ФИЗИКА ЗЕМЛИ, 2014, № 4, с. 86-105
УДК 551.2:552.323
УСТОЙЧИВОСТЬ ПОГРАНИЧНОГО СЛОЯ МЕЖДУ ЛИТОСФЕРОЙ И КОНВЕРГИРУЮЩЕЙ МАНТИЕЙ И РАВНОВЕСНАЯ ЛИТОСФЕРНАЯ ГЕОТЕРМА
© 2014 г. Я. М. Хазан, О. В. Арясова
Институт геофизики им. С.И. Субботина НАН Украины, г. Киев, Украина E-mail: ykhazan@gmail.com Поступила в редакцию 01.10.2012 г. После доработки 26.11.2013 г.
В квазистационарном состоянии конвективный пограничный слой (КПС) (область перехода от литосферы к конвектирующей мантии, литосферно-астеносферная граница) находится на пределе устойчивости. Этим определяется его глубина, мощность и квазистационарное распределение температуры в литосфере. Если бы мантия была однородна, то подошва литосферы при современной потенциальной температуре располагалась бы глобально на одной и той же глубине Hrh = 50—70 км. На самом деле, режим взаимодействия мантийной конвекции с литосферой определяется соотношением между этой глубиной и мощностью Hdepi химического погранслоя, включающего кору и слой дебетированных пород. Если мощность химического погранслоя мала (Hdepj < Hrh) как в современной океанической мантии, то устанавливается субокеанический режим, при котором мантийная конвекция не достигает подошвы химического погранслоя. В этом случае кровля КПС находится на глубине Hrh, а тепловой поток и глубина океана зависят только от потенциальной температуры Tp и в областях коры с возрастом >60—70 млн лет одинаковы всюду вдали от возмущенных территорий (горячих точек, зон субдукции). Отсутствие заметных отличий между значениями теплового потока в различных океанических бассейнах указывает на глобальное постоянство потенциальной температуры. При Hdepi > Hrh устанавливается субконтинентальный режим взаимодействия мантийной конвекции с литосферой. При этом КПС непосредственно примыкает к деплетиро-ванной литосфере, его кровля находится на глубине Hdepi, поверхностный тепловой поток q(Tp, Hdepi) зависит не только от потенциальной температуры Tp, но и от мощности деплети-рованной литосферы и убывает с увеличением Hdepi, а значит, и с возрастом последней. При фиксированной потенциальной температуре зависимость q( Tp, Hdepi) согласуется с огибающей результатов термобарометрии ксенолитов кимберлитов, представленных на диаграмме (глубина наиболее глубокого ксенолита в кимберлите — тепловой поток). В самой нижней части континентальной литосферы, по всей видимости, существует зона горизонтальной сдвиговой деформации. Именно из этой зоны кимберлиты, вероятно, захватывают сильно деформированные и при этом наиболее глубинные ксенолиты. Кроме того, с зоной деформации должна ассоциироваться азимутальная анизотропия скорости сейсмических волн. Изменение ее направления с глубиной может наблюдаться как разрыв Леманн.
DOI: 10.7868/S0002333714040061
1. ВВЕДЕНИЕ
Область перехода от жесткого верхнего слоя Земли к конвектирующей мантии существует глобально и играет ключевую роль в тепловой структуре верхней мантии, поскольку с ней связано изменение режима теплопереноса с кондук-тивного в самых верхних слоях Земли на преимущественно конвективный в мантии. Кроме того, она является фундаментально важной, поскольку представляет собой нижнюю границу литосфер-ных плит и к ней приложены касательные напряжения, влияющие на их движение [Kennedy et al., 2002]. Выяснение физического механизма, контролирующего равновесие этой переходной обла-
сти и формирование равновесного распределения температуры в литосфере, является главной целью настоящей работы.
Вначале определим используемую терминологию, поскольку общепринятой терминологии в настоящее время не существует. В частности, переходную область называют литосферно-астено-сферной границей (например, [Megnin, Ro-manowicz, 2000; Rychert, Shearer, 2009; O'Reilly, Griffin, 2010; Jones et al., 2010; Yuan, Romanowicz, 2010; Rychert et al., 2012]), реологическим подслоем [Stengel et al., 1982; Fowler, 1985; Davaille, Jau-part, 1993; Solomatov, 1995; Korenaga, 2009b], тепловым пограничным слоем [Parsons, McKenzie,
(a)
(б)
H
depl Hrh
Рис. 1. Тепловая структура модели. (а) Субокеанический режим взаимодействия мантийной конвекции с литосферой (Нйер1 < (см. текст). (б) Субконтинентальный режим (Я,^ > ЯгЬ). Схематически показана зона сдвиговой деформации вблизи подошвы литосферы.
1978; McKenzie et al., 2005] или конвективным подслоем [Choblet, Sotin, 2000; Lee, 2006]. Наиболее общий термин "литосферно-астеносферная граница" используется в работах, представляющих результаты наблюдений. Поскольку различные методы чувствительны к различным свойствам среды, то границы, выделяемые в различных работах, не совпадают и в настоящее время термин является не вполне определенным (см., например, обсуждение в работе [Lee, 2006]). Термин "реологический подслой" четко определен (например, [Solomatov, 1995; Korenaga, 2009b]), однако, как будет показано ниже, он применим только в океаническом регионе, поскольку в субконтинентальной мантии переходная область не совпадает с формально определенным реологическим подслоем. Термин "тепловой пограничный слой" по аналогии с изовязкой конвекцией (например, [Turcotte, Oxburgh, 1967]) обычно используется для обозначения всего пограничного слоя, а не его части.
