Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
В таком случае для описания регионального рельефа склонов СОХ и абиссальных котловин (без учета влияния на рельеф осадочных толщ) можно воспользоваться следующими приближенными выражениями:
при t<70 млн лет ДА = 0,35 V/, (1.6)
при t>70 млн лет ДА = 0,75+0,26л//.
Отложение осадков на дне океана приводит к повышению его уровня на высоту
6/is = Hs Pm~P* - 0,64#s, (1.7).
P«-Pw
где Hs мощность осадочного чехла, а рл ~ 1,8 г/см3 -средняя плотность осадков. Учитывая теперь, что средний уровень гребней СОХ (за исключением Северной Атлантики) располагается приблизительно на 2,6 км ниже уровня океана, рельеф большей части океанического дна можно выразить аналитически через глубину океана Аок:
при t <70 млн лет Аок= 2,6+0,35 V/ - 0,64 Нх, (1.8)
при t >70 млн лет Аок = 3,35+0,26 V/ -0,64 Нх.
Здесь h0K и На по-прежнему выражены в километрах, a t - в миллионах лет.
Аналогичное влияние на рельеф океанического дна оказывает и такой фазовый переход, как от пла-гиоклазовых лерцолитов к пироксеновым лерцоли-там, заметно проявляющийся в рельефе при возрасте плиты около / = 20 млн лет. Однако в противоположность предыдущему случаю, несмотря на большее парциальное плавление мантийного вещества в области устойчивости плагиок-лазного лерцолита, разность плотностей (pi.pj здесь оказывается заметно меньшей, чем на более глубоких горизонтах в области устойчивости пирок-сеновых и шпине-левых лерцолитов. Связано это с тем, что при низких давлениях до 11-12 кБар плотность кристаллических плагиоклазов р^—2,7— 2,8 г/см3 значительно ниже средней плотности мантийных расплавов при тех же давлениях (это в какой-то мере напоминает ситуацию с водой и льдом). Поэтому здесь наблюдается обратная картина: при переходе от молодых участков дна с t<20 млн лет к более древней коре с t >20 млн лет коэффициент в выражении (1.5) не уменьшается, а, наоборот, возрастает.
Интересно отметить, что образование океанических литосферных
Рис. 1.13. Разрез океанической литосферы, по [29]
Области существования: LPI - плагиоклазовых лерцолитов; LPx -пироксеновых лерцолитов; LSp - шпинелевых лерцолитов; LGr - гранатовых лерцолитов. Области выплавления базальтов: Thр - толеитов срединно-океанических хребтов; Alp - глиноземных базальтов; ар - щелочных базальтов; Оф - щелочной оливиновый базальт; яр - пикрит-базальтов; q - теоретическая кривая теплового потока
плит по рассмотренному здесь механизму охлаждения и кристаллизации обязательно сопровождается возникновением гравитационной неустойчивости, так как более легкое вещество астеносферы сверху оказывается перекрытым более тяжелыми породами литосферы с Ар/,„ =0,07-0,09 г/см3. В этой связи часто возникает вопрос, почему в таком случае ли-тосферные плиты не тонут в горячей мантии, если они тяжелее ее вещества? Ответ прост. Континентальные плиты не тонут, потому что к тяжелой мантийной части таких плит сверху «припаяна» легкая земная кора с запасом «положительной плавучести». В результате средняя плотность континентальных плит всегда оказывается заметно меньшей, чем средняя плотность горячей мантии [121].
В отношении океанических плит такой вопрос не совсем уместен, поскольку все они рано или поздно погружаются в мантию и тонут в ней под зонами поддвига плит. И именно потому,, что древние фрагменты океанической литосферы уже утонули в горячей мантии, современный возраст океа- , нического дна повсеместно моложе 170 млн лет.
В пределах же 170 млн. лет океаническая литосфера сохраняется на плаву, подобно металлическим судам, удерживающимся на поверхности воды, несмотря на-значительную разность плотностей железа и воды. Действительно, стабильные, не опускающиеся в мантию океанические плиты напоминают по своему строению гигантские блюдца, ограниченные со всех сторон приподнятыми бортами — гребнями СОХ и континентальными окраинами (примером может служить литосфера под Атлантическим океаном). .У таких плит возникает нейтральная плавучесть, поскольку в полном соответствии с 'законом Архимеда вес вытесняемой из-под них астеносферы оказывается строго равным весу самих плит и заполняющей абиссальные впадины воды. Возникающие же в плитах благодаря тектоническим напряжения разломы, обычно быстро «самозапечиваются» путем кристаллизации проникающих в них базальтовых магм.
Однако, как и в корпусе любого судна, в теле 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 170 млн лет назад, должны возникать напряжения, превышающие 1 т/см2, т. е. предел прочности самой литосферы. Именно с этим явлением, по-видимому, и связано то обстоятельство, что предельный возраст океанических плит примерно равен 170 млн. лет.
Как отмечалось выше, молодая океаническая литосфера образуется при раздвижении литосферных плит в результате внедрения вещества астеносферы в разломы рифтовых зон и кристаллизации
