парначев

погружаются и заполняются осадками. В таких случаях блоки бывшей океанской коры и литосферы оказываются “впечатанными” в континентальные части плит и впоследствии становятся фундаментом глубоких осадочных бассейнов. Подобные структуры, получившие название “несостоявшихся океанов”, обсуждаются в разделе 3.6.

3.1.Формирование океанской литосферы

Вразделе 2.2 было показано, что подошва литосферы является изотермой, а значит, ее положение определяется температурой солидуса мантийного вещества, постоянной и

примерно равной 1300°С. Для океанской литосферы, в которой изза ничтожно малого содержания радиоактивных элементов отсутствует собственная теплогенерация, возможно строгое аналитическое описание глубины подошвы (или, что то же самое, мощности) литосферы в зависимости от времени ее кристаллизации из астеносферной мантии, температура которой глубже подошвы литосферы остается надсолидусной и составляет примерно 1500°С (см. рис. 2.2.1).

Распределение температуры Т в океанской литосфере может быть найдено путем решения уравнения теплопроводности в одномерном варианте:

В выражениях (3.1.1), (3.1.2) V – линейная полускорость спрединга, или раздвижения краев плит на дивергентной границе, k – коэффициент теплопроводности океанской литосферы, ρ – ее плотность, Cp – теплоемкость, x – горизонтальная координата, отсчитываемая от оси срединного хребта, z – вертикальная координата, отсчитываемая вглубь от поверхности литосферы, Ta – температура астеносферы, равная 1500°С (рис. 3.1.1).

161

Помимо уже оговоренного выше отсутствия источников собственной теплогенерации в океанской литосфере, граничные условия (3.1.2) предполагают, что: во-первых, температура поверхности литосферы (или, что в данном случае то же самое, – температура на поверхности океанского дна) всюду одинакова и равна 0°С; во-вторых, температура глубже подошвы литосферы (в астеносфере) также всюду одинакова и равна Та, т.е. мантия изотермична; в-третьих, температура на самой дивергентной границе плит (при x → 0) тоже равна Та, т.е. в рифтовой зоне астеносфера выходит на поверхность. Последнее граничное условие, конечно, в реальности нигде не выполняется: как известно, астеносфера под дивергентными границами плит, хотя и подходит ближе всего к поверхности Земли, все же отделена от нее несколькими километрами коры и литосферы. Однако этими несколькими километрами по сравнению с мощностью зрелой океанской литосферы (около 100 км) можно пренебречь.

h = f(t)

Âîäà

Литосфера

Hl = f(t)

z

Рис. 3.1.1. Схема, поясняющая теоретическое описание мощности океанской литосферы и топографии срединноокеанских хребтов.

Решение (3.1.1) при граничных условиях (3.1.2) записывается в таком виде:

162

где erf – функция ошибок

Для определения мощности океанской литосферы (z = Hl) необходимо учесть, что ее подошва соответствует изотерме солидуса мантийного вещества T(x,z) = Tl = 1300°C. Упростим выражение (3.1.3), введя в него коэффициент температуропроводности χ = k/ (ρCp) (см. раздел 1.4) и заменив x/V на t, чтобы выразить мощность литосферы как функцию от ее возраста, увеличивающегося примерно симметрично в стороны от оси срединно-океанского хребта. Получим

Из (3.1.5) с учетом (3.1.4) имеем

Подставив в (3.1.6) численные значения параметров (коэффициент температуропроводности океанской литосферы χ ≈ 10– 6 м2/с), а также выразив t в миллионах лет, а Hl – в километрах, находим

Формула (3.1.7) описывает один из фундаментальных законов геодинамики – увеличение мощности океанской литосферы с возрастом или, что то же самое, с удалением от дивергентных границ плит, где начинается ее образование. Несколько упрощенно процесс формирования океанской литосферы по этому закону можно представить себе следующим образом. В зазор между расходящимися плитами поднимается горячее и частично расплавленное вещество астеносферы. Попадая на поверхность океанского дна, оно охлаждается и кристаллизуется, превращаясь в породы литосферы. По мере раздвижения плит образовавшиеся ранее участки литосферы “промерзают” на еще большую глубину и отодвигаются в стороны, а на их место в постоянно подновляющуюся рифтовую трещину на гребне срединно-океанского

163

хребта поступает новое астеносферное вещество, и процесс повторяется.

Отметим, что начинающийся в рифтовых зонах океана процесс формирования литосферных плит продолжается и под склонами срединно-океанских хребтов, и под океанскими абиссалями, за счет постепенного остывания и полной кристаллизации исходного горячего астеносферного вещества, последовательно “примораживаемого” снизу к подошве литосферы. Однако из формулы (3.1.7) прямо следует, что данный процесс замедляется со временем, и, таким образом, скорость роста мощности океанской литосферы тем больше, чем она моложе или, что эквивалентно, чем она ближе к оси хребта (дивергентной границе).

