Образование литосферных плит и происхождение срединно-океанических хребтов
Литосферная оболочка Земли представляет собой охлаждённую и полностью раскристаллизованную часть верхней мантии, подстилаемую снизу горячим, а под океанами и частично расплавленным веществом астеносферы. В этом случае естественно предположить, что океанические литосферные плиты образуются за счёт остывания и полной кристаллизации частично расплавленного вещества астеносферы, подобно тому как это происходит, например, на реке при замерзании воды и образовании льда. Кристаллические породы литосферы — по сути, это тот же «силикатный лёд» для частично расплавленного силикатного вещества астеносферы. Разница состоит лишь в том, что обычный лёд всегда легче воды, тогда как кристаллические силикаты всегда тяжелее своего расплава. Если это действительно так, то дальнейшее решение задачи об образовании океанических литосферных плит уже не представляло большого труда, поскольку процесс кристаллизации воды хорошо изучен.
Для континентальной литосферы такую аналогию предложить сложнее, поскольку она подстилается хоть и «горячей» мантией, но с температурой более низкой, чем температура начала плавления мантийного вещества (см. рис. 58). В частности, этим объясняется факт жёсткого состояния континентальных литосферных плит до глубин около 250 км, глубже которых уже залегает пластичная мантия. Физическая природа такого перехода от жёсткого к пластичному состоянию верхней мантии под континентами, вероятно, может быть связана с дезинтеграцией мантийного вещества, происходящей, например, под влиянием высоких давлений. Действительно, можно ожидать, что с увеличением давления до уровня, при котором энергия дополнительной активации мантийного вещества ΔW = p×ΔV, вызванная увеличением давления p и его сжатием ΔV, превысит энергию связи кристаллов в поликристаллическом веществе. После этого должно произойти нарушение межкристаллических связей в мантийном веществе, при сохранении в неизменном виде кристаллических структур самих минеральных зёрен. В результате такой дезинтеграции, происходящей с поглощением энергии ΔW, жёсткое и прочное поликристаллическое мантийное вещество как бы «рассыпается» на отдельные мелкие зерна и превращается в сыпучее тело, ведущее себя подобно пластичному веществу высокой вязкости. В этом случае фазовый переход на подошве континентальных плит должен обладать свойствами эндотермической границы (см. рис. 58).
Процесс образования океанических литосферных плит по модели кристаллизационного механизма можно представить себе следующим образом. Образование рифтовых зон (и в океанах и на континентах) происходит благодаря расколам литосферных плит за счёт приложенных к ним напряжений растяжения, т.е. по модели пассивного рифтогенеза (Леонов, 2001). В зазор между расходящимися плитами поднимаются горячие расплавы базальтов, выделившиеся из частично расплавленного вещества астеносферы. Попадая на поверхность океанского дна, базальты охлаждаются, твердеют и кристаллизуются, превращаясь в породы литосферы. По мере раздвижения плит образовавшиеся ранее участки литосферы «промерзают» все глубже и глубже, и под породами базальтового состава уже кристаллизуется мантийное вещество астеносферы, а на их место в новые рифтовые расколы поступают новые порции базальтов и астеносферного вещества, и процесс повторяется. Начатый в рифтовых зонах процесс формирования литосферных плит продолжается под склонами срединно-океанических хребтов и абиссальными котловинами за счёт постепенного остывания и полной кристаллизации исходного горячего мантийного вещества, последовательно «примораживаемого» снизу к подошве литосферы. Очевидно при этом, что чем дольше мантийное вещество, поднявшееся на поверхность Земли, охлаждается, тем на большую глубину оно «промёрзнет» и кристаллизуется. Следовательно, под более древними участками океанического дна, расположенными дальше от рифтовых зон, толщина литосферы (т.е. слоя охлаждённой и раскристаллизованной мантии) будет большей.
По-видимому, впервые предположение о переменной мощности океанической литосферы было высказано Дьюи и Бердом (1970), которые связывали возрастание глубины океана по мере удаления от рифтовых зон с увеличением мощности литосферы. Однако эти авторы количественно не исследовали физические причины такого опускания океанического дна. Несколько позже такие исследования были проведены. Оказалось, что глубина «промерзания» расплава (будь то вода, базальтовая магма или частично расплавленное веществоастеносферы) определяется решением уравнения теплопроводности, из которого можно получить простую зависимость толщины океанической литосферы H от её возраста t (Сорохтин, 1973; Parker, Oldenburg, 1973):
Отсюда легко находится и обобщённая модель строения океанических литосферных плит (рис. 84).
