парначев

зон появляются два новых полюса (открытые ячейки) или экватор (закрытые ячейки) опускания мантийного вещества. Одноячейковый режим сквозьмантийной конвекции, таким образом, переходит в двухъячейковый.

В эпохи одноячейковой конвекции материки собираются над полюсом опускания мантийного вещества и группируются здесь в суперконтиненты, а в эпохи двухячейковой конвекции, наоборот, суперконтиненты раскалываются и их “обломки” дрейфуют в стороны от полюсов (или экватора) подъема мантийного вещества.

Модель двухъярусной конвекции в определенной степени является компромиссной, поскольку она предполагает периодическую смену режима сквозьмантийной конвекции на режим раздельной конвекции в верхней и нижней мантии.

Чрезвычайно важная роль в данной модели отводится разделу на глубине 670 км (границе верхней и нижней мантии), где отмечается фазовый переход от шпинель-гранатовых к более плотным ильменит-перовскитовым силикатам (см. раздел 1.2.4). Предполагается, что холодные и плотные края субдуцирующих литосферных плит, или слэбы (от англ. slab, буквально – кусок плиты), в эпохи двухъярусной конвекции не проникают сквозь эту границу, и конвекция происходит раздельно в верхней и нижней мантии. Именно такой режим мантийной конвекции характерен для современной эпохи, причем данные сейсмической томографии позволяют картировать как различный характер гетерогенности верхней и нижней мантии, так и сами слэбы под современными зонами субдукции (см. рис. 4.1.3 в разделе 4.1). Когда вес слэбов, скопившихся на разделе 670 км, превысит предел прочности нижней мантии, они “обрушаются” и тонут в ней, инициируя тем самым переход к режиму сквозьмантийной конвекции.

Периодическая смена режимов двухъярусной конвекции на сквозьмантийную и, как следствие, образование и распад суперконтинентов объясняются в данной модели следующим образом (рис. 2.5.4). Когда на поверхности Земли формируется суперконтинент, он экранирует глубинный (мантийный) тепловой поток, вследствие чего мантия под суперконтинентом нагревается и разуплотняется. Начинается подъем (апвеллинг) разуплотненного и нагретого мантийного материала, в конце концов приводящий к расколу суперконтинента. Поскольку разуплотненный и горячий мантийный материал имеет пониженную вязкость,

151

конвективные ячейки, прежде сквозьмантийные, принимают в верхней мантии более сложные формы, и конвекция переходит в двухъярусный режим, т.е. идет раздельно в верхней и нижней мантии. Численное моделирование показало, что накопление мантийного тепла под суперконтинентом и последующий мантийный апвеллинг требуют порядка 200 – 400 млн лет, а распад суперконтинента – около 200 млн лет.

Распад суперконтинента с последующим растаскиванием его

Рис. 2.5.4. Объяснение образования и распада суперконтинентов в рамках двухъярусной модели мантийной конвекции.

“обломков” по поверхности Земли активизирует процесс спрединга и, как следствие, субдукции, в результате чего растет масса холодных литосферных слэбов на разделе 670 км. В конце концов слэбы “обрушаются” сквозь фазовый раздел и тонут в нижней мантии. Обрушение слэбов требует времени до 100 млн лет, после чего конвекция вновь становится сквозьмантийной.

Как обратная реакция на обрушение холодных слэбов в нижнюю мантию, от ее подошвы (границы с ядром) отделяются, а затем поднимаются к поверхности Земли тонкие колонны (струи) разогретого материала. Они получили в тектонике плит название плюмов, а их поверхностные проявления известны как горячие точки, или горячие поля.

Природа плюмов и горячих точек (полей) – одна из актуальнейших и до сих пор нерешенных проблем современной

152

геодинамики. В качестве доказательства их реальности обычно приводят геохимические и петрологические данные. Горячим точкам отвечают проявления внутриплитового вулканизма, представленного в основном щелочными базальтами, тогда как гораздо более активный вулканизм дивергентных границ плит (срединноокеанских хребтов) представлен преимущественно толеитами (см. раздел 1.2.3). На глубинный источник вулканизма горячих полей и точек указывают и содержания редких элементов, а также исходные соотношения изотопов стронция (см. раздел 1.6).