Как уже сказано выше, в рифтовых зонах океанов астеносфера почти выходит на поверхность, но все же литосфера имеет здесь конечную мощность. Это требует некоторой корректировки формулы (3.1.7), полученной теоретическим путем с граничными условиями (3.1.2), не учитывающими конечной мощности океанской литосферы в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов (при x → 0). Перепишем (3.1.7) в виде

Если принять минимальную мощность океанской литосферы H0 = 6,5 км, в соответствии с мощностью стандартной океанской коры (см. раздел 1.2.3) и предельной глубиной гипоцентров землетрясений на гребнях срединно-океанских хребтов, то формула (3.1.8) может быть записана в виде

Как уже неоднократно отмечалось, современные океаны Земли относительно молоды: они начали формироваться после распада суперконтинента Пангеи около 200 млн лет назад (см. раздел 2.5). Поэтому возраст литосферы, экспонированной в современных океанах, нигде не превышает 160 млн лет. В соответствии с формулой (3.1.9) легко рассчитать, что мощность литосферы в наиболее древних частях современных океанов составляет 100 – 120 км.

Древние континентальные части литосферных плит за время

164

своего существования (миллиарды лет) уже охладились до уровня установления в них стационарных тепловых потоков, потому их мощность со временем практически не меняется. Согласно (3.1.9) она достигает 250 – 300 км. Однако следует отметить, что, хотя подошва континентальной литосферы, как и океанской, имеет термическую природу, формулу (3.1.9) следует с осторожностью использовать для определения мощности континентальной литосферы, поскольку последняя, в отличие от океанской литосферы, сама способна генерировать тепло и, кроме того, имеет иные теплопроводность и теплоемкость.

3.2. Топография срединно-океанских хребтов

Срединно-океанские хребты, скрытые от нас водами океанов, представляют собой грандиозные горные сооружения, аналогов которым просто нет на суше. Они достигают в ширину тысяч километров и возвышаются над дном океанских абиссалей на 3 – 4 км. Переходя из океана в океан (см. рис. 2.3.1), срединноокеанские хребты опоясывают весь земной шар; их общая протяженность составляет около 70 000 км.

Само наличие срединно-океанских хребтов, а также их топография (высота гребня и рельеф склонов) объясняются принципом термической изостазии, суть которого состоит в следующем.

Как уже говорилось в разделе 1.3, условием изостазии является равновесие коры или литосферы в подстилающем субстрате (астеносфере), причем для выполнения изостазии по схемам Эри или Пратта плотность субстрата должна быть большей, чем средняя плотность плавающей в нем литосферы. Такое условие в полном объеме выполняется для континентальной литосферы, поскольку ее кора сложена породами меньшей плотности, чем ультраосновные породы верхней мантии. Однако с океанской литосферой дело обстоит иначе. Ее кора имеет небольшую мощность, а подкоровая часть литосферы, как было показано в предыдущем разделе, образуется за счет глубинной кристаллизации верхнемантийного вещества, плотность которого в твердом (литосферном) состоянии выше, чем в жидком (астеносферном). Следовательно, по мере охлаждения и утолщения океанской литосферы ее средняя плотность и вес должны

165

увеличиваться, а уровень поверхности понижаться.

Зная закон увеличения мощности океанской литосферы с возрастом (3.1.9), можно теоретически описать топографию срединно-океанских хребтов в рамках принципа термической изостазии. Учитывая, что срединные хребты океанов в целом изостатически уравновешены (над ними отсутствуют интенсивные гравитационные аномалии), воспользуемся условием равенства давления любого вертикального столба пород единичного сечения в астеносфере на любом уровне под литосферной плитой (рис. 3.1.1). Из геометрии процесса формирования литосферных плит следует, что

где ρa, ρl и ρw – средние плотности астеносферы, литосферы и воды соответственно, а ∆h – перепад глубин океанского дна между гребнем хребта и любой точкой на его склоне. Более “старый” столб (правая часть выражения (3.2.1)) по сравнению с “молодым” (левая часть) содержит более плотные и холодные литосферные породы. Под действием избыточного веса “старая” литосфера погружается, материал астеносферы выдавливается из-под нее, а пространство, освобождающееся сверху, заполняется водой океана. Глубины подошвы литосферы и ее кровли (океанского дна) возрастают с увеличением расстояния от гребня хребта и возраста литосферы. Любые два столба литосферы разного возраста имеют равную массу, поскольку на более “старый” столб приходится бoльшая масса легкой воды, компенсирующая дополнительную массу более плотных литосферных пород этого столба. Таким образом, именно то обстоятельство, что мантийные породы астеносферы в геологических масштабах времени могут течь подобно жидкости, определяет возможность изостатического выравнивания океанской литосферы.

