парначев

достаточно для появления в ней зон высокой электропроводности, но недостаточно для сколько-нибудь существенного понижения в ней скорости распространения упругих волн. В этом случае результаты интерпретации экспериментальных данных геоэлектрики и сейсмики войдут в противоречие, и по ним одним принять решение о наличии или отсутствии астеносферы под конкретным районом будет невозможно без привлечения дополнительных, уже сугубо теоретических построений.

Еще раз повторим, что для геодинамики в данном случае принципиально важны два обстоятельства. Первое – даже оставаясь в твердом состоянии, породы астеносферы механически ослаблены и могут испытывать твердотельную ползучесть, за счет которой астеносфера в геологических масштабах времени ведет себя как вязкая жидкость. Второе – астеносфера выражена глобально, хотя глубина ее кровли, мощность и физические свойства варьируют в широких пределах.

Литосфера, естественно, также не является абсолютно жесткой оболочкой, вовсе не испытывающей вязких деформаций и идеально передающей упругие напряжения (согласно физике сплошных сред абсолютно упругих сред в природе просто не существует). По современным представлениям, только верхняя часть литосферы (кора, да и то не вся, а лишь верхняя ее часть) является достаточно жесткой, так что упругие напряжения в ней не релаксируют за временные интервалы 106 – 109 лет. Эта часть литосферы называется упругой литосферой. И в нижней части коры, и в нижней, наиболее прогретой литосфере, называемой неупругой, также развиваются процессы твердотельной ползучести, хотя, конечно, гораздо менее интенсивные, чем в астеносфере. Однако фундаментальное понятие о литосфере и астеносфере остается краеугольным камнем тектоники плит, о чем подробнее пойдет речь в дальнейшем.

Мощность литосферы Земли (или, что то же самое, глубина поверхности астеносферы) минимальна под океанами. Здесь она изменяется от первых десятков километров под осевыми зонами срединно-океанских хребтов до примерно 100 км под океанскими котловинами (абиссалями). Под древними щитами континентальных платформ мощность литосферы достигает максимальных значений – до 300 – 350 км. Как правило, на таких глубинах кровля астеносферы уже не “прощупывается” даже самыми

121

глубинными геофизическими методами, поэтому положение границы раздела литосферы и астеносферы рассчитывается теоретически. Наиболее резкие изменения мощности литосферы наблюдаются вблизи границ континент – океан, под которыми проходит контакт литосферы двух принципиально различных типов – континентальной и океанской, а также вблизи срединноокеанских хребтов.

Подошвой астеносферы (сейсмической оболочки С) и одновременно границей между верхней и нижней мантией, как уже говорилось в главе 1, служит резкий сейсмический раздел (несогласие) на глубине 660 – 670 км. Он имеет важнейшее значение для геодинамики и будет неоднократно упоминаться в дальнейшем. Пока же подчеркнем, что глубина 660 – 670 км соответствует глубинам гипоцентров самых глубокофокусных землетрясений, зафиксированных в сейсмически активных зонах Земли.

Как известно из физики, основным параметром, характеризующим реологию среды, является ее вязкость – коэффициент пропорциональности между механическим напряжением и скоростью деформации (течения). Чем более вязкой является среда, тем большее напряжение требуется для того, чтобы поддержать течение в ней. В системе СИ единицей вязкости служит Па · с (в системе СГС, иногда используемой в геодинамике, – пуаз, 10 П = 1 Па · с).

Данные сейсмологии позволяют предполагать реологическую неоднородность астеносферы как по вертикали, так и по латерали.

Во многих местах астеносфера подразделяется по крайней мере на два слоя с границей раздела на глубине около 400 км. Этот раздел называется границей Леман. Выше него находится верхняя астеносфера, средняя вязкость которой (1019 Па · с) примерно на порядок меньше, чем у расположенной под границей Леман нижней астеносферы (1020 Па · с). При этом вся астеносфера в целом, верхняя и нижняя, остается ослабленным слоем мантии, так как характеризуется значительно меньшей вязкостью, чем подстилающая ее нижняя мантия (1023 – 1024 Па · с) и, разумеется, чем перекрывающая ее литосфера (более 1028 Па · с).

В последние годы во многих районах земного шара установлен слоистый характер астеносферы, при котором более

122

ослабленные слои (соответственно с меньшей вязкостью, пониженными скоростями упругих волн и повышенной электропроводностью) чередуются с относительно жесткими слоями. Эти факты легли в основу модели двухфазной слоистой астеносферы,

суть которой состоит в следующем.