Однако нерешенным остается вопрос, как плюмы могут оставаться примерно на одном и том же месте в течение десятков и сотен миллионов лет в конвектирующей мантии. Этот вопрос принципиально важен, поскольку траектории горячих точек, “прожигающих” дрейфующие над ними литосферные плиты при условии неподвижности самого плюма, используются в кинематике плит и палеогеодинамике для реконструкции абсолютных движений (см. разделы 2.4 и 5.3). Известно, что горячие точки не вполне стационарны, поскольку они смещаются друг относительно друга на несколько миллиметров в год (что гораздо меньше, чем скорость большинства плит), но все же трудно примирить идею о существовании горячих точек с представлением о конвекции в масштабе всей мантии. Пока данная проблема, как уже сказано, находится в стадии интенсивного исследования.

Принимая существование мантийных плюмов в качестве реальности, рассматриваемая модель мантийной конвекции (см. рис. 2.5.4) допускает их чрезвычайно быстрый (всего за несколько миллионов лет) подъем до подошвы литосферы. Скорость движения мантийного материала должна достигать при этом нескольких метров в год, что примерно на два порядка превышает скорость движения литосферных плит, однако реальность столь быстрых течений в мантии подтверждена компьютерным моделированием.

Плюмы “бомбардируют” снизу подошву литосферы, причем многое зависит от того, куда пришлось “попадание” плюма – под океан или под континент. В первом случае появление плюма инициирует возрастание скорости спрединга в океане и, как следствие, увеличение интенсивности субдукции по его окраинам. Во втором случае мантийный плюм вызывает прогрев континентальной литосферы (в миниатюре этот процесс напоминает описанный выше мантийный апвеллинг под суперконтинентом) и, как следствие, глубинный магматизм. Именно так в континен-

153

тальную литосферу внедряются, в числе прочих, такие хорошо известные, хотя и редкие глубинные породы, как кимберлиты и лампроиты.

В обоих случаях подъем мантийных плюмов обеспечивает рост объема континентальной коры за счет либо субдукционного вулканизма (если плюм попал под океан), либо глубинного континентального магматизма (если плюм попал под континент). Об этих процессах подробнее пойдет речь в главе 4. Пока же для нас важно, что инициированная подъемом плюмов активизация процессов субдукции и роста объема континентальной коры неизбежно приводит к формированию нового суперконтинента. Время, требуемое на реализацию этой завершающей стадии цикла, составляет по данным численного моделирования от 100 до 500 млн лет. Таким образом, весь описанный цикл, в процессе которого происходит перестройка режимов мантийной конвекции, вызывающая распад старого и образование нового суперконтинента, занимает 800 – 900 млн лет, что вполне согласуется с периодами между главными фазами диастрофизма в истории Земли.

Таким образом, каждая из двух рассмотренных моделей мантийной конвекции, во-первых, подтверждена результатами компьютерного моделирования и, во-вторых, способна объяснить большую часть имеющихся геолого-геофизических данных. Модель сквозьмантийной конвекции объясняет формирование и распад суперконтинентов на поверхности Земли периодической сменой одноячейковой конвекции на двухъячейковую вследствие образования застойных зон в центральных частях ячеек. Тот же факт в альтернативной модели объясняется периодической сменой сквозьмантийной конвекции на двухъярусную из-за скопления и последующего “обрушения” холодных краев субдуцирующих литосферных плит через фазовый раздел верхней и нижней мантии на глубине 670 км.

Современный уровень развития геодинамики не позволяет отдать предпочтение какой-либо из двух моделей, а потому они на сегодняшний день являются равновероятными. Обе модели предполагают мантийную конвекцию в качестве основной (хотя и не единственной, о чем пойдет речь ниже) движущей силы тектоники плит. Именно за счет вязкого трения астеносферы о подошву

154

литосферы осуществляется дрейф литосферных плит по поверхности Земли. При этом скорости течений в мантии, особенно в ее астеносферной части, гораздо выше скорости дрейфа литосферных плит, поскольку лишь относительно небольшая часть энергии мантийной конвекции расходуется непосредственно на “волочение” литосферных плит – значительная ее часть переходит в тепловую энергию и ведет к прогреву литосферы. Численное моделирование показывает, что, для того чтобы обеспечить движение литосферы со скоростью 4 см/год, астеносфера под ней должна течь со скоростью около 20 см/год, т.е. примерно в пять раз быстрее.