Коэффициент k можно найти подстановкой в уравнение теплопроводности таких трудноопределяемых параметров среды, как температура астеносферы и солидуса мантийного вещества, а также коэффициента его температуропроводности. Если толщину литосферы HL выражать в километрах, а возраст t — в миллионах лет, то в зависимости от принятых параметров среды, оказывается, что коэффициент к находится в пределах 6 меньше k меньше 9,5 (рис. 85).
Для определения коэффициента к можно воспользоваться и эмпирическими данными. Так, мощность литосферы под о. Гавайи, судя по сейсмологическим данным, приблизительно равна HL ≈ 60 км (считая от поверхности океанического дна), а возраст коры равен 90 млн лет. Тогда получаем HL ≈ 6,3×√t (рис. 86).
Таким образом, кристаллизационная модель неплохо соответствует реальному механизму образования океанических литосферных плит. В этой модели толщина литосферы определяется глубиной охлаждения и кристаллизации мантийного вещества и следовательно зависит от времени экспозиции вещества мантии на поверхности Земли. Поэтому мощность литосферы под срединно-океаническими хребтами не является постоянной, а закономерно увеличивается по мере удаления от рифтовых зон. В центре рифтовых долин мощность литосферы минимальна и астеносфера выходит почти на поверхность Земли. Породы литосферы тяжелее подстилающего их горячего вещества астеносферы (примерно на 0,1 г/см3). Следовательно, чем толще океаническая литосфера, тем на большую глубину она погружается в мантию и тем ниже опускается её поверхность. Поэтому закон опускания океанского дна определяется все той же корневой зависимостью от возраста литосферы, т.е. от возраста самого океанского дна. По этой зависимости самый высокий уровень стояния океанского дна должен быть там, где литосфера моложе и тоньше всего, т.е. в океанических рифтовых зонах, расположенных на гребнях срединно-океанических хребтов. По мере же удаления от гребней этих хребтов глубина океана должна возрастать пропорционально увеличению толщины литосферы, т.е. все по тому же корневому закону. Подстановкой в этот закон средних значений плотности литосферы, астеносферы и воды (соответственно равных 3,31; 3,19 и 1 г/см3 ) получим выражение, определяющее разность Δh между уровнем стояния гребня срединноокеанического хребта и данной точкой океанского дна с возрастом t (Сорохтин, 1973):
Если описанная модель образования океанических литосферных плит верна, то и выведенный на её основе приведённый теоретический закон должен правильно осреднять реальный рельеф океанического дна. Проверить это не сложно. Результаты такой проверки показаны на рис. 87а и 87б. Как видно из рисунков и массы других примеров, осреднённые профили всех срединно-океанических хребтов действительно очень неплохо аппроксимируются одной и той же зависимостью Δh ≈ 0,35√t . При этом теоретическое значение коэффициента пропорциональности в найденном законе неплохо совпало с его осреднённым эмпирическим значением.
Если океанические литосферные плиты действительно тяжелее вещества астеносферы, то возникает вопрос, почему же тогда литосферные плиты не тонут в горячей мантии? В отношении океанических плит такой вопрос не совсем корректен, поскольку все они рано или поздно, но погружаются в мантию и тонут в ней под зонами поддвига плит. Именно поэтому вся современная океаническая литосфера моложе 150 млн лет, поскольку более древние её фрагменты уже давно утонули в горячей мантии. В пределах же 150 млн лет океаническая литосфера сохраняется на плаву подобно металлическим судам, плавающим по поверхности воды. Действительно, стабильные (не опускающиеся в мантию) океанические плиты по строению напоминают гигантские блюдца, ограниченные со всех сторон приподнятыми бортами — гребнями срединно-океанических хребтов и континентальными окраинами (например, литосфера под Атлантическим океаном). Благодаря этому у таких плит возникает нейтральная плавучесть, поскольку по закону Архимеда вес вытесняемой из-под них астеносферы оказывается равным весу самих плит и заполняющей литосферные «блюдца» (абиссальные котловины) воды. Возникающие же в таких плитах разломы обычно быстро самозалечиваются путём кристаллизации проникающих в них базальтовых магм.