Эксперименты по частичному плавлению ультраосновных (мантийных) пород при высоких давлениях показали, что порции базальтового расплава образуют взаимосвязанную систему микроканалов при сохранении более тугоплавкого скелета (матрицы) породы. Под действием литостатического давления базальтовая магма, образовавшаяся в порах такого двухфазного астеносферного слоя, выжимается вверх по разрезу (рис. 2.2.2). Однако

мощность двухфазного слоя не может превышать некоторой предельной величины, при достижении которой у кровли слоя происходит магмаразрыв скелета породы поровым давлением каверн, заполненных расплавом.

Условия магмаразрыва, а следовательно, и характерная мощность двухфазных астеносферных слоев могут быть определены следующим образом. Магмаразрыв не происходит до тех пор, пока литостатическое давление в слое мощностью h не превысит предел прочности ультраосновных пород σ, приблизительно равный 3 · 108 Па:

где ∆ρ – разница плотностей базальтового расплава в кавернах и жесткого скелета мантийного перидотита, приблизительно равная 500 кг/м3 (0,5 г/см3), а g – ускорение свободного падения (10 м/с2).

123

Подставляя в формулу (2.2.1) указанные величины, получаем характерную мощность двухфазного астеносферного слоя, равную 60 км. Выше отмечающей его кровлю поверхности магмаразрыва могут существовать лишь изолированные магматические камеры в однофазной среде (см. рис. 2.2.2). Еще выше может вновь появиться двухфазный слой с сообщающимися порами, и так далее.

Таким образом, описанная модель объясняет существование слоистой астеносферы (или полиастеносферы) с чередованием двухфазных и однофазных слоев. Как показывает оценка характерной мощности двухфазного слоя (около 60 км), даже в одну лишь верхнюю астеносферу до границы Леман могут “уместиться” пять-шесть чередующихся слоев с различными реологическими свойствами. Естественно, что при попытках “прощупать” такую полиастеносферу геофизическими методами, мы получим ощутимые изменения соответствующих физических характеристик (в частности, уменьшение скорости упругих волн) лишь в двухфазных слоях.

В последних, как уже говорилось, допускается вертикальная фильтрация базальтовой магмы. В кровле двухфазных слоев расплав локализуется в макрокаверны, соединяющиеся системой горизонтальных каналов в практически сплошные слои. Для таких интервалов разреза при попытках “прощупать” астеносферу сейсмическими методами возможно даже полное исчезновение S-волн, свидетельствующее о наличии жидкой среды.

Латеральная реологическая неоднородность типична преимущественно для верхней астеносферы. Ее вязкость зависит главным образом от геотермического режима конкретной территории. Наименьшие значения вязкости около 1018 Па · с характерны для астеносферы под срединно-океанскими хребтами, континентальными рифтовыми зонами и молодыми горными сооружениями. Наибольшие значения – до 1021 Па · с – предполагаются под древними материковыми щитами. Таким образом, вязкость верхней астеносферы варьирует в пределах трех порядков, перекрывая при этом диапазон вязкости нижней астеносферы, но все же не достигая значений, характерных для нижней мантии и тем более литосферы.

Чтобы реальнее ощутить реологические свойства мантии, в том числе наименее вязкой ее части – астеносферы, полезно срав-

124

нить ее с вязкостью жидкостей, реология которых известна из бытовых примеров. Например, вязкость воды равна 0,001 Па · с, густого меда – 10 Па · с, а текущей лавы – 103 Па · с. Следовательно, даже минимальная вязкость астеносферы на 22 порядка (!) превышает вязкость воды, а по своей твердости астеносфера сопоставима с прочнейшими титано-молибденовыми сплавами, из которых делают броню танков и корпуса подводных лодок. Это лишний раз показывает, что астеносферу можно считать жидкостью лишь условно, оперируя геологическими масштабами времени 106 – 109 лет.

2.3.Деление литосферы на плиты и типы межплитовых границ

Литосфера Земли не является сплошной оболочкой. Она разделена на небольшое число относительно тонких жестких плит, движущихся по поверхности планеты под воздействием конвективных течений в ее мантийной оболочке и взаимодействующих друг с другом своими краевыми частями.

Скорости перемещения литосферных плит по порядку величины составляют несколько сантиметров в год. Хотя эти скорости кажутся незначительными, бoльшая часть всех происходящих на планете землетрясений, вулканических извержений и горообразовательных процессов происходит именно в области межплитовых границ. Соответственно именно современная сейсмическая и вулканическая активность является основным критерием выделения границ литосферных плит.

