Образование Литосферных Плит и Срединно-Океанических Хребтов

Литосферная оболочка Земли представляет собой охлажденную и раскристаллизованную часть верхней мантии, подстилаемую снизу горячим, а под океанами и частично расплавленным веществом астеносферы. Кристаллические породы литосферы – по сути “силикатный лед” частично расплавленного силикатного вещества астеносферы. Разница лишь в том, что лед легче воды, а кристаллические силикаты тяжелее своего расплава.

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. В частности, этим объясняется факт жесткого состояния континентальных литосферных плит до глубин около 250 км, глубже которых уже залегает пластичная мантия. Физическая природа такого перехода от жесткого к пластичному состоянию верхней мантии под континентами, может быть связана с дезинтеграцией мантийного вещества, происходящей под влиянием высоких давлений. Действительно, можно ожидать, что с увеличением давления до уровня, при котором энергия дополнительной активации мантийного вещества dW=p•dV, вызванная увеличением давления p и его сжатием dV, превысит энергию связи кристаллов в поликристаллическом веществе. После этого идет нарушение межкристаллических связей в мантийном веществе, при сохранении в неизменном виде кристаллических структур самих минеральных зерен.

В результате такой дезинтеграции, происходящей с поглощением энергии dW, жесткое и прочное поликристаллическое мантийное вещество “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.

Процесс образования океанических литосферных плит по модели кристаллизационного механизма представляется следующим образом. Образование рифтовых зон (и в океанах и на континентах) происходит благодаря расколам литосферных плит за счет приложенных к ним напряжений растяжения по модели пассивного рифтогенеза. 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, ана 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 счет постепенного остывания и полной кристаллизации исходного горячего мантийного вещества, последовательно “примораживаемого” снизу к подошве литосферы и чем дольше мантийное вещество, поднявшееся на поверхность Земли, охлаждается, тем на большую глубину оно “промерзнет” и кристаллизуется. Следовательно, под более древними участками океанического дна, расположенными дальше от рифтовых зон, толщина литосферы (т.е. слоя охлажденной и раскристаллизованной мантии) будет большей.

Первые 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. Глубина “промерзания” расплава определяется решением уравнения теплопроводности, из которого можно получить простую зависимость толщины океанической литосферы Н от ее возраста t (Сорохтин, 1973; Parker, Oldenburg, 1973). Отсюда легко находится и обобщенная модель строения океанических литосферных плит. 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 Н выражать в километрах, а возраст t – в миллионах лет, то в зависимости от принятых параметров среды, оказывается, что коэффициент k находится в пределах 6 < k < 9,5.

Для определения коэффициента k можно воспользоваться и эмпирическими данными. Так, мощность литосферы под о. Гавайи по сейсмологическим данным, Н=60 км (считая от поверхности океанического дна), а возраст коры равен 90 млн лет. Получаем Н=6,3 t. 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 ее 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 возрастает пропорционально увеличению толщины литосферы. 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 dh между уровнем стояния гребня срединно-океанического хребта и данной точкой океанского дна с возрастом t (Сорохтин, 1973): dh= 0,35 t .

Если описанная модель образования океанических литосферных плит верна, то и выведенный на ее основе приведенный теоретический закон должен правильно осреднять реальный рельеф океанического дна. Осредненные профили всех срединно-океанических хребтов действительно о
аппроксимируются одной и той же зависимостью dh= 0,35 t. При этом теоретическое значение коэффициента пропорциональности совпадает с его осредненным эмпирическим значением.

Если океанические литосферные плиты тяжелее вещества астеносферы, то океанические плиты рано или поздно утонут в мантии под зонами субдукции. Именно поэтому вся современная океаническая литосфера моложе 150 Му, поскольку более древние ее фрагменты уже давно утонули. В пределах же 150 Му океаническая литосфера сохраняется на плаву. 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. 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 путем 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 приведенную выше зависимость глубины океана от возраста его дна, легко рассчитать, что в литосферных плитах, образовавшихся ранее 150 Му, должны возникать напряжения, превышающие 1 т/см2, т.е. предел прочности самой литосферы. С этим и связано то, что предельный возраст океанических плит примерно равен 150 Му.

Что же касается континентальных плит, то они не тонут, так как к их тяжелой мантийной части сверху “припаяна” легкая континентальная кора с запасом “положительной плавучести”. В результате средняя плотность континентальных плит меньше, чем средняя плотность горячей мантии, в которую такие плиты погружены.

Решение уравнения теплопроводности позволяет определить также тепловой поток, пронизывающий океаническое дно. Он обратно пропорционален квадратному корню возраста литосферных плит. Путем сопоставления теоретических расчетов с наблюденными тепловыми потоками на участках океанического дна с их неискаженными значениями при t >50 Му 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 среднее значение теплового потока через океанское дно возрастом от 0 до Т: q= 26,4 Т. Если принять максимальный возраст океанических плит в среднем равным 120 Му, то q=2,41х10-6 кал/см2•с. Площадь всех океанов и окраинных морей с океанической корой приблизительно равна 3,06•1018 см2, отсюда найдем, 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 Землей тепла (около 4,3•1020 эрг/с).