Поверхностные структуры литосферы, срединно-океанские хребты и зоны субдукции совсем не обязательно в точности соответствуют восходящим и нисходящим ветвям мантийной конвекции, независимо от того, имеет она сквозьмантийный режим или развивается автономно в верхней и нижней мантии. Следует иметь в виду, что движение жестких литосферных плит, хотя и определяется в основном конвективными течениями мантии и согласуется с ними, не обнаруживает идеального соответствия с формой конвективных ячеек. Согласованность проявляется лишь в самом общем виде: в том, что дивергентные границы литосферных плит в целом близки к восходящим, а конвергентные – к нисходящим ветвям мантийной конвекции.

Какие еще дополнительные силы, помимо главной (конвекции), могут приводить к перемещению литосферных плит, убыстрять или замедлять их движение?

В пределах срединно-океанских хребтов края смежных плит, разделенные дивергентной границей, оказываются приподнятыми относительно океанских абиссалей. Под хребтами находится выступ горячей астеносферы, испытывающей максимальное частичное плавление. Из-за этого возникают ортогональные простиранию хребта силы FRP, за счет которых края смежных океанских плит отталкиваются от хребта (индекс в обозначении силы – от английского ridge push, буквально – отталкивание от хребта), соскальзывая под действием собственного веса с расположенного под ним астеносферного выступа (рис. 2.5.5). Силы FRP могут оказаться особенно значительными там, где срединноокеанский хребет какой-то своей частью совпадает с горячей точкой мантии, из-за чего занимает аномально приподнятое положение.

155

К подошве внутриплитовых частей литосферы приложены главные движущие силы тектоники плит – силы мантийного “волочения” (англ. drag) FDO под океанами и FDC под континентами, величина которых зависит в первую очередь от скорости астеносферного течения, а последняя определяется вязкостью и мощностью астеносферного слоя. Так как под континентами мощ-

F RP F RP

F DO

F DC

F N B

Рис. 2.5.5. Силы, действующие на литосферные плиты.

ность астеносферы значительно меньше, а вязкость значительно больше, чем под океанами, величина силы FDC почти на порядок уступает величине FDO. Под континентами, особенно их древними частями (материковыми щитами), астеносфера почти выклинивается, поэтому континенты как бы оказываются “сидящими на мели”.

Поскольку большинство литосферных плит современной Земли включают в себя как океанскую, так и континентальную части, следует ожидать, что присутствие в составе плиты континента в общем случае должно “тормозить” движение всей плиты. Так оно и происходит в действительности. На рис. 2.5.6, а видно, что для современных литосферных плит наблюдается обратная корреляция между скоростью движения и площадью континентальной части: быстрее всего движутся почти чисто океанские плиты Тихоокеанская, Кокос и Наска; медленнее всего – Евразийская, Северо-Американская, Южно-Американская, Антарктическая и Африканская, значительную часть площади которых занимают континенты.

Наконец, на конвергентных границах плит, где тяжелые и холодные края литосферных плит (слэбы) погружаются в мантию, их отрицательная плавучесть создает силу FNB (индекс в обозначении силы – от английского negative buoyance).

156

Рис. 2.5.6. Зависимости между параметрами литосферных плит и скоростью их движения.

Плиты: ЕВР – Евразийская, САМ – СевероАмериканская, ЮАМ – Южно-Американская, АНТ – Антарктическая, АФР – Африканская, КАР – Карибская, АРА – Аравийская, ИНД – Индийская, ФИЛ – Филиппинская, НАС – Наска, ТИХ – Тихоокеанская, КОК – Кокос.

