда, исходя из этих наблюдений, О. Фишер сделал далеко идущие обобщения о природе тектонической активности Земли. Приблизительно через 80 лет на том же вулкане эти хорошо забытые наблюдения повторил и В. Даффельд (1972), сравнив движения лавовых корок с уже открытыми к тому времени перемещениями литосферных плит.
В реальных условиях, однако, как давление сжатия океанической литосферы в месте её контакта с пассивной окраиной континента, так и напряжение растяжения литосферы перед зоной поддвига плит могут существенно отличаться от простых оценок. Связано это с взаимодействием движущихся плит с другими плитами и с мантийным веществом. Поскольку в этой модели движения плит они перемещаются по отношению к неподвижной мантии, то обязательно должны возникать силы вязкого трения с мантийным веществом и противодействующие их перемещениям касательные напряжения торможения. Свой тормозящий вклад вносит также трение плит в зонах субдукции и активных частях трансформных разломов. В результате движение плит оказывается значительно заторможенным, а соответствующие силы затягивания плит в мантию — существенно ослабленными. Поскольку величина сил вязкого торможения возрастает с увеличением скорости перемещения плит, их движение происходит приблизительно с постоянными скоростями — порядка нескольких сантиметров в год. В стационарном случае сумма движущих сил полностью уравновешивается суммой тормозящих сил.
Рассмотрим теперь природу мантийной конвекции в более широком аспекте и попытаемся ответить на вопрос: достаточно ли для ее возбуждения описанных механизмов «самодвижения» океанических литосферных плит? Надо учесть при этом, что рассмотренный механизм перемещения литосферных плит мог действовать только начиная с 2,6 млрд лет назад, поскольку в архее, как и на Венере сейчас, скорее всего зон субдукции вообще не существовало, а их функцию выполняли зоны скучивания и надвигания базальтовых пластин на края континентальных щитов.
В настоящее время ежегодно по зонам субдукции в мантию погружается приблизительно 7,6×1017 г/год, или около 230 км3/год охлаждённых пород океанических литосферных плит. Анализ теплопотерь Земли свидетельствует, что основные потери эндогенного тепла происходят и всегда происходили через океаническую кору в процессе формирования океанических плит. Ниже, в разделе 6.5, будет показано, что тектоническое развитие Земли по законам тектоники литосферных плит началось только в раннем протерозое после выделения земного ядра около 2,6 млрд лет назад (в архее, как уже отмечалось, механизм «самодвижения» литосферных плит вообще не могло). Всего за это время таким путём было потеряно около 5,32×1037 эрг тепловой энергии. В настоящее же время через океаническое дно теряется около 3,09×1020 эрг/с, или приблизительно 9,75×1027 эрг/год тепловой энергии. Но поскольку океанические литосферные плиты образуются за счёт кристаллизации и охлаждения мантийного вещества, а их средняя температура при этом меняется мало, то в первом приближении можно принять, что приведённые здесь теплопотери оказываются пропорциональными массам образовавшихся и погрузившихся в мантию литосферных плит. Учитывая, что средняя плотность океанических литосферных плит приблизительно равна 3,3 г/см3, можно оценить, что за последние 2,6 млрд лет в мантию погрузилось около 1,25×1012 км3, или 4,13×1027 г литосферных плит. Масса современной конвектирующей мантии (без континентальной коры) приблизительно равна 4×1027 г. Следовательно, за время действия механизма тектоники литосферных плит, т.е. за последние 2,6 млрд лет, в мантию Земли погрузилось литосферных плит несколько больше, чем масса самой мантии. Отсюда видно, что за это же время все вещество мантии по крайней мере один раз успело полностью «прокрутиться» в конвективном цикле (в следующем разделе мы покажем, что после архея существовало шесть таких конвективных циклов).
Из приведённых оценок видно, что рассмотренные механизмы «самодвижения» литосферных плит действительно могли бы создать крупномасштабную конвекцию с заметным массообменом в мантии. Однако по сути рассмотренная конвекция является типично тепловой с тем лишь отличием от классического случая, что в ней ведущую роль играет не подъем разогретого мантийного вещества в земных недрах, а, наоборот, погружение охлаждённого на поверхности пограничного слоя мантии, т. е. океанических литосферных плит.
Для длительного функционирования описанной здесь конвекции, как и любой тепловой конвекции, к веществу мантии необходимо подводить энергию не меньшую, чем связанные с ней теплопотери. При этом интенсивность конвективного массообмена в мантии, а в нашем случае и средние скорости движения океанических плит (т. е. средняя интенсивность тектонической активности Земли), по-видимому, будет полностью контролироваться скоростью генерации в мантии энергии. Связано это с сильной экспоненциальной зависимостью вязкости мантийного вещества от температуры, а следовательно, и от подвода к нему тепловой энергии: при снижении скорости генерации тепла в мантии её вязкость будет повышаться и соответственно возрастут силы вязкого трения, препятствующие движению плит по рассмотренным здесь механизмам. И наоборот, при поступлении дополнительной энергии вязкость мантии и силы трения уменьшаются, а скорость «самодвижения» плит возрастает.
Поэтому тектоническая активность Земли в рамках рассмотренной здесь модели движения плит строго определяется генерацией тепловой энергии в глубинах мантии (без учёта радиоактивной энергии, выделяющейся в континентальной коре), т. е. фактически описывается тепловым потоком через океаническое дно. Основной вклад в глубинный тепловой поток вносит главный энергетический процесс на Земле — процесс химико-плотностной дифференциации земного вещества на плотное окисно-железное ядро и остаточную силикатную мантию. Следовательно, и тепловая конвекция в мантии должна в основном определяться этим же процессом.