В теле океанических литосферных плит при их погружении в астеносферу возникают избыточные напряжения, величина которых тем больше, чем глубже такие плиты «проседают» в мантию, т. е. чем древнее сами плиты. Используя приведённую выше зависимость глубины океана от возраста его дна, легко рассчитать, что в литосферных плитах, образовавшихся ранее 150 млн лет назад, должны возникать напряжения, превышающие 1 т/см2, т.е. предел прочности самой литосферы. С этим, по-видимому, и связано то, что предельный возраст океанических плит примерно равен 150 млн лет.
Что же касается континентальных плит, то они не тонут, так как к их тяжёлой мантийной части сверху «припаяна» лёгкая континентальная кора с запасом «положительной плавучести». В результате средняя плотность континентальных плит всегда оказывается меньшей, чем средняя плотность горячей мантии, в которую такие плиты погружены.
Решение уравнения теплопроводности позволяет определить также тепловой поток, пронизывающий океаническое дно. Он тоже зависит от возраста литосферных плит, но только обратно пропорционален его квадратному корню. Путём сопоставления теоретических расчётов с наблюдёнными тепловыми потоками на участках океанического дна с их неискажёнными значениями при t больше 50 млн лет (см. рис. 52) удалось определить эмпирическую зависимость удельных тепловых потоков q, выраженных в единицах теплового потока 10-6 кал/см2×с, от возраста океанского дна t, выраженного в миллионах лет: q ≈ 13,2/√t (Городницкий, Сорохтин, 1981). Из этой зависимости легко находится и среднее значение теплового потока через океанское дно возрастом от 0 до τ — q ≈ 26,4/√t. Если принять максимальный возраст океанических плит в среднем равным 120 млн лет, то тогда оказывается, что q ≈ 2,41×10-5 кал/см2×с. Площадь всех океанов и окраинных морей с океанической корой приблизительно равна 3,06×1018 см , отсюда найдём, что через океанское дно в настоящее время теряется около 7,37×1012 кал/с, или 3,09×1020 эрг/с тепла, т.е. около 72% всего теряемого Землёй тепла (около 4,3×1020 эрг/с).
Для континентальной литосферы такую аналогию предложить сложнее, поскольку она подстилается хоть и «горячей» мантией, но с температурой более низкой, чем температура начала плавления мантийного вещества (см. рис. 58). В частности, этим объясняется факт жёсткого состояния континентальных литосферных плит до глубин около 250 км, глубже которых уже залегает пластичная мантия. Физическая природа такого перехода от жёсткого к пластичному состоянию верхней мантии под континентами, вероятно, может быть связана с дезинтеграцией мантийного вещества, происходящей, например, под влиянием высоких давлений. Действительно, можно ожидать, что с увеличением давления до уровня, при котором энергия дополнительной активации мантийного вещества ΔW = p×ΔV, вызванная увеличением давления p и его сжатием ΔV, превысит энергию связи кристаллов в поликристаллическом веществе. После этого должно произойти нарушение межкристаллических связей в мантийном веществе, при сохранении в неизменном виде кристаллических структур самих минеральных зёрен. В результате такой дезинтеграции, происходящей с поглощением энергии ΔW, жёсткое и прочное поликристаллическое мантийное вещество как бы «рассыпается» на отдельные мелкие зерна и превращается в сыпучее тело, ведущее себя подобно пластичному веществу высокой вязкости. В этом случае фазовый переход на подошве континентальных плит должен обладать свойствами эндотермической границы (см. рис. 58).
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).
Процесс образования океанических литосферных плит по модели кристаллизационного механизма можно представить себе следующим образом. Образование рифтовых зон (и в океанах и на континентах) происходит благодаря расколам литосферных плит за счёт приложенных к ним напряжений растяжения, т.е. по модели пассивного рифтогенеза (Леонов, 2001). В зазор между расходящимися плитами поднимаются горячие расплавы базальтов, выделившиеся из частично расплавленного вещества астеносферы. Попадая на поверхность океанского дна, базальты охлаждаются, твердеют и кристаллизуются, превращаясь в породы литосферы. По мере раздвижения плит образовавшиеся ранее участки литосферы «промерзают» все глубже и глубже, и под породами базальтового состава уже кристаллизуется мантийное вещество астеносферы, а на их место в новые рифтовые расколы поступают новые порции базальтов и астеносферного вещества, и процесс повторяется. Начатый в рифтовых зонах процесс формирования литосферных плит продолжается под склонами срединно-океанических хребтов и абиссальными котловинами за счёт постепенного остывания и полной кристаллизации исходного горячего мантийного вещества, последовательно «примораживаемого» снизу к подошве литосферы. Очевидно при этом, что чем дольше мантийное вещество, поднявшееся на поверхность Земли, охлаждается, тем на большую глубину оно «промёрзнет» и кристаллизуется. Следовательно, под более древними участками океанического дна, расположенными дальше от рифтовых зон, толщина литосферы (т.е. слоя охлаждённой и раскристаллизованной мантии) будет большей.
