Строение верхней мантии под океанами и его связь с рельефом Северной Атлантики

Актуальность темы

Изучение строения и состава верхней мантии под океанами является одной из основных и важных проблем современной геологии. Объясняется это тем, что процессы, происходящие в верхней мантии, определяют условия образования лито-сферных плит, океанической коры и некоторых типов связанных с ней полезных ископаемых (например, хромита, сульфидов, асбеста и т. д.). Важность изучения верхней мантии настолько велика, что в середине 60-х годов этой проблеме был посвящен специальный проект «Верхняя мантия», завершившийся, как известно, разработкой современной геологической теории, получившей название тектоники литосферных плит.

В рамках этой теории, уже в середине 70-х годов, была разработана кристаллизационная модель строения океанических литосферных плит, позволяющая по рельефу срединно-океанических хребтов, возрасту океанического дна, гравитационному полю и сейсмическим данным определять латеральные изменения плотностей в литосфере и ассоциаций в породах литосферы, а также уточнять температурные условия, существующие на подошве литосферы. Поэтому, возможность использования новых путей изучения строения верхней мантии под океанами, открываемая современной теорией, представляется исключительно интересной и важной задачей.

Решению этой актуальной проблемы и посвящена настоящая диссертационная работа.

Цели и задачи исследования. Конечной целью исследования являлось определение некоторых закономерностей в распределении плотностных и температурных характеристик верхней мантии под срединно-океаническими хребтами, для районов неосложненных локальными тектоническими процессами. Для достижения этой цели решались следующие более частные задачи. Во-первых, была разработана методика выявления крупномасштабных закономерностей в поведении рельефа срединно-океанических хребтов. Во-вторых, на основании выявленных особенностей строения регионального рельефа, гравитационного поля, скоростей распространения сейсмических волн в верхней мантии и по экспериментальным данным, определяющим области существования устойчивых минеральных ассоциаций мантийного вещества на разных глубинах, рассчитаны значения плотностей и температур в литосфере и астеносфере и характер их изменения в зависимости от возраста океанического дна. Наконец, на основе разработанной методики было проведено исследование строения верхней мантии в Северной Атлантике.

Методы исследования и материалы, использованные в работе. Строение литосферных плит изучалось на основании теоретической интерпретации опубликованных и архивных экспериментальных геолого-геофизических данных. Для анализа рельефа срединно-океанических хребтов использовались батиметрические разрезы, полученные во время работ научно-исследовательских судов Института океанологии им. П. П. Ширшова АН СССР, Ламонтской Геологической обсерватории, Океанографического Института в Вудс Холе, США и Океанографического центра в Бресте, Франция. Кроме того, в работе использовались палеомагнитные, сейсмические и гравиметрические данные, известные по литературным источникам. Условия эбразования устойчивых минеральных ассоциаций в мантии принимались по экспериментам Грина и Рингвуда с пиролитом.

Научная новизна. Разработана принципиально новая методика районирования срединно-океанических хребтов по основным характеристикам их регионального рельефа. Новой также является и упоминавшаяся выше методика определения плотностных и температурных характеристик литосферных плит под срединно-океаничес-кими хребтами. На основании кристаллизационной модели и разработанной методики интерпреатции геолого-геофизических данных, освещается строение верхней мантии Северной Атлантики.

Практическая ценность работы. Выявление основных черт строения литосферных плит и температурных условий на их подошве позволяет глубже понять природу и геохимию базальтового магматизма океанического дна, проводить более точную интерпретацию геофизических данных. Следует особо подчеркнуть, что уточненная модель строенияокеанических плит под срединно-океаническими хребтами позволяет более точно учитывать конвективную составляющую теплового потока, переносимую термальными водами, циркулирующими по трещинам океанической коры и выносящими на ее поверхность рудные элементы, часто формирующих, особенно вблизи рифтовых зон, крупные залежи сульфидных руд и металлоносных осадков.

Аппробация диссертации. Основные результаты диссертации докладывались на научных семинарах Отдела тектоники литосферных плит Института океанологии им. П. П. Ширшова АН СССР, на семинаре Отдела физики недр Земли и планет Института физики Земли им. О. Ю. Шмидта АН СССР, на семинаре Музея землеведения Московского Государственного Университета, на 1У и У Всесоюзных школах по морской геологии (Геленджик 1980,1982), на П съезде советских океанологов (Ялта, 1982).

Публикации. По теме диссертации опубликовано 13 работ.

Структура и объем диссертации

Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и списка литературы. Работа содержит 139 страниц машинописного текста, 25 рисунков и 9 таблиц.

