Отклик литосферы на поверхностную нагрузку и изменения в глубинном распределении плотностей фундамента: проблемы анализа тектонического погружения бассейна и рельефа его поверхности

Классическая модель Эйри (локальная компенсация) соответствует модели изгиба плиты с нулевой прочностью (жёсткостью) и нулевой вязкости подстилающего субстрата. Известно, однако, что состояние локальной изостазии достигается и при конечной прочности литосферы, когда характерные горизонтальные размеры нагрузки (характерная длина волны накрузки) заметно превышают эффективную упругую толщину литосферы (Артюшков, 1979; MacKenzie, 1997; Watts and Burov, 2003). Следовательно, чем меньше Те, тем деформации литосферы ближе к локально-изостатическим. В предыдущем разделе мы видели, что особенности реологии континентальной коры приводят к тому, что эффективно упругая толщина литосферы континентов редко превосходит 25 км (табл. 5-6), и что в океанах она, как правило, не выходит за пределы 30 км (табл. 4-6). Следовательно, многие бассейны, с горизонтальными размерами однородного осадочного бассейна 50 и более км, будут испытывать погружение под действием нагрузки осадков близкое к локально-изостатическому.

Не вызывает сомнения локально-изостатический отклик литосферы на поверхностную и внутреннюю нагрузки в период рифтогенеза с литосферой, подверженной прогреванию и растяжению. (Под внутренней нагрузкой литосферы подразумеваются вариации по времени в глубинном распределении плотности пород в фундаменте). Анализ предыдущих разделов показывает, что и в “нормальном” состоянии континентальная литосфера может быть достаточно слабой. И если раньше связывали нижнюю границу эффективно упругой части литосферы с изотермой 600-750^оС (Тёркот, Шуберт, 1985), получая оценку значений Те для континентальных щитов в 120-150 км, то современный анализ значительно снижает эти оценки (раздел 6.7; Лобковский, 1988; Burov and Diament, 1995; Karter and Tsenn, 1987; Kruse and McNutt, 1988). Реологические причины такой ситуации подробно обсуждались в разделе 6.6, где было показано, что в нижней коре континентальной литосферы возникает ослабленная зона, позволяющая верхней коре вести себя независимо от мантии (рис. 4-6). Например, состояние литосферы Южного Урала, близкое к изостатическому равновесию, подтверждается и невысокими амплитудами современных аномалий Фая в районе (Artemjev et al., 1994). Заметные отклонения от состояния локальной изостазии могли бы возникать здесь в периоды регионального сжатия. Однако такие периоды были относительно кратковременными (2-30 млн. лет) и после их завершения состояние (по крайней мере, региональной) изостазии восстанавливалось.

Для изостатически уравновешенных областей земной литосферы воздымание поверхности фундамента в ответ на прогревание литосферы бассейна довольно распространённый феномен. Подъём кровли астеносферы к основанию коры приводит к замещению холодной и плотной мантии на горячие и менее плотные породы астеносферы и к изостатическому поднятию поверхности бассейна (Артюшков, 2000). Этот процесс имитируется в моделировании поднятием температуры мантии, а вместе с ней и кровли астеносферы. Повышенный рельеф обрамления Красного моря, Байкала и Восточно-Африканских рифтов представляет пример подобной ситуации. И напротив, растяжение фундамента при относительно слабом воздействии прогревания вызывает его погружение. Рельеф района Афарского треугольника, бассейна Иллизи в Восточном Алжире (рис. 3-6), северной части Калифорнийского залива сформирован одновременным действием интенсивной тепловой активизации и тектонического растяжения.

Погружение может быть вызвано и процессами “эрозии” коры снизу. Считают, что крупные поднятия при замещении мантийной литосферы астеносферой происходят лишь в том случае, когда водосодержащий флюид из астеносферы не проникает в кору (Артюшков, 2000). В противном случае, при инфильтрации астеносферного флюида в кору, происходит заметное ускорение фазового перехода гранулитовых фаций в более плотные эклогиты, что может привести к уменьшению амплитуды поднятия и даже к быстрому погружению бассейна (см. главу 2). Так как всё это имеет место одновременно с подъёмом кровли астеносферы, то соответствующий этап развития бассейна будет характеризоваться ещё и высоким тепловым потоком. Похожая ситуация с низким рельефом поверхности и высоким тепловым потоком наблюдается, например, в настоящее время в бассейне Иллизи в Восточном Алжире. Характерно, что проникновение флюидов из астеносферы в литосферную мантию сильно размягчяет последнюю и заметно ослабляет литосферу (Артюшков, 2000), тем самым способствуя достижению локально-изостатической компенсации при погружении бассейна.