На рис. 2.3.1 показана одна из существующих схем разделения литосферы Земли на жесткие плиты. По характеру взаимодействия смежных плит границы между ними могут относиться к одному из трех типов – дивергентному, конвергентному или трансформному (рис. 2.3.2, см. вклейку).

Там, где литосферные плиты расходятся, освобождающееся между ними пространство заполняется поднимающимся снизу веществом астеносферы и его выплавками. Такие границы называются дивергентными. В океанах им соответствуют срединноокеанские хребты с рифтовыми зонами на гребнях. Если дивергентная граница пересекает материк, то над ней возникает

континентальная (материковая) рифтовая зона.

Там, где литосферные плиты, наоборот, сходятся, возможны две ситуации. Если взаимодействуют континентальная и океанс-

125

кая литосфера, то более тяжелая и плотная океанская поддвигается под более легкую континентальную. В таких местах возникают сопряженные системы глубоководных желобов с островными дугами или активными континентальными окраинами, в преде-

лах которых идет поглощение океанской литосферы в мантии. Этот процесс называется субдукцией. Если же плиты сталкиваются континентальными краями, то субдукция невозможна, поскольку легкая континентальная литосфера не может погрузиться в мантию на значительную глубину. В таких случаях происходит “торошение” континентальных краев плит, за счет которого воздымаются молодые горные сооружения. Этот процесс называется коллизией. Субдукционные и коллизионные зоны соответствуют конвергентным границам литосферных плит.

В геологической литературе дивергентные границы плит часто называют конструктивными, поскольку на них идет наращивание океанской коры, а конвергентные – деструктивными, поскольку на них, напротив, океанская кора (и литосфера в целом) погружается в мантию на переплавку. Однако данные термины не слишком удачны. Действительно, хотя на дивергентных границах океанская кора наращивается, этому неизбежно предшествует деструкция континентальной коры (именно такой процесс идет в материковых рифтовых зонах, которые также относятся к дивергентным межплитовым границам). Напротив, на конвергентных границах океанская литосфера уничтожается, но за счет ее переплавления в мантии рождается континентальная кора (см. главу 4). По указанным причинам предпочтительно употреблять термины дивергентные и конвергентные границы, отражающие лишь направление движения смежных плит, а не процессы, происходящие на межплитовых границах.

Третий и последний тип границ литосферных плит – трансформный. На трансформных границах не происходит ни наращивания, ни поглощения литосферы, плиты просто скользят друг относительно друга. Свое название они получили из-за того, что, как правило, соединяют (трансформируют) границы других типов – чаще всего дивергентные, реже конвергентные или дивергентные с конвергентными.

126

На Земле выделяются 13 главных литосферных плит (см.

рис. 2.3.1): 7 крупных – Евразийская, Северо-Американская, Южно-Американская, Тихоокеанская, Африканская, Индийская и Антарктическая, а также 6 средних – Аравийская, Сомалийская, Карибская, Филиппинская, Наска и Кокос.

Существуют более генерализованные модели с меньшим, чем 13, числом выделяемых литосферных плит. Дело в том, что сейсмичность, магматизм и скорость взаимодействия плит на разных границах имеют различную интенсивность. Четкие критерии того, насколько значимым должен быть каждый из перечисленных показателей, чтобы проводить межплитовую границу, отсутствуют. Например, раздвиговые движения по дивергентной границе, разделяющей Африканскую и Сомалийскую плиты (ВосточноАфриканской рифтовой системе), относительно малоинтенсивны, поэтому часто связанную с этой границей тектоно-магматическую активность рассматривают как внутриплитовую и, следовательно, отдельную Сомалийскую плиту не выделяют, считая ее частью Африканской (см. рис. 2.3.1).

Наоборот, при детализации геолого-геофизических исследований часто возникает соблазн привлечь к рассмотрению большее число плит, особенно в районах зон коллизии, где континентальная литосфера подвергается дроблению и оказывается разбитой на значительное количество микроплит с сейсмически, а часто и магматически активными границами.

Однако такой подход с геодинамической точки зрения часто не оправдан по двум причинам. Во-первых, в случае с микроплитами нет уверенности, что их деление осуществляется на уровне литосферы, а не на уровне, например, коры или даже верхней части коры (о чем подробнее пойдет речь в разделе 4.3). В этом случае пропадает одно из важнейших условий, придающих строгость тектонике плит – постулат о жесткости (монолитности) литосферы. Во-вторых, даже если допустить делимость микроплит на уровне литосферы, то механизм перемещений и взаимодействий крупных и средних литосферных плит с поперечными размерами, на порядок превышающими мощность, и микроплит, у которых поперечные размеры и мощность сопоставимы, оказывается существенно различным.