Список литературы

сожержит 132 наименований.

Результаты исследования поверхностных волн показывают, что мощность литосферы возрастает с, возрастоводнако, на расчетные значения глубин влияет принятая при интепретации модель литосферы и астеносферы. Влияние добавочного температурного градиента на тепловой поток проявляются в том, что он увеличивает значения теплового потока, и это увеличение дает лучшее совпадение с данными в более старых областях океана и ухудшает совпадение в более молодых районах. Влияние добавочного температурного градиента на кривую погружения литосферы практически не чувствуется.

Различные термические модели образования океанической литосферы, рассмотренные ранее, предполагали нулевое значение мощности литосферы в гребне хребта.

Автор предлагает простые аналитические выражения для температуры и мощности литосферы с учетом ненулевой мощности в оси хребта:

Tfz)-зт"и?/<�гн0 — т^/гн* 2.57 н=[{8л t/9 сР a h: J dM 2.58 s/где H0-ZA/gCp V[(i 2.59 где L0 = 8 М/Cp T^L- - безразмерная скрытая теплота интрузии в гребне хребта и JHскрытая теплата на единицу ябъема интрузии.

Основная особенность уравнения (2.58) состоит в том, что мощность литосферы в области гребня обратно пропорциональна скорости спрединга, что обусловлено физикой теплового переноса. Если предположить наличие 100% расплава в зоне интрузии, то Н0 =2,8 (км), где V" выражено в см/год.Для океанов значение Vварьируется от I до 10 см/год, поэтому начальная мощность литосферы лежит в пределах от 0,3 до 3,0 км.

В результате проведенного анализа автор приходит к выводу, что при рассмотрении модели образования океанической литосферы нет необходимости предполагать, что мантия под океанами радиоактивна, астеносфера частично расплавлена и имеет дополнительный температурный градиент.

Кроме вышеперечисленных, существует множество других моделей образования океанической литосферы. Остановимся на некоторых из них.

К.Ито (ito, 1976) предлагает модель увеличивающейся по мощности литосферы. При вычислении распределения температур в качестве граничного условия использовались данные поверхностного теплового потока. Предлагаемая модель предполагает довольно быстрый рост мощности литосферы за первые 30 млн. лет и почти постоянную мощность при возрасте превышающем 100 млн.лет.Во всех рассмотренных ранее моделях тепловой поток являлся величиной вычисленной, и все модели предполагают слишком быстрый рост значений теплового потока по направлению к оси хребта, а над осью значение его вообще становится неопределенным. Для того, чтобы объяснить расхождение между вычисленными и наблюденными значениями теплового потока на молодых участках океанической литосферы, многие авторы предполагают, что гидротермальная циркуляция в кристаллических породах является преобладающим механизмом переноса тепла вблизи гребня средин-но-океанического хребта. Если бы мы знали величину теплового потока, переносимого в результате гидротермальной циркуляции, то мы могли бы использовать поток на поверхности, как единственный источник данных и граничное условие для вычисления мощности литосферы. Пред-логаемая модель с физической точки зрения такая же как модель Паркера и Олденбурга.

Уравнение теплопроводности имеет вид: .г-р а^Т тур 2−60 где д > Ср, Л? ч — плотность «удельная теплоемкость, температуропроводность, температура, время и глубина от поверхности, соответственно .

Граничные условия: на поверхности т= о при X" - <-/ 2.61 на подошве литосферы V * ^/п. при гДе^пь. — температура солидуса, мощность литосферы.

Литосфера утолщается по мере остывания и кристаллизации вещества астеносферы, поэтому при tL = Н^, где ^ - скрытая теплота плавления, &-опоток тепла, идущий вверх из астеносферы, являющийся функцией времени. Решение будет иметь вид:

Т= Ф+g- <Ф + Ф +.> X У^/ ^ ¿-" Д. 2.63 где и У — любые функции времени, а точки обозначают производные по t, KL-A/s Ср.

Это решение обладает тем свойством, что.

Г= <=P (t).

H^J-VtfO при? = 0 2.64.

Из (2,61) и (2,6Ю автор получает, что ад =0 при всех значениях и .Так как уравнение (2.64) дает: — а/А 2.65.