В динамически активных районах (молодые горные пояса, аккреционные призмы) резкие погружения и воздымания поверхности фундамента возможны в ответ на сильные поля сжимающих напряжений в окрестности конвергентных краев литосферных плит. Таковы, например, районы Южного Каспия, многочисленные покровы и надвиги в пределах Альпийско-Гималайского пояса, глубоководные желоба и передовые прогибы островодужной системы Тихого океана (Тёркот, Шуберт, 1985). Все эти области характеризуются высокими (более 100 мгл) аномалиями силы тяжести в редукции Фая (Ушаков и Галушкин, 1979). Для таких тектонически активных районов или для стадий горизонтального сжатия на отдельных этапах развития бассейнов, когда становятся заметными отклонения от изостазии, в формуле (6-4) перед первым слагаемым в правой части появляется множитель g < 1, учитывающий отклонение отклика литосферы на нагрузку от изостатического за счет конечной жесткости литосферы, поддерживаемой в том числе и региональными напряжениями (Ушаков и Галушкин, 1979а; Галушкин и др.,1991).

В заключении раздела отметим, что принцип, применённый выше для вывода выражений (6-4) и (6-8), позволяющих рассчитывать амплитуды тектонического погружения изостатически уравновешенного фундамента, может быть применён и при расчёте вариаций рельефа поверхности литосферы вдоль двумерного (по х и z) профиля. В двумерном варианте анализа термической эволюции литосферы бассейнов, применяемом при рассмотрении бассейнов пассивных окраин и задуговых морей, температуры вычисляются вместе с распределением плотностей пород литосферы на каждом шаге времени в пределах прямоугольной области размером 0 £ x £ XM, 0 £ z £ ZM, включающей фундамент бассейна. бассейнов ((Makhous and Galushkin, 2005)). Это позволяет оценивать также и эволюцию рельефа поверхности литосферы в истории развития бассейна и вычислять амплитуды рельефа относительно некоторого реперного уровня, скажем, уровня дна океана на правой границе области счёта, Х=ХМ. Принцип расчёта показан на рис. 6-6. Он аналогичен тому, что был использован нами при выводе уравнений (6-4) и (6-8) для расчёта амплитуд тектонического погружения. Рассматривая для произвольного момента времени t равенство длины и веса столбцов, включающих воду океана, осадки, кору и мантию, а также часть астеносферы (рис.6-6), на некотором расстоянии х от начала координат и на некотором расстоянии ХМ, получаем два равенства:

(6-37)

Здесь g – ускорение силы тяжести, r_a – плотность астеносферы, H(x,t) – толщина слоя астеносферы (на расстоянии х от оси в момент времени t) с подошвой на уровне изостазии

Рис. 6-6. Принцип вычисления изменения глубины дна океана вдоль двумерного (x,z) профиля.

и кровлей на глубине z = ZM+z_w(x,t)+z_s(x,t), интегрирование плотности по глубине идёт в пределах столбца фундамента неизменной толщины ZM, включающей кору и мантию, r_w и z_w – плотность воды и глубина океана, z_s – мощность осадочного слоя и r’_s – осреднённая по мощности z_s плотность осадков, вычисляемая по формуле, аналогичной (6-5). Из уравнений (6-37) получаем выражение:

(6-38)

Формула (6-38) даёт изменение рельефа поверхности фундамента относительно его уровня при x=XM. Эти изменения вызваны отклонением глубинного распределения плотности r(x, z, t) от «реперного» распределения r(XM, z, t) на границе x=XM. Смысл знака минус в формуле (6-38) очевиден – отложение осадков уменьшает глубину моря. Эти выражения использовались нами ддя расчёта рельефа дна океана при анализе термической эволюции литосферы пассивных окраин и краевых морей (Галушкин и др., 1991; Makhous and Galushkin, 2005).