Поэтому в обсуждаемой строгой классической постановке проблемы деления литосферы Земли на плиты имеет смысл

128

ограничиться рассмотрением небольшого числа плит, на которые разделена литосфера Земли.

Следует иметь в виду, что понятие “литосферная плита” ни в коем случае не тождественно понятию “материк”, даже если первая и второй имеют одинаковые названия. Как видно на рис. 2.3.1, почти все литосферные плиты имеют смешанный тип и включают в себя как континентальную, так и океанскую части.

Например, Африканская литосферная плита включает в себя отнюдь не весь Африканский материк: его восточная часть отделена континентальной рифтовой системой (дивергентной границей) и относится к смежной Сомалийской плите. Но зато Африканская литосферная плита захватывает почти всю восточную часть Атлантического океана до Срединно-Атлантического хребта, а также часть Южного океана. Никакой межплитовой границы под Атлантическим побережьем Африки не проходит – здесь расположена пассивная континентальная окраина. Таким образом, границы Африканской плиты имеют следующие типы: на западе, юге, востоке и северо-востоке – дивергентные (Срединно-Атланти- ческий хребет, Африкано-Антарктический хребет Южного океана, Восточно-Африканская континентальная рифтовая система, молодой океанский рифт Красного моря); на северо-западе – трансформная (Азоро-Гибралтарский разлом); на севере – конвергентная (зона коллизии в Средиземном море). Африканская плита граничит с шестью смежными литосферными плитами, против часовой стрелки – Северо-Американской, Южно-Американской, Антарктической, Сомалийской, Аравийской и Евразийской.

Есть даже плита (Индийская), захватывающая сразу два материка – частично Евразию (Индостан) и целиком Австралию.

Можно назвать лишь три почти чисто океанских плиты – самую крупную литосферную плиту Земли Тихоокеанскую и две более мелких – Кокос и Наска. Есть одна почти чисто континентальная плита – Аравийская. Все остальные литосферные плиты Земли, как уже говорилось, имеют смешанный тип.

2.4. Кинематика плит

Все литосферные плиты непрерывно перемещаются друг относительно друга. Анализ их перемещений выполняется в геодинамике на строгом количественном уровне. В этом состоит

129

одно из главных преимуществ, которые дала геодинамике тектоника плит. Сразу же отметим, что ниже рассматриваются лишь методы анализа движений плит, но не причины движений,

окоторых пойдет речь в следующих разделах.

2.4.1.Постулаты кинематики плит

Воснове кинематики литосферных плит лежат два фундаментальных постулата: об абсолютной жесткости плит и о

неизменности радиуса Земли.

Постулат об абсолютной жесткости плит состоит в том, что литосферные плиты в геологических масштабах времени ведут себя как упругие тела, способные передавать прилагаемые к ним напряжения на любые расстояния, не испытывая внутренние пластические деформации. Действительно, как было показано в разделе 2.2, вязкость литосферы на несколько порядков превышает вязкость подстилающей ее астеносферы. Кроме того, предположение о жесткости литосферных плит может быть проверено увязкой их движений в глобальном масштабе. Если плиты жесткие, то движение какой-либо одной плиты относительно другой неизбежно должно вызвать относительные движения смежных плит, а следовательно, и всего ансамбля литосферных плит Земли (см. рис. 2.3.1). Таким образом, величина общего расхождения плит (векторная сумма движений на дивергентных границах) должна равняться суммарной величине их схождения (конвергенции). Действительно, такое равенство в первом приближении существует.

Вто же время понятно, что постулат об абсолютной жесткости плит применим лишь в глобальном масштабе. Геологам хорошо известны складчатые деформации орогенных поясов, сопровождающиеся пластическим течением горных пород. Эти процессы идут на границах плит (конвергентных, коллизионного типа), так что никаких противоречий с базовыми постулатами тектоники плит здесь нет. Однако сами коллизионные границы в отличие от межплитовых границ всех других типов имеют значительную ширину и размытые очертания в плане. Поэтому в региональном, а тем более в локальном масштабе исследований постулат об абсолютной жесткости плит уже нельзя принимать безоговорочно.

Постулат о неизменности радиуса Земли предполагает, что в

130