Кроме того, решение уравнения (2.64) может быть получено и в том случае, если значения потока тепла на поверхности являются функцией времени. Тогда мощность литосферы Н^ получается из уравнения (2.61). Следует отметить, что скрытая теплота /6 не использовалась при расчете мощности литосферы. Полученный тип решения уравнения теплопроводности интересен тем, что распределение температур в литосфере и ее мощность получаются из наблюденных значений теплового потока на поверхности без использования таких неопределенных, по мнению автора, параметров, как ?20 и L>

Модель увеличивающейся по мощности в зависимости от возраста литосферы предложили в своей работе Йоши, Коно и Ито (Yoshii, Kono, Itо, 1976). Авторы работы вводят понятие «остаточной гравитационной аномалии» (RGA). Эта аномалия вычисляется на основании сейсмических данных о скорости и мощности слоев и представляет собой эффект аномальных масс в верхней мантии. к&А = РЛ — ?Эй/РЦ^ л ди 2.66 гдегравитационная постоянная, РЛ — аномалия в свободном воздухе, H? и — мощность? -го слоя коры и разность потностей между сым слоем и верхней мантией (3,4 г/см3), соответственно.

Мощность океанической литосферы выражается через остаточную гравитационную аномалию следующим образом:

Не = 2.67 в предположении, что между литосферой и астеносферой равно 0,107 г/см3. $ 6А. хорошо коррелирует с возрастом. Тогда можно получить эмпирическую зависимость:

53,7 Л? + 398 2.68 где ~Ь — возраст литосферы в млн.лет.

Из (2.67) и (2.68) мощность литосферы можно записать:

НС=7,У9/Г+Н0 2,69 где Н0 -начальная мощность литосферы.(В дальнейшем авторы предполагают, что Н0 =0).

Далее авторы переходят к тепловой модели. Уравнение теплопроводности имеет вид: с граничным условием на подошве литосферы:

Приближенным решением уравнения (2.70) будет:

Авторы подобрали данные по определению мощности литосферы (12 значений).Кроме того, авторами решена задача по определению слоисто-однородной структуры Земли по дисперсии поверхностных волн Релея для четырех возрастных интервалов. Экспериментальные данные хорошо ложатся на кривую.

Далее авторы предлагают петрохимическую модель мантии. Рассмотрены три возможные модели: I. модель безфракционной акреции, 2. модель фракционной акреции, 3. модель, учитывающая внедрение жидкости.

Согласно первой из этих моделей жидкость в астеносфере существует между гранями твердого вещества. Астеносфера, застывая становится литосферой. Нет никакого фракционирования и поЬтоцу химический состав литосферы и асшеносферы одинаков. На рис. 17 изображена модель перидотитовой безфракционной акреции.

Согласно второй модели астеносфера химически дифференцирована, жидкая ее фаза сконцентрирована в самой верхней ее части. Так как кристаллизующиеся минералы по химическому составу отличаются от жидкости, из которой они образовались, то литосфера и астеносфера имеют различный состав. На рис. 18 приведены возможные варианты моделей фракционной акреции, причем авторы отдают предпочтение модели, изображенной на рис. 18 снизу, ибо согласно модели, изображенной сверху на глубинах порядка 100 км достигается температура около 1500 °C, что по мнению авторов маловероятно.

Согласно третьей модели, если под литосферой существует жидкий слой, то литосфера может утолщаться за счет внедрения жидкости в тело литосферы и дальнейшей ее кристаллизации. Состав жидкого слоя, сформированного из частично расплавленного перидотита, является базальт или габброид при низком давлении, но становится более пикритовым при увеличении давления. Поэтому, согласно данной модели, литосфера состоит из габбро или гранатового гранулита и эклогита на больших глубинах.

Исследуя и сравнивая между собой эти модели, авторы приходят к выводу, что наиболее достоверной моделью, описывающей механизм.

50 100 150 гллн-ш.

50 — «и.

Рис. 17.Модель безфракционной акреции (у0вМ±, Копо, ГЬо 1976).

50 ПфО ли.

5.3).

152 пйньмьый пиюк?(3.35) ит.

50 100 А^О гили-Ш.

3.3).

Г №Ш0ЬЫМ ПМ^ОКСЬИИТ (3.4) клогмт (35).

ШШЛНЕШкМЛ ,.

Рис. 18 а, б. Модели фракционной акреции. (тгозМ1, Копо, ГЬо 1976) утолщения плиты, является модель фракционной акреции.

§ 3. Трехслойная кристаллизационная модель образования океанической литосферы.

Из рассмотрения приведенных выше моделей следует, что ни одна из них не описывает наблюденных нами закономерностей в поведении рельефа срединно-океанических хребтов. Изменение наклона кривой аппроксимирующей рельеф мы связываем с изменением физических свойств верхней мантии по латерали. Такое изменение учтено в модификации кристаллизационной модели, выполненной И. П. Лукашевич (Лукашевич, 1982).