По-видимому, впервые предположение о переменной мощности океанической литосферы было высказано Дьюи и Бердом (1970), которые связывали возрастание глубины океана по мере удаления от рифтовых зон с увеличением мощности литосферы. Однако эти авторы количественно не исследовали физические причины такого опускания океанического дна. Несколько позже такие исследования были проведены. Оказалось, что глубина «промерзания» расплава (будь то вода, базальтовая магма или частично расплавленное веществоастеносферы) определяется решением уравнения теплопроводности, из которого можно получить простую зависимость толщины океанической литосферы H от её возраста t (Сорохтин, 1973; Parker, Oldenburg, 1973):
Формула 22. Зависимость толщины океанической литосферы
Отсюда легко находится и обобщённая модель строения океанических литосферных плит (рис. 84).
Рисунок 84. Обобщённая модель строения океанической литосферы:
1 — поверхность океана; 2 — океаническая кора; 3 — океаническая литосфера; 4 — астеносфера.
Коэффициент k можно найти подстановкой в уравнение теплопроводности таких трудноопределяемых параметров среды, как температура астеносферы и солидуса мантийного вещества, а также коэффициента его температуропроводности. Если толщину литосферы HL выражать в километрах, а возраст t — в миллионах лет, то в зависимости от принятых параметров среды, оказывается, что коэффициент к находится в пределах 6 меньше k меньше 9,5 (рис. 85).
Рисунок 85. Зависимость мощности океанической литосферы от её 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 ≈ 6,1.
Для определения коэффициента к можно воспользоваться и эмпирическими данными. Так, мощность литосферы под о. Гавайи, судя по сейсмологическим данным, приблизительно равна HL ≈ 60 км (считая от поверхности океанического дна), а возраст коры равен 90 млн лет. Тогда получаем HL ≈ 6,3×√t (рис. 86).
Рисунок 86. Разрез океанической литосферы.
Области существования: Lpl — плагиоклазовых лерцолитов; Lpx -пироксеновых лерцолитов; Lsp — шпинелевых лерцолитов; Lgr — гранатовых лерцолитов. Области выплавления: Thβ — толеитовых базальтов; αβ — щёлочных базальтов; Olβ — оливиновых базальтов; πβ — пикритовых базальтов.
Таким образом, кристаллизационная модель неплохо соответствует реальному механизму образования океанических литосферных плит. В этой модели толщина литосферы определяется глубиной охлаждения и кристаллизации мантийного вещества и следовательно зависит от времени экспозиции вещества мантии на поверхности Земли. Поэтому мощность литосферы под срединно-океаническими хребтами не является постоянной, а закономерно увеличивается по мере удаления от рифтовых зон. В центре рифтовых долин мощность литосферы минимальна и астеносфера выходит почти на поверхность Земли. Породы литосферы тяжелее подстилающего их горячего вещества астеносферы (примерно на 0,1 г/см3). Следовательно, чем толще океаническая литосфера, тем на большую глубину она погружается в мантию и тем ниже опускается её поверхность. Поэтому закон опускания океанского дна определяется все той же корневой зависимостью от возраста литосферы, т.е. от возраста самого океанского дна. По этой зависимости самый высокий уровень стояния океанского дна должен быть там, где литосфера моложе и тоньше всего, т.е. в океанических рифтовых зонах, расположенных на гребнях срединно-океанических хребтов. По мере же удаления от гребней этих хребтов глубина океана должна возрастать пропорционально увеличению толщины литосферы, т.е. все по тому же корневому закону. Подстановкой в этот закон средних значений плотности литосферы, астеносферы и воды (соответственно равных 3,31; 3,19 и 1 г/см3 ) получим выражение, определяющее разность Δh между уровнем стояния гребня срединноокеанического хребта и данной точкой океанского дна с возрастом t (Сорохтин, 1973):
Формула 23. Разность стояния срединно-океанического хребта
Если описанная модель образования океанических литосферных плит верна, то и выведенный на её основе приведённый теоретический закон должен правильно осреднять реальный рельеф океанического дна. Проверить это не сложно. Результаты такой проверки показаны на рис. 87а и 87б. Как видно из рисунков и массы других примеров, осреднённые профили всех срединно-океанических хребтов действительно очень неплохо аппроксимируются одной и той же зависимостью Δh ≈ 0,35√t . При этом теоретическое значение коэффициента пропорциональности в найденном законе неплохо совпало с его осреднённым эмпирическим значением.