157

Действие последней приводит к тому, что субдуцирующая часть плиты тонет в астеносфере и тянет за собой всю плиту, увеличивая тем самым скорость ее движения. Очевидно, сила FNB действует эпизодически и только в определенных геодинамических обстановках, например в случаях описанного выше обрушения слэбов через раздел 670 км при переходе конвекции от двухъярусного к сквозьмантийному режиму (см. рис. 2.5.4). Для того чтобы сила FNB действовала, необходимо, чтобы субдуцирующая океанская литосфера действительно имела отрицательную плавучесть (чтобы она тонула в астеносфере, а не заталкивалась в нее, что в принципе также возможно). Данный вопрос будет подробнее обсуждаться в разделе 4.1. Пока же отметим, что во всяком случае для современных литосферных плит сила FNB играет важную роль – убыстряет их движение. Это отчетливо видно на рис. 2.5.6, б: максимальную скорость имеют плиты, значительная часть периметра которых представлена конвергентными границами (Индийская, Филиппинская, Тихоокеанская, Кокос и Наска).

Таким образом, механизмы, приводящие в движение литосферные плиты, могут быть условно отнесены к следующим двум группам: 1) связанные с силами мантийного “волочения” (mantle drag mechanism), приложенными к любым точкам подошвы плит, на рис. 2.5.5 – силы FDO и FDC; 2) связанные с силами, приложенными к краям плит (edge-force mechanism), на рис. 2.5.5 – силы FRP и FNB. Роль того или иного движущего механизма, а также тех или иных сил оценивается индивидуально для каждой литосферной плиты.

В настоящее время в мантии Земли развивается двухъячейковая мантийная конвекция с закрытыми ячейками (согласно модели сквозьмантийной конвекции) или раздельная конвекция в верхней и нижней мантии с накоплением слэбов под зонами субдукции (согласно двухъярусной модели). Вероятные полюсы подъема мантийного вещества расположены в северо-восточной Африке (примерно под зоной сочленения Африканской, Сомалийской и Аравийской плит) и в районе острова Пасхи (под срединным хребтом Тихого океана – Восточно-Тихоокеанским поднятием). Заметим, что первому полюсу соответствуют на поверхности Земли самые “медленные” литосферные плиты, а второму, наоборот, самые “быстрые”. Экватор опускания мантийного вещества проходит примерно по непрерывной цепи конвергентных

158

Глава 3 ПРОИСХОЖДЕНИЕ ОКЕАНСКОЙ КОРЫ И

ЛИТОСФЕРЫ

В данной главе рассматриваются процессы, идущие на дивергентных границах литосферных плит. Этим границам в океанах отвечают срединно-океанские хребты с рифтовыми зонами на гребнях. Здесь пространство между расходящимися краями плит заполняется поднимающимся снизу мантийным веществом астеносферы. Его наиболее легкоплавкая составляющая – базальтовая магма – изливается на поверхность океанского дна и формирует океанскую кору, обусловливая спрединг (от англ. spreading – растекание) океанского дна, более древние участки которого отодвигаются примерно симметрично в стороны от дивергентной границы, а в рифтовой зоне на гребне срединноокеанского хребта всегда находится современная океанская кора с “нулевым” возрастом (раздел 3.3). Более тугоплавкая составляющая истощенной (деплетированной) мантии кристаллизуется на глубине и наращивает океанскую литосферу снизу, в результате чего ее мощность и вес также увеличиваются с возрастом, примерно симметрично в обе стороны от дивергентной границы плит (разделы 3.1 и 3.2).

Застывая в рифтовых зонах, базальты океанской коры “запоминают” направление геомагнитного поля, существовавшего в момент их излияния. Это обусловливает упорядоченную линейную структуру магнитного поля океанов, в котором аномалии разных знаков связаны с эпохами прямой и обратной полярности главного магнитного поля Земли. Расшифровка линейных магнитных аномалий океанов позволяет дистанционно определить возраст их дна и количественно описать процесс спрединга во времени и пространстве (раздел 3.4).

Дивергентные границы океанов (срединно-океанские хребты) постепенно переходят в материковые рифтовые зоны, “вспарывая” на своем пути континентальную литосферу. Этот процесс пер-манентного перехода дивергентных границ из океанов на конти-ненты, получивший название продвижения рифтов, рассмотрен в разделе 3.5.

Иногда материковые рифтовые зоны, уже превратившись в молодые океаны, внезапно прекращают свое раскрытие, быстро

160