ФИЗИКА ЗЕМЛИ, 2007, № 7, с. 3-13
УДК 550.311
ЧИСЛЕННЫЕ МОДЕЛИ СУБДУКЦИИ ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ
С БАЗАЛЬТОВЫМИ ПЛАТО
© 2007 г. В. П. Трубицын, А. А. Баранов, Е. В. Харыбин
Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, г. Москва
trub@ifz.ru Поступила в редакцию 22.01. 2007 г.
Легкие континенты и острова с толщиной коры свыше 30 км плавают на конвективной мантии, в то же время тонкая базальтовая океаническая кора целиком затягивается в мантию в зонах субдук-ции. Толщина нормальной океанической коры составляет 7 км. Однако в мантию затягиваются также и аномально толстые базальтовые плато, возникшие при внедрении мантийных плюмов в движущиеся океанические литосферные плиты. Одним из крупнейших базальтовых плато является плато Онтонг Джава на Тихоокеанской плите. Оно возникло при внедрении в плиту гигантского су-перплюма ~100 млн. лет тому назад. Несмотря на большую толщину (в среднем около 30 км), плато Онтонг Джава продолжает испытывать медленную субдукцию. В работе на основе численного моделирования анализируется процесс субдукции океанической коры при различной интенсивности мантийной конвекции, плотности и толщины коры, ее вязкости, а также ее формы. Даже упрощенная модель термокомпозиционной конвекции в верхней мантии позволяет объяснить наблюдаемое затягивание в мантию океанической коры и осадков и плавание на мантии континентальной коры.
РАС8: 91.45.Hc
ВВЕДЕНИЕ
Движущим механизмом глобальных геологических процессов в Земле является взаимодействие мантийной конвекции с океаническими ли-тосферными плитами и континентами. Континенты плавают на мантии среди океанических плит, которые временно до 100 млн. лет примерзают к континентам на их пассивных окраинах и погружаются под континенты на их активных окраинах [Трубицын, 2004].
Под мантийной конвекцией подразумевается конвекция в слое силикатной мантии, ограниченной внешней свободной деформируемой поверхностью Земли и скользкой деформируемой границей с железным ядром. Внешнее железное ядро Земли имеет температуру порядка 5000 К и находится в расплавленном состоянии. Его вязкость соответствует вязкости обычной жидкостью. Вещество силикатной мантии также находится при высокой температуре, которая близка, но везде ниже своей температуры плавления. Поэтому вещество мантии способно течь, но очень медленно. Средняя вязкость мантии 1021-1022 Пас. Благодаря низкой вязкости неоднородности в ядре быстро рассасываются. Поэтому крупномасштабные неоднородности плотности, температуры и химического состава не могут длительное время существовать в ядре. Скорости течения в мантии (~5 см/год) на пять порядков меньше, чем в ядре (~0.01 см/с). Крупномасштабные неоднородности в мантии могут рассосаться только за время порядка
одного оборота, т.е. (43 х 106 м)/(0.05 м/год) ~ ~ 200 млн. лет. Поэтому в глобальной геодинамике граница с ядром обычно рассматривается как пассивная жидкая деформируемая поверхность, и влияние процессов в ядре может учитываться в виде последующей поправки.
Силикатная мантия делится на нижнюю мантию глубже 660 км со средней вязкостью до 1022 Пас и верхнюю мантию со средней вязкостью 1021 Пас. В верхней мантии выделяют аномально низковязкую (до 1018 Пас) астеносферу и высоковязкую (до 1024 Пас) литосферу. Литосфера покрыта корой со средней толщиной 40 км на континентах и 7 км в океанах. Иногда из верхней мантии выделяют переходную зону или среднюю мантию, ограниченную глубинами 420 км и 660 км. В переходной зоне вещество испытывает серию фазовых переходов вещества, от перехода шпинели в ринг-вудит и вадслеит до их перехода в перовскит и магнезиовюстит [Schubert et al., 2002].
Принципиальной особенностью тектоники Земли является двухмодовость строения и динамики ее поверхности. В отличие от других планет поверхность Земли состоит из континентов и океанов. Но океаны - это не просто впадины, заполненные водой. Возраст древней коры континентов может достигать несколько млрд. лет, а возраст океанической коры не превышает 200 млн. лет, в среднем 80 млн. лет. Континенты постоянно плавают на мантии. Их кора частично эродирует сверху, частично размывается снизу и растет сбоку при
присоединении островных дуг и изнутри при внедрении мантийных плюмов. Океаническая кора вместе с литосферой постоянно участвует в конвективном кругообороте вещества мантии.