Рисунок 87. Аппроксимация глубин океана на склонах срединно-океанических хребтов зависимостью Δh ≈ 0,35√t (Сорохтин, 1973):
а — Срединно-Атлантический хребет в Южной Атлантике (скорость раздвижения плит 2×1,8 см/год); б — Восточно-Тихоокеанское поднятие, широтный разрез через Гавайские острова (скорость раздвижения плит около 2×5 см/год).
Если океанические литосферные плиты действительно тяжелее вещества астеносферы, то возникает вопрос, почему же тогда литосферные плиты не тонут в горячей мантии? В отношении океанических плит такой вопрос не совсем корректен, поскольку все они рано или поздно, но погружаются в мантию и тонут в ней под зонами поддвига плит. Именно поэтому вся современная океаническая литосфера моложе 150 млн лет, поскольку более древние её фрагменты уже давно утонули в горячей мантии. В пределах же 150 млн лет океаническая литосфера сохраняется на плаву подобно металлическим судам, плавающим по поверхности воды. Действительно, стабильные (не опускающиеся в мантию) океанические плиты по строению напоминают гигантские блюдца, ограниченные со всех сторон приподнятыми бортами — гребнями срединно-океанических хребтов и континентальными окраинами (например, литосфера под Атлантическим океаном). Благодаря этому у таких плит возникает нейтральная плавучесть, поскольку по закону Архимеда вес вытесняемой из-под них астеносферы оказывается равным весу самих плит и заполняющей литосферные «блюдца» (абиссальные котловины) воды. Возникающие же в таких плитах разломы обычно быстро самозалечиваются путём кристаллизации проникающих в них базальтовых магм.
В теле океанических литосферных плит при их погружении в астеносферу возникают избыточные напряжения, величина которых тем больше, чем глубже такие плиты «проседают» в мантию, т. е. чем древнее сами плиты. Используя приведённую выше зависимость глубины океана от возраста его дна, легко рассчитать, что в литосферных плитах, образовавшихся ранее 150 млн лет назад, должны возникать напряжения, превышающие 1 т/см2, т.е. предел прочности самой литосферы. С этим, по-видимому, и связано то, что предельный возраст океанических плит примерно равен 150 млн лет.
Что же касается континентальных плит, то они не тонут, так как к их тяжёлой мантийной части сверху «припаяна» лёгкая континентальная кора с запасом «положительной плавучести». В результате средняя плотность континентальных плит всегда оказывается меньшей, чем средняя плотность горячей мантии, в которую такие плиты погружены.
Решение уравнения теплопроводности позволяет определить также тепловой поток, пронизывающий океаническое дно. Он тоже зависит от возраста литосферных плит, но только обратно пропорционален его квадратному корню. Путём сопоставления теоретических расчётов с наблюдёнными тепловыми потоками на участках океанического дна с их неискажёнными значениями при t больше 50 млн лет (см. рис. 52) удалось определить эмпирическую зависимость удельных тепловых потоков q, выраженных в единицах теплового потока 10-6 кал/см2×с, от возраста океанского дна t, выраженного в миллионах лет: q ≈ 13,2/√t (Городницкий, Сорохтин, 1981). Из этой зависимости легко находится и среднее значение теплового потока через океанское дно возрастом от 0 до τ — q ≈ 26,4/√t. Если принять максимальный возраст океанических плит в среднем равным 120 млн лет, то тогда оказывается, что q ≈ 2,41×10-5 кал/см2×с. Площадь всех океанов и окраинных морей с океанической корой приблизительно равна 3,06×1018 см , отсюда найдём, что через океанское дно в настоящее время теряется около 7,37×1012 кал/с, или 3,09×1020 эрг/с тепла, т.е. около 72% всего теряемого Землёй тепла (около 4,3×1020 эрг/с).
Рисунок 52. Зависимость теплового потока через океаническое дно от возраста литосферных плит (Сорохтин, 1974):
1 — теоретическая кривая суммарного теплового потока; 2 — кондуктивная составляющая теплового потока (среднее значение по экспериментальным определениям); 3 — экспериментальные измерения теплового потока в Южной Атлантике и Тихом океане.