При решении стационарной задачи об остывании жесткой плиты, движущейся от оси хребта с постоянной скоростью, учитывался как эффект выделения скрытой теплоты кристаллизации, так и изменение физических параметров при переходе от частично расплавленного состояния в кристаллическое и по латерали. Из-за незначительной роли радиогенного разогрева в океанической литосфере автор предполагает отсутствие внутренних источников тепла.

Двумерное стационарное уравнение теплопроводности для движущейся плиты имеет вид: %.

V ¿-ЗкГ где — температура литосферыЛ£, > -теплопроводность, плотность и теплоемкость при постоянном давлении, соответственно- ^^ - ^¿-рРскоэффициент температуропроводности;

0С. и & - горизонтальная и вертикальная координаты. Поскольку горизонтальный размер плиты. намного превышает ее толщину, -—" и уравнение (2.73) принимает вид: эх 17- ¿-Те. хг^Тг. ух. ёлГ^г ТТ? 2−74.

Очевидно, что уравнение (2.73) перестает быть справедливым в окрестности начала координат на расстояниях сравнимых с мощностьго литосферы Н. Граничные условия для уравнения (2.73) должны учитывать, что на поверхности плиты поддерживается температура близкая к нулю, а на подошве литосферы в силу ее фазовой природы температура равна температуре кристаллизации астено-сферного вещества 7} :

О при & = О. 2.75.

72 = при? * где? отсчитывается от кровли литосферы внизвертикальная координата, определяющая положение поверхности раздела между твердой и частично расплавленной фазами.

Уравнение (2.74) путем замены координаты Хпеременной времени по формуле Х = 1/зс.~Ь приводится к виду:

Те. { д*Тг.? 7А.

Выражение (2.76) представляет собой нестационарное одномерное уравнение теплопроводности, причем нижняя фазовая граница литосферы зависит от времени.

Для того, чтобы свести тепловую задачу о кристаллизации литосферы к одномерной задаче Стефана нужно сделать специальное предположение о характере движения подстилающей литосферу среды, а именно: считать, что астеносферный поток движется в горизонтальном направлении со скоростью литосферы, т. е. пренебречь сдвиговой характеристикой течения. Такой случай имеет место при очень большой вязкости подстилающей среды. Тогда уравнение теплопроводности для подстилающей литосферу среды (астеносферы) аналогично предыдущему приводится к виду: ЭТУ Г З^Тд. ¿-¿-с^а. $ где Т^ - температура астеносферыЛ а. * § а. «^Р си ~ теплопроводность, плотность и теплоемкость при постоянном давлении астеносферы, соответственно- (^-коэффициент температуропроводности астеносферы.

Граничные и начальные условия уравнений (2.70) и (2.77) будут следующие:

0 71 «Т^ при -?=0.

Ос* О при.

Та. при 2.78 при.

Л И — ¿-Та. ¿-А где — скрытая теплота кристаллизации вещества астеносферы.

Решение краевой задачи (2.76)-(2.78) было получено стандартным путем (Карслоу, Егер, 1969), и основные переменные выражаются следующим образом: шь&оЛй?

Т Т — ~ с?>*Г-Д=.

— и {-¿-{иГ 2.79 —, где «2. е-и1, 9*(х)=1-<�Р (х) причем численный множитель в является корнем трансцендентного уравнения:

ТтгЮЛъП?ехрВ 1ЙУ е^Ш ад 'тиж^чщщ '.

УсьуХсс.

Если известны значения термических параметров среды, входящие в уравнение (2.80), то его можно численно решить относитель.

2.80 но 0 с помощью таблиц функции ошибок. При этом мощность литосферыопределяется положением поверхности раздела фаз.

4 = Ш) = 2.81.

Будем называть эту модель трехслойной кристаллизационной моделью образования океанической литосферы. Поскольку именно эта модель легла в основу настоящей работы, ее связь с геофизическими данными будет подробно рассмотрена ниже.

ГЛАВА Ш. СВЯЗЬ ПРИНЯТОЙ ТРЕХСЛОЙНОЙ КРИСТАЛЛИЗАЦИОННОЙ МОДЕЛИ С ГЕОФИЗИЧЕСКИМИ ДАННЫМИ.

§-1.Определение мощности литосферы и ее стратификации по сейсмическим данным.

Определение мощности литосферы по сейсмическим данным.

