Вариации плотности пород литосферы бассейна с глубиной

Как отмечалось в разделе 6.1, вторая часть вариаций тектонического погружения, ZTb, связана с изменениями в глубинном распределении плотности пород в колонке фундамента в процессе развития бассейна. Поэтому обсуждение методов расчёта соответствующих вариаций мы начинаем с обзора процессов, вызывающих эти изменения. В пределах осадочного покрова плотность пород изменяется в зависимости от литологии, пористости и температуры (рис. 1-5, глава 5). Что же касается фундамента, то здесь существенно уменьшение плотности при нагревании пород и её увеличение при остывании и росте давления:

(6-6)

где a= 3.2×10^-5°C^-1 - коэффициент термического расширения (Parsons and Sclater 1977), b= 0.00079 Кбар^-1 - изотермический коэффициент сжатия пород (Touloukian and Ho 1981), ro (Z,t) - распределение плотности пород с глубиной при стандартных условиях (P =1 атм. и T= 20oC). Выражение (6-6) включает лишь линейные члены зависимостей плотности от температуры и давления. Более точная зависимость плотности от давления имела бы вид:

(6-7)

Однако, последний член в правой части уравнения (6-7) пренебрежим по сравнению со вторым во всём интервале давлений 0 £ P £ 100 кбар, который в мантии с плотностью r=3.3 г/см³ приблизительно соответствует интервалу глубин 0 £ z £ 310 км. Табл. 1-6 иллюстрирует изменение плотности пород мантии при изменении давления и постоянной температуре для значения b= = 0.00079 / Кбар, типичного для оливиновых пород мантии (Touloukian and Ho 1981).

Табл. 1-6. Изменение плотности пород мантии с ростом давления при постоянной температуре (20°С) для значения коэффициента изотермического сжатия b= = 0.00079 / Кбар, типичного для оливиновых пород мантии (Touloukian and Ho 1981)

Табл. 2-6 демонстрирует изменение плотности тех же пород с ростом температуры при постоянном давлении (1 атм) со значением коэффициента изобарического расширения породы a = = 3.2×10^-5 °C^-1, также типичного для оливиновых пород мантии (Touloukian and Ho 1981).

Табл. 2-6. Изменение плотности пород мантии с ростом температуры при постоянном давлении (1 атм) со значением коэффициента изобарического расширения породы a = = 3.2×10^-5 °C^-1, типичного для оливиновых пород мантии (Touloukian and Ho 1981).

Согласно (6-6) для давления Р=30 кбар (z=93 км) и температуры Т=1000°С получаем отрицательное результирующее изменение плотности Dr = 0.078 – 0.106 = - 0.028 г/см³. Следовательно, эффект уменьшения плотности вследствие температурного расширения пород здесь преобладает над эффектом увеличения плотности пород мантии с ростом давления. Однако, при Р=50 кбар (z=154 км) и Т=1200°С оба эффекта почти компенсируют друг друга. Таким образом, температурный вклад в плотность пород в мантии будет преобладать на глубинах z < 100км, а вклад давления - при z > 200 км.

Существенный вклад в изменения плотности пород фундамента в формуле (6-6) вносит параметр ro. Он включает изменения, связанные с переходом от “гранитного” слоя коры к “базальтовому” и затем к мантии, а также с фазовыми переходами в пределах мантии. Растяжение литосферы бассейна в периоды её тектонической активизации меняет мощности слоёв коры, а вместе с ними распределение плотности пород ro и давления с глубиной в столбце фундамента (рис.1-3). Вклад фазовых переходов пород низов континентальной коры в эклогитовые фации более сложен и обсуждался в главе 2.

Распределения плотности пород с глубиной будут изменяться со временем и в связи с вариациями глубин фазовых переходов в мантии, вызванными изменением Р-Т условий пород в процессе развития бассейна. При средней плотности пород перидотитовой мантии около 3.33 г/см³ в модели ГАЛО учитывались изменения плотности за счет двух основных фазовыx переxодов (Forsyth, Press 1971): пироксенового перидотита в шпинелевый со скачком плотностей от 3.26 до 3.30 г/см³ и шпинелевого перидотита в гранатовый со скачком плотностей от 3.30 до 3.38 г/cм³ (формулы (1-2,) (2-2), (3-2); рис. 2-2). Согласно (1-2), фазовый переход пироксенового перидотита в шпинелевый имеет место в интервале глубин от 12 до 32 км, поэтому для континентальной литосферы он обычно локализован в пределах коры и, следовательно, не даёт вклад в изменение плотности и формирование рельефа поверхности фундамента (рис. 1-3). Второй переход приурочен согласно (2-2), (2-3) к глубинам от 24 до 70 км и вклад изменения глубины границы этого перехода в процессе эволюции континентальных бассейнов может объяснить от 200 до 400 м погружения поверхности фундамента. В океанической литосфере и литосфере краевых морей вклад в рельеф поверхности литосферы дают оба фазовых перехода и он может достигать 800 м (см. главы 13 и 14).