Под континентом обычно подразумевается только континентальная кора, отличающаяся от мантии по химико-минералогическому составу. Плавающие континенты затягиваются мантийными течениями на холодные нисходящие мантийные потоки и поэтому в среднем температура под континентами ниже, чем под океанами. В астеносфере температура наиболее близко подходит к температуре плавления, а в литосфере она значительно ниже. Поэтому к плавающему континенту снизу может намораживаться или привариваться мантийное вещество. При этом оно еще как бы приваривается к континенту внедряющимися в кору мантийными плюмами. В течение длительной эволюции в результате химико-минералогических превращений и массообмена мантийное вещество под континентом высыхает и облегчается. В результате под континентом возникает континентальная литосфера, которая в отличие от океанической литосферы не участвует в конвективном кругообороте вещества мантии, а плавает на мантии вместе с исходным континентом. Поэтому в геодинамике, когда рассматривают не химико-минералогический процесс формирования коры и литосферы, а только перемещения, под континентом иногда понимают единое образование - континентальную кору вместе приваренной к ней литосферой. Несмотря на то, что в кору из континентальной литосферы уходит тяжелое железо, плотность коры понижена благодаря рыхлости ее минералов. Повышение плотности континентальной литосферы, обусловленное пониженной температурой, компенсируется понижением ее плотности благодаря отличию ее химического состава по сравнению с нижележащей мантией и с океанической литосферой.
Поднимающееся к поверхности горячее легкое вещество мантии поворачивает и начинает двигаться горизонтально, постоянно охлаждаясь. После достижения достаточной толщины этот горизонтальный поток вещества еще раз поворачивает и начинает опускаться в мантию в зоне субдукции в виде холодного нисходящего мантийного потока, который по мере погружения в мантию начинает опять нагреваться. Термическая океаническая литосфера фактически представляет собой ту часть мантийного вещества, участвующего в конвективном кругообороте, которая в данный момент имеет температуру ниже 1250°С и поэтому имеет резко повышенную вязкость. При кратковременных воздействиях высоковязкая литосфера может раскалываться подобно жесткой плите. Однако при очень длительном воздействии в зоне высокого изгибного напряжения океаническая плита становится пластичной, сгибается и
под углом погружается в мантию. В мантии после нагревания вязкость вещества плиты опять понижается, и она становится нисходящим мантийным потоком.
В отличие от сложного и длительного процесса формирования с многократной переработкой гранитной коры континентов, океаническая кора образуется при однократном подъеме мантийного вещества к поверхности. Вещество мантии содержит много компонент с различной температурой плавления. При подъеме восходящего мантийного потока к срединно-океаническому хребту уже на глубинах порядка 60 км начинают плавиться легкоплавкие компоненты. Сначала внутри восходящего мантийного потока возникают отдельные капли расплава легкоплавких компонент, затем они сливаются в связанные каналы, по которым расплав быстро поднимается к поверхности сквозь основной восходящий поток и образует магматическую камеру толщиной ~7 км. Остальная большая часть восходящего мантийного потока остается нерасплавленной. Поднимаясь, этот поток поворачивает и, охлаждаясь, образует движущуюся ли-тосферную плиту. Вместе с ней горизонтально движется и застывшая магматическая камера, превратившаяся в океаническую кору. В то время как холодная область океанической литосферы при своем горизонтальном движении утолщается за счет все большего и большего увеличения охлажденной части горизонтального потока вещества мантии, толщина океанической коры строго лимитирована толщиной отличной по химико-минералогическому составу магматической камеры. Эта толщина в свою очередь определяется глубиной области, в которой происходит частичное плавление вещества в восходящем мантийном, т.е. в конечном счете определяется распределением температуры в восходящем потоке. Толщина океанической коры не зависит от скорости спре-динга, т.к. скорость всплывания расплава во много раз превышает скорость подъема самого восходящего мантийного потока, и весь расплав легкоплавких компонент успевает подняться к поверхности и затем начинает горизонтально перемещаться конвейером вместе с движущейся плитой.
Отметим, что описанная общепринятая термическая модель океанической литосферы в последнее время существенно уточняется. Вязкость литосферы зависит не только от температуры, но и от содержания летучих компонент, в основном воды. В восходящем мантийном потоке, поднимающемся к океаническому хребту, вода начинает интенсивно уходить вместе с расплавом в зоне частичного плавления уже с глубин в 50 км. Поэтому и вязкость расходящихся в стороны мантийных потоков, превращающихся в океаническую литосферу, становится высокой уже вблизи хребтов. Таким образом, учет роли воды при формировании литосферных плит существенно уточняет об-
щепринятую термическую модель, при которой толщина литосферы определяется по изотерме 125°С. Толщина литосферных плит, определяемых как аномально высоковязкие области мантии, оказывается почти везде постоянной от хребта до зоны субдукции и равной около 50 км. Уже вблизи хребта толщина высоковязкой литосферной плиты равна около 50 км за счет ухода воды в расплав магматической камеры. При движении к зоне субдукции, несмотря на продолжающееся охлаждение сверху, толщина плиты не может существенно вырасти за счет размытия ее подошвы вторичной конвекцией.
Подходя к зоне субдукции, океаническая плита медленно изгибается и погружается в мантию. Находящаяся на ней более ле
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.