Из (3.2.1) находим

166

где ∆h выражено в километрах, а t – в миллионах лет.

Формула (3.2.3) описывает еще один фундаментальный закон геодинамики – погружение океанского дна с удалением от оси срединного хребта и соответственно с увеличением возраста литосферы. Этот закон носит название закона Слейтера – Сорохтина. Топография срединно-океанских хребтов, описываемая с помощью теоретически выведенной формулы (3.2.3), поразительно точно согласуется с экспериментальными данными. Это хорошо видно на рис. 3.2.1, где в виде линии показана зависимость (3.2.3), а результаты измерений глубины Атлантического и Тихого океанов относительно глубины их срединных хребтов – соответственно квадратиками и кружками.

Согласно (3.2.3) перепад глубин дна между гребнями срединных хребтов и океанскими абиссалями, где возраст литосферы превышает 100 млн лет, составляет около 3,5 км. Само же положение гребней срединно-океанских хребтов в генеральном плане определяется тем глубинным уровнем, до которого осуществляется гидростатический подъем выжатого давлением смежных литосферных плит вязкого астеносферного вещества в

167

зияющей рифтовой трещине на дивергентной границе. Этот глубинный уровень называется зеркалом астеносферы, или уровнем свободной мантии, и составляет около 3 км. Соответственно глубина дна в пределах океанских абиссалей (у подножий срединных хребтов, где их склоны выполаживаются) достигает 6 – 7 км, что также хорошо согласуется с реальной топографией океанского дна.

Срединно-океанские хребты обычно бывают разорваны на отдельные сегменты, которые смещены друг относительно друга в поперечном направлении и соединены трансформными разломами (см. рис. 2.3.1). Вследствие того, что возраст смежных участков океанского дна по разные стороны от активной части трансформного разлома (между сегментами дивергентной границы) и его неактивного продолжения различен, между этими участками всегда существует перепад глубин дна: более древнее океанское дно глубже, чем более молодое (рис. 3.2.2). Амплитуда такого перепада глубин может быть оценена по формуле

где перепад глубин δh выражен в километрах, а разность возраста океанской литосферы по ту и другую сторону трансформного разлома ∆t – в миллионах лет. Например, если на определенном пересечении трансформного разлома океанская литосфера по одну его сторону имеет возраст 36 млн лет, а по другую – 100 млн лет, то перепад глубин дна на таком пересечении составит в соответствии с формулой (3.2.4) 2,8 км.

Хорошо известно, что различные дивергентные границы (срединно-океанские хребты) характеризуются разными скоростями раздвижения плит. В частности, для Срединно-Атлантического хребта и Восточно-Тихоокеанского поднятия, экспериментальные данные по топографии которых приведены на рис. 3.2.1, скорости раскрытия отличаются более чем в 5 раз (см. рис. 2.3.1). Из формулы (3.2.3) прямо следует, что чем быстрее скорость раскрытия (спрединга) на срединном хребте, тем на большем расстоянии от его оси окажется литосфера с возрастом t и перепадом глубин ∆h. Следовательно, чем меньше скорость спрединга в океане, тем круче склоны его срединного хребта. Эту особенность легко увидеть с первого взгляда на глобус или любую

168

мелкомасштабную географическую карту.

Зависимость крутизны склонов срединно-океанских хребтов от скорости спрединга дает объяснение длиннопериодным изменениям уровня Мирового океана, выражающимся в глобальных регрессиях и трансгрессиях.

а

δh

Рис. 3.2.2. Перепад глубин океанского дна на трансформном разломе.

а – разрез в плоскости, перпендикулярной срединноокеанскому хребту; б – плановое расположение сегментов хребта, трансформного разлома и профиля AB (стрелки – направления движения смежных плит); в – разрез в плоскости профиля AB.

Хорошо известно, что значительные изменения уровня Мирового океана неоднократно происходили в геологическом прошлом. Колебания уровня в функции времени надежно устанавливаются посредством исследования осадочных пород. Эти колебания могут носить региональный характер, и тогда они объясняются изостатическим выравниванием отдельных блоков литосферы. Но вместе с тем известны колебания уровня Мирового океана, проявлявшиеся одновременно на всех континентах, т.е. носившие глобальный характер. Короткопериодные (с периодом 104 – 105 лет) глобальные изменения уровня океана можно объяснить изменениями объема льда, содержащегося в полярных шапках. Однако более долгопериодные (с периодом 107 – 108 лет

169