Принятая в настоящей работе терминология соответствует, в основном, работе [Lee, 2006] и иллюстрируется на рис. 1.
Главными составляющими тепловой структуры конвекции в слое жидкости, охлаждаемом сверху, являются почти изотермическое конвективное ядро и один или два (в зависимости от граничных условий) пограничных слоя. В применении к Земле мы будем называть конвективное ядро конвектирующей мантией, а верхний пограничный слой, простирающийся от конвектирующей мантии до поверхности, — тепловым пограничным слоем. Процессы в нижнем пограничном слое в настоящей работе не рассматриваются. В свою очередь, из-за сильной (согласно уравнению Арре-
ниуса) зависимости скорости деформации и эффективной вязкости горных пород от температуры и давления (например, [Karato, Wu, 1993; Mei, Kohlstedt, 2000a; 2000b; Hirth, Kohlstedt, 2003]), в тепловом пограничном слое выделяются верхняя, холодная и нижняя, горячая части. В первой из них скорость деформации экспоненциально мала, а теплоперенос является преимущественно кондуктивным, и мы ассоциируем ее с литосферой (рис. 1). Вторая частично вовлекается в мантийную конвекцию, внутри нее характер тепло-переноса изменяется от кондуктивного в литосфере до преимущественно конвективного в конвектирующей мантии, а градиент температуры и скорость деформации изменяются от значений, характерных для литосферы, до значений, типичных для конвектирующей мантии. Эту часть верхнего пограничного слоя мантийной конвекции мы будем называть конвективиым пограничным слоем (рис. 1). По сути дела, именно этот слой является переходным от литосферы к конвектирующей мантии и заслуживает названия литосферно-астеносферной границы.
В состав литосферы входит также так называемый, химический пограничный слой (ХПС) [Jordan, 1981; Jaupart et al., 1998; Sleep, 2003], включающий кору и слой декретированных пород, потерявших базальтовую составляющую и воду при плавлении, сопровождавшем выделение коры. Химический пограничный слой имеет пониженную плотность [Schutt, Lesher, 2006] и, следовательно, некоторый запас плавучести относительно более горячей, но фертильной, а потому более плотной конвектирующей мантии. Благодаря этому запасу плавучести, а также высокой вязкости, являющейся следствием дегидратации (например,
[Hirth, Kohlstedt, 1996; 2003]), химический пограничный слой является препятствием для мантийной конвекции, что, по-видимому, и обеспечивают долговременную стабильность континентов [Jordan, 1978; 1981; Wang, 2014].
Стабильность континентальной литосферы не является абсолютной, и возможны воздействия, которые могут вызвать ее тепловую эрозию (например, мантийные плюмы, температура которых может превышать фоновую температуру мантии на 200-300 К [Herzberg et al., 2007]). Тем не менее, продолжительность жизни континентальной литосферы, прежде всего архейской, указывает на то, что такие экстремальные события являются редкими, и в большинстве случаев литосфера подвергается воздействию мантийной конвекции, при котором не исчерпывается запас ее устойчивости. Поэтому в настоящей работе предполагается, что химический пограничный слой не вовлекается в мантийную конвекцию [Cooper et al., 2004; Lee et al., 2005]. Любые конвективные или адвективные течения, температура которых не настолько высока, чтобы нарушить стабильность континентальной литосферы, будем называть регулярной мантийной конвекцией.
Как иллюстрирует рис. 1, возможны два варианта тепловой структуры модели. В первом из них (рис. 1а) конвективный пограничный слой составляет только часть литосферы и отделен от химического пограничного слоя. Во втором — КПС непосредственно примыкает к химическому по-гранслою (рис. 1б), а последний совпадает с литосферой, которую мы будем в этом случае называть деплетированной. Как мы увидим ниже, первый случай реализуется в океаническом, а второй — в континентальном регионе.
В континентальном регионе конвективный пограничный слой можно считать равновесным (квазистационарным) образованием на интервалах времени, больших по сравнению с характерным временем тепловой релаксации литосферы Tlith ~ Н2/п2к = 50—200 млн лет и характерным временем установления мантийной конвекции Tm ~ D/V < < 30—100 млн лет, где Н = 100—200 км — мощность литосферы, D < 3000 км — вертикальный размер конвектирующей области, V= 3—10 см год—1 — характерная скорость течения, а к ~ 0.8 • 10—6 м2 с—1 — температуропроводность горных пород. В океаническом регионе мощность литосферы не превышает 100 км, поэтому Tlith < 50 млн лет и установление квазистационарного режима контролируется, в первую очередь, временем установления мантийной конвекции.
В целом, в континентальных регионах тепловой поток на поверхности, несмотря на значительный разброс, демонстрирует тенденцию уменьшения с возрастом литосферы до значений около 35 мВт м—2, характерных для архейских кратонов
(например, [Nybl
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.