Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
т.е. - в нижней мантии и низах верхней мантии, будут доминировать вертикальные потоки вещества, а в самой астеносфере сформируются преимущественно горизонтальные течения [116]. Это приводит к тому, что через тонкий астеносферный слой перетекает большая часть вещества конвективных потоков, формируя там сравнительно быстрые, до нескольких десятков сантиметров в год [133], горизонтальные астеносферные течения. Эти-то течения и увлекут за собой относительно тонкие (от 10 до 80 км) океанические плиты Тихого океана от восходящего конвективного потока под Восточно-Тихоокеанским поднятием к нисходящим потокам в мантии, т. е. к зонам субдукции, окружающим этот океан. Такие течения не препятст-вуют движениям плит, если они вызываются механизмом затягивания океанической литосферы в мантию, ведь в рассматриваемом случае направления движения плит к зонам субдукции действительно совпадают с ожидаемыми направлениями астеносферных течений под этими плитами.
Иная картина развивается под мощными континентальными плитами, погруженными в мантию на глубину до 200-250 км. Под ними слой астеносферы практически отсутствует или сильно вырожден. Поэтому под континентальными плитами должно наблюдаться более равномерное распределение вязкости, и горизонтальные составляющие конвективных течений под ними формируются в гораздо большем объеме средней и нижней мантии. Но в связи со значительно большими сечениями горизонтальных потоков под континентальными плитами их скорости оказываются соответственно более низкими (порядка единиц сантиметров в год). Скорее всего этим и объясняются значительно меньшие скорости дрейфа континентов, особенно крупных (прочно «зацепленных» с мезосферой Земли) и спаянных с ними океанических плит по сравнению со скоростями движения чисто океанических плит, особенно расположенных между восходящими и нисходящими потоками в мантии.
Отмеченные различия геодинамических реакций океанических и континентальных плит на конвективные течения в мантии, по-видимому, неплохо иллюстрируются уже упоминавшейся выше закономерностью Форсайта-Уеды. Фактически эта зависимость определяет собой связь скорости движения литосферных плит с их строением, размерами континентов и расположением плит относительно восходящих и нисходящих течений в мантии, попытка реконструкции которых показана на рис. 1.18. Зависимость Форсайта-Уеды четко разделила крупные литосферные плиты на две различные группы: на континентальные и чисто океанические плиты Тихоокеанского региона. Индийская же плита в этой классификации занимает промежуточное положение, вероятно, потому что впаянные в нее континентальные массивы (Индия и Австралия) относятся к сравнительно небольшим материкам. К тому же Индийская плита, как и все Тихоокеанские плиты, оказалась «удачно» распо-
Рис. 1.18. Карта вероятного расположения восходящих и нисходящих конвективных потоков в мантии Земли; заштрихованы восходящие потоки, по [29]
ложенной между восходящим и нисходящим потоками в мантии (см. рис. 1.18), что в конце концов и обусловило относительно большую скорость ее перемещения в сторону Индонезии.
Что же касается Северной Атлантики, то в этом регионе астеносфера существует только под океанским дном, а с востока и запада она оказывается перекрытой мощными континентальными плитами, играющими роль гигантских дамб, препятствующих растеканию в этих направлениях астеносфер-ных течений от расположенных здесь восходящих потоков. Поэтому астеносферные течения в этом регионе могут распространяться только вдоль Сре-динно-Атлантического хребта [73, 121].
Однако такое сокращение эффективного сечения астеносферы приводит к существенному увеличению ее гидродинамического сопротивления. Но в гидродинамике, как известно, действует закон, аналогичный закону Ома в электротехнике
р = Rm, (1.16).
где р - давление, вовлекающее вязкое вещество в конвективный массообмен (аналог электрического напряжения в законе Ома); R - гидродинамическое сопротивление среды (слоя); т - поток вещества, участвующий в конвективном массообмене (аналог силы тока). В нашем случае т т задается механизмом дифференциации мантийного вещества на поверхности ядра. Поэтому увеличение гидродинамического сопротивления астеносферы на AR неизбежно приводит к соответствующему повышению избыточного давления Ар, действующего на вещество в этом слое.
В Северной Атлантике действие такого избыточного давления проявляется наглядно. Прежде всего с этим явлением связан повсеместный и су-
щественный подъем уровня океанического дна в этом регионе. Амплитуда гидродинамического «вздутия» здесь такова, что Срединно-Атлантичес-кий хребет над центром восходящего потока поднимается даже выше уровня океана и выходит на дневную поверхность, образуя, таким путем остров Исландия. Учитывая, что средняя глубина расположения гребней срединных хребтов обычно равна
2,5-2,7 км, легко рассчитать, что избыточное давление восходящего конвективного потока, приподнявшего дно Северной Атлантики, может достигать Ар ~ 700-800 Бар. Подъем океанского дна в Северной Атлантике приводит к возникновению в этом регионе крупной положительной гравитационной аномалии (рис. 1.19,а). Динамическая природа этой региональной аномалии особенно четко проступает в изостатической редукции после вычитания из нее поправки за эффект влияния «избыточного» рельефа
