соответствующее направление получило название “бассейнового анализа” (англ. basin analysis). На первых порах он включал лишь набор методов интерпретации геолого-геофизических данных с позиций тектоники плит, а также численное моделирование погружения осадочных бассейнов различного типа и их геотермической истории. Однако к настоящему времени уже исследуются возможности полномасштабного геодинамического анализа осадочных бассейнов, при котором их нефтегазоносность ставится в зависимость от численно моделируемых процессов заложения и развития.

Таким образом, родившись как гипотеза почти столетие назад, тектоника плит в 1960-х – 1970-х годах получила всесторонние подтверждения и стала геологической теорией. Ее значение для геологии XX века вполне сравнимо с вкладом квантовой механики в физику или генетики в биологию. Позднее тектоника плит вошла органичной составной частью в более общую науку – геодинамику. По-видимому, недалек тот день, когда геология, благодаря геодинамике и ее неотъемлемой составной части – тектонике плит, превратится из чисто описательной науки в науку гораздо более высокого методологического уровня. Это превраще-ние происходит на наших глазах. Для того чтобы ощутить его, необходимо знать основы современной тектоники плит, изложе-нию которых посвящены последующие разделы данной главы.

2.2. Литосфера и астеносфера

Как было показано в разделе 1.3, все крупные поверхностные структуры Земли (горные сооружения, океанские впадины и т.п.) почти идеально изостатически скомпенсированы. Если бы это условие не выполнялось, то, во-первых, реальная фигура Земли (геоид) существенно отличалась бы от теоретической модели (референц-эллипсоида), и, во-вторых, на поверхности Земли наблюдались бы интенсивные региональные гравитационные аномалии, отражающие избыток или дефицит масс поверхностных структур.

Строго говоря, почти идеальная изостатическая компенса-

117

ция крупных структур земной поверхности означает, что они в незначительной степени все же отклоняются от состояния полного архимедова равновесия, но стремятся к нему. Это стремление проявляется прежде всего как реакция на внешнюю (поверхностную) нагрузку. Крупные участки земной поверхности погружаются, если их вес увеличивается (например, за счет накопления осадков), и воздымаются, если их вес уменьшается (например, за счет таяния ледников). Восстановление изостатического равновесия происходит по геологическим меркам чрезвычайно быстро – за первые десятки тысяч лет. Поэтому для каждого интервала геологической истории (в том числе для современного) характерна почти идеальная изостатическая компенсация крупных поверхностных структур глубинными плотностными неоднородностями.

Феномен изостазии был бы невозможен, если бы в глубинах Земли не существовал глобально выраженный ослабленный слой (точнее, сферическая оболочка), ведущий себя в геологических масштабах времени как вязкая жидкость. Отсюда вытекает представление о наличии в верхней мантии Земли реологической границы, отделяющей вышележащую литосферу от подстилающей астеносферы.

Литосфера – это внешняя жесткая оболочка планеты, сохраняющая упругие свойства в течение длительных по геологическим масштабам промежутков времени. Она состоит из континентальной и/или океанской коры (сейсмическая оболочка А) и части верхней мантии (оболочка В). Породы литосферы имеют низкую температуру и потому не претерпевают значительных деформаций в течение временных интервалов вплоть до 109 лет.

Под литосферой находится астеносфера (оболочка С), породы которой ничем не отличаются по составу от пород нижней части литосферы (обе оболочки В и С объединяются в верхнюю мантию), но имеют достаточно высокую температуру. За счет этого в астеносфере может идти процесс твердотельной ползучести, т.е. под действием внешних сил породы астеносферы текут в геологических масштабах времени подобно жидкости.

По определению, подошва литосферы является изотермой – поверхностью постоянной температуры. Температура на границе “литосфера – астеносфера” приблизительно равна 1300°С, что соответствует температуре плавления (солидуса) мантийного

118

материала при литостатическом давлении, существующем на глубинах первые сотни километров. Породы, лежащие в Земле над этой изотермой, достаточно холодны и ведут себя как жесткий материал, в то время как нижележащие породы того же состава достаточно нагреты и относительно легко деформируются. Следовательно, переменная мощность литосферы объясняется в первую очередь неодинаковым геотермическим режимом в различных областях земного шара.

Наиболее простое и естественное объяснение природы подошвы литосферы состоит в следующем (рис. 2.2.1). Литостатическое давление увеличивается с глубиной в первом приближении

нечно, не так, хотя бы потому, что в астеносфере, за редким исключением, все же

распространяются поперечные упругие коле-бания (S-волны). Просто вещество верхней мантии (перидотит) состоит из нескольких компонентов с различной температурой плавления. Изотерма же 1300°С отмечает лишь точку плавления наименее тугоплавкой базальтовой составляющей мантийного вещества, заполняющей межгранулярные пространства более туго-плавкого упругого каркаса мантии. По этой причине суммарная доля расплава в астеносфере колеблется в пределах всего лишь

1 – 10%.

Из рис. 2.2.1 очевидно, что существенную долю расплава астеносфера содержит лишь под срединно-океанскими хребтами,

119

где кривая температуры верхней мантии пересекает кривую температуры ее солидуса и, таким образом, Tm > Ts. Здесь максимально полному плавлению астеносферы способствует вдобавок максимально высокий подъем ее кровли и, как следствие, низкая температура солидуса, связанная с минимальным литостатическим давлением. Во всех остальных случаях, как видно из рис. 2.2.1, кривая Tm не достигает кривой Ts, вследствие чего астеносфера залегает гораздо глубже и содержит лишь очень незначительную долю расплава.

Именно по указанным выше причинам астеносфера в различных районах земного шара неодинаково хорошо “прощупывается” существующими геофизическими методами, основные из которых сейсмология (сейсморазведка) и глубинная электроразведка. По сейсмическим данным астеносфера отмечается как зона пониженных скоростей (в англоязычной литературе для ее обозначения часто применяется аббревиатура LVZ – Low Velocity Zone). В редких случаях, как уже было сказано, аномальное плавление астеносферы приводит, наряду с резким уменьшением скорости P-волн, к полному исчезновению S-волн. По данным глубинных электромагнитных зондирований астеносфере соответствует слой пониженного сопротивления, наличие которого объясняется добавлением ионной проводимости, свойственной исключительно расплавам, к электронной проводимости твердых пород.

Однако часто (особенно в континентальных районах, см. рис. 2.2.1) степень плавления астеносферы так низка, а положение ее кровли, наоборот, так глубоко, что астеносферу не удается зафиксировать инструментально. Значит ли это, что астеносферы в таких районах не существует? Отнюдь нет, поскольку если бы астеносфера не была выражена глобально, то, как показано в начале данного раздела, не удалось бы объяснить ни близость Земли к фигуре вращающегося жидкого тела, ни феномен практически идеальной изостатической компенсации рельефа Земли.

Кроме того, следует помнить, что успех любой попытки инструментального обнаружения астеносферы определяется в первую очередь физическими основами и разрешающей способностью применяемых для этой цели методов. Например, незначительной степени плавления астеносферы может оказаться

120

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