Одним из фундаментальных понятий тектоники литосферных плит является понятие о мощности литосферы. Чтобы оценить мощность литосферы можно использовать сейсмические данные, а также данные о распределении электропроводности. Отметим, однако, что все эксперименты по определению мощности литосферы связаны с большими трудностями, а интерпретация данных неоднозначна. Поэтому большинство авторов предпочитают пользоваться теоретически полученными зависимостями для определения мощности литосферы. Так большинство зарубежных авторов использует модель Паркера и Олденбурга (раг ker, Oldenburg, 1973).Согласно этой модели мощность литосферы определяется по формуле:

Ht = 9,4 ЛГ зл где И^ - мощность литосферы в км, ^ -ее возраст в млщлет.

Согласно теоретической модели О. Г. Сорохтина мощность литосферы определяет следующая зависимость:

Ht = 8, г^/Г з.2.

Первую попытку обобщить имеющиеся экспериментальные данные сделал в своей работе Йопш (Yoshll, 1975).Получив, по введенной им «остаточной гравитационной аномалии» зависимость з. з он собрал 16 определений мощности литосферы (из них пять опре.

— азделений — по данным магнитотеллурических зондирований), в основном по поверхностным волнам, и показал, что все эти данные хорошо ложаться на кривую, построенную по формуле (3.3).

Однако, за последние годы количество экспериментов по определению мощности литосферы значительно увеличилось. Нами сделана подборка экспериментальных данных по определению мощности литосферы, основанная на интерпретации поверхностных и объемных волн (данные по магнит о т еллуриче с к ому зондированию не рассматривались). Следует оговорить те принципы, которыми мы руководствовались при отборе данных. В рассмотрение не брались данные, относящиеся к районам океана с возрастом меньше 5 млн. лет, ибо интерпретация данных для таких регионов сильно неоднозначна. При интерпретации данных по поверхностным волнам расчет проводится для плоско-параллельной модели строения Земли, а в районах близких к оси рифта модель слишком далека от плоско-параллельной.Кроме того, не рассматривались данные по хребтам Мона, Кольбенсейн, Рейкьянес, т. е. те участки океана где мощность литосферы аномально велика (%ans, Sacks, I979-Evans, Sacka, 1980; Clark, 1983).

Отобранные таким образом данные занесены в табл.У. По этим данным была проведена аппроксимация методом наименьших квадратов отдельно для трех возрастных регионов:0 — 20 млн лет, 20 -60 млн. лет, более 60 млн.лет. Такие интервалы были выбраны нами исходя из анализа батиметрических профилей, пересекающих средин-но-океанические хребты, что подтвердилось рядом геофизических данных и на основании чего была построена принятая нами в работе кристаллизационная трехслойная модель образования океанической литосферы.

В результате аппроксимации экспериментальных данных получены следующие зависимости изменения мощности литосферы от ее.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Приведем основные выводы по работе:

1. На профилях рельефа, расположенных вкрест простирания осей сре-динно-океанических хребтов, достоверно выделяются две точки излома регионального рельефа. Первая из них расположена в районе б магнитной аномалии (около 20 млн. лет), вторая — между 21 и 31 магнитными аномалиями (около 60 млн. лет).Мы связываем эти точки с изменением плотности верхней мантии, вызванным фазовыми переходами при кристаллизации на подошве.литосферы.

2. Мировой океан можно разделить на области, симметричные по возрасту 'относительно оси срединного хребта. Мы показали, что внутри каждой из областей физические параметры верхней мантии меняются незначительно по сравнению с их изменением при переходе через границы областей.

Показано, что выявленная закономерность характерна для большей части хребтов Мирового океана (Северо-Атлантического, Южно-Атлантического «Восточно-Тихоокеанского поднятия, Южно-Тихоокеанского поднятия, западные хребты Индийского океана).

3.Отсюда можно сделать вывод, что все абиссальные котоловины океанов формируются только над участками океанического дна с возрастом превышающим 60 млн. лет и характеризуются выположенным региональным рельефом коренных пород.

4.Мощность литосферы, вычисленная для принятой нами трехслойной кристаллизационной модели образования океанической литосферы, включающей фазов!" 7переходы, хорошо согласуется с сейсмическими данными.

5.Мощность одновозрастных участков литосферы практически не зависит от физических параметров верхней мантии. Изменение температурного режима может менять ее величину не более чем на 15%.

6.В Северной Атлантике, по-видимому, существует динамический эффект, который и определяет характерные особенности рельефа и гравитационного поля этого региона.