| ||
1 Геологический
институт (ГИН) РАН, Москва, Россия
|
Северо-запад о-ва Шпицберген и юго-восток Австралии относятся к числу немногих известных районов пассивных континентальных окраин, в маломощной шпинель-перидотитовой литосферной мантии которых настолько часты жилы гранатовых пироксенитов, что их фрагменты обнаружены в ксенолитах, вынесенных щелочно-базальтовыми магмами. К началу вулканизма пироксениты были термически уравновешены с вмещающими перидотитами. Поэтому температуры и давления равновесий минералов пироксенитов так же, как и минералов перидотитов, в низкотемпературных ксенолитах характеризуют тепловой режим литосферы (стационарный или возмущённый), а в высокотемпературных - нагрев ксенолитсодержащими магмами пород стенок каналов, по которым эти магмы продвигались сравнительно медленно от основания литосферы до глубины их извержения - быстрого подъёма к поверхности Земли. Температуры
и давления в литосферной мантии на
северо-западе о-ва Шпицберген измерены
по равновесию гранат-ортопироксен-клинопироксен
в низкотемпературных ксенолитах
пироксенитов из щелочных базальтоидных
магм плиоцен-четвертичных вулканов
Сигурдфьеллет, Халвданпигген и
Сверрефьеллет [Amundsen
et
al.,
1987; Копылова и др., 1996],
построенному пятью двупироксеновыми
термометрами и гранат-ортопироксеновым
барометром. Аппроксимация их уравнением
стационарной кондуктивной геотермы
даёт высокие значения поверхностного и
радиогенного корового тепловых потоков (qs = 90 и qc
= 56 мВт/м2, соответственно), а также
астеносферного теплового потока (qa
= 34 мВт/м2) через
основание литосферы. Глубина основания
литосферы (HL = Аналогичные
процессы на юго-востоке Австралии, в
палеозойском Лакланском складчатом
поясе, связаны с субдукцией
Тихоокеанской плиты, начавшейся в
раннем кембрии, после образования
Гондваны, и продолжавшейся в девоне. В
результате литосфера пояса тонкая (HL
= Восходящий
горячий поток, отклоняющийся от толстой
к тонкой континентальной литосфере,
содержит меньше воды, чем океанический
астеносферный поток, перемещающий
литосферные плиты. Поэтому на рисунке
кривая б для континентальной
литосферы умеренной мощности, на
которой лежат точки Северо-Западного
Шпицбергена и Юго-Восточной Австралии,
выше кривой а, рассчитанной
по термобарометрии ксенолитов для
Тихоокеанской плиты с возрастами коры
70-110 млн лет (НL
= 85- Материал
океанического астеносферного потока,
охладившийся в океанической обстановке,
относительно полого погружается под
литосферу пассивной континентальной
окраины и её астеносферу, сложенную
веществом восходящего горячего потока.
Это вещество гидратируется за счёт
дегидратации нижележащего
океанического астеносферного материала.
Дегидратация уменьшается с глубиной
погружения и прекращается в переходной
зоне мантии из-за высокой растворимости
воды в устойчивых там полиморфных
модификациях оливина - вадслеите и
рингвудите. Резкое увеличение мощности
литосферы при переходе от
протерозойских мобильных поясов к
архейским кратонам (не менее чем на Напротив,
литосфера вулканического поля Пали-Аике
(точка 8), расположенного в ~200 км к
востоку от Андской дуги, продолжает
утоняться, поскольку её современная
мощность слишком велика для
рассчитанного qa. К тому же
в задуговой астеносфере больше воды, чем
в астеносфере пассивных
континентальных окраин, поэтому в
случае равновесия HL
- qa
точка 8 должна была
бы лежать ниже кривой б. Нижняя часть
литосферы района четвертичного вулкана
Лабаит (точка 17), находящегося на
восточной окраине Танзанийского
кратона, нагрета Кенийским плюмом, с
которым связано образование Восточно-Африканской
рифтовой системы. При избыточной
температуре плюма, равной 250°С,
литосфера на глубинах свыше Итак,
мощная литосфера континентов устойчива
к конвективной эрозии благодаря своей
высокой вязкости. Такая вязкость
сохраняется из-за исключительной
сухости горячего вещества,
поднимающегося к основанию
континентальной литосферы с глубин >
1000- Литература 1.
Amundsen
H.E.F., 2. Копылова М.Г., Геншафт Ю.С., Дашевская Д.М. Петрология верхнемантийных и нижнекоровых ксенолитов Северо-Западного Шпицбергена // Петрология. 1996. Т. 4, № 5. С. 533-560. 3. Славинский В.В. Динамическая природа океанических внутриплитных поднятий // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики: В 2 т. М.: ГЕОС, 2008. С. 269-273. (Материалы XLI Тектонич. совещ.; Т. 2). 4.
Paulssen
Н., Bukchin
B.G.,
Emelianov
A.P. et
al.
The
NARS-DEEP Project // Tectonophys. 1999. V. 313, № 1/2. P. 1-8. 5. Simons F.J., Zielhuis A., van der Hilst R.D. The deep structure
of the Australian continent from surface wave tomography // Lithos. 1999.
V. 48, № 1/4. P. 17-43. 6. Purss M.B.J., Cull J. Heat-flow data in western 7. Simons F.J., van der Hilst R.D. Seismic and mechanical
anisotropy and the past and present deformation of the Australian
lithosphere // Earth Planet. Sci. Lett. 2003. V. 211, № 3/4. P. 271-286. 8. King S.D., Ritsema J. African hot spot volcanism: small-scale
convection in the upper mantle beneath cratons // Science. 2000. V. 290,
№ 5494. P. 1137-1140. 9. Stankiewicz J., Chevrot S., van der Hilst R.D., de Wit M.J. Crustal
thickness, discontinuity depth, and upper mantle structure beneath
southern Africa: constraints from body wave conversions // Phys. Earth
Planet. Int. 2002. V. 130, № 3/4. P. 235-251. 10. MacDonald R., Rogers N.W., Fitton J.G. et al. Plume-lithosphere
interactions in the generation of the basalts of the Kenya Rift,
|
Ссылка на статью: Славинский В.В. Тепловой режим литосферы
пассивных континентальных окраин на
примерах Северо-Западного Шпицбергена и
Юго-Восточной Австралии. Геология полярных
областей Земли. Материалы XLII
Тектонического совещания. Том 2, 2009, с. 191-195. |