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 (q_s = 90 и q_c = 56 мВт/м², соответственно), а также астеносферного теплового потока (q_a = 34 мВт/м²) через основание литосферы. Глубина основания литосферы (H_L = 70 км ) оценена по глубине извержения (H_F) согласно зависимости для щелочно-базальтовых и кимберлитовых магм [Славинский, 2008] ln (H_L - H_F) = 1,62 + 0,0168 H_F. H_F определяется минимальной глубиной высокотемпературных ксенолитов и только в отсутствие таковых, как на Шпицбергене, приравнивается к максимальной глубине низкотемпературных ксенолитов, в частности, ксенолита 10-22 ( 57 км ) [Копылова и др., 1996]. Таким образом, на северо-западе Шпицбергена литосфера тоньше, чем в западной части Баренцева моря, где по скоростям S-волн H_L ~ 100 км [Paulssen et al., 1999]. Утонение литосферы и обогащение коры Шпицбергена теплогенерирующими изотопами U, Th и К происходило, по-видимому, в каледонскую орогению, в ордовике-силуре, когда литосфера океана Япетус погружалась под литосферу Лаврентии, на активной окраине которой находился Шпицберген.

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 (H_L = 80 км , по сейсмическим данным [Simons et al., 1999]) и горячая, особенно в самой западной части Лакланского пояса, в зоне Стоэлл, на западе штата Виктория. Там q_s < 95, q_c < 66 и q_a > 28 мВт/м² по данным термобарометрии низкотемпературных ксенолитов гранатсодержащих пироксенитов из четвертичных вулканов Лейк-Гнотук, Лейк-Булленмерри и Маунт-Льюра. Эти значения, рассчитанные при условии стационарного теплового режима литосферы, отлично согласуются с q_s > 90 и q_c ~ 60 мВт/м², полученными [Purss & Cull, 2001] с помощью измерений в скважинах Западной Виктории. Следовательно, литосфера юго-востока Австралии до максимальной глубины низкотемпературных ксенолитов (Н_F = 65 км ) нагрета не мантийным плюмом, вызвавшим четвертичный вулканизм. Для приближения теплового режима нагретой литосферы юго-востока Австралии к стационарному, т.е. для того, чтобы q_s соответствовал высокому q_a, необходим её постоянный и длительный (более 100 млн. лет) нагрев, который мог установиться только со времени утонения литосферы, т.е. с девона. Согласно азимутальной сейсмической анизотропии S-волн [Simons & van der Hilst, 2003], под утонённой литосферой юго-востока Австралии концентрируется восходящий горячий поток, который обтекает глубокие холодные подлитосферные корни соседнего архейско-раннепротерозойского Южно-Австралийского кратона с мощной литосферой (H_L = 200- 250 км [Simons et al., 1999]) и алмазоносными юрскими кимберлитами вблизи Оррору и на п-ове Эйр.

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 (Н_L = 85- 103 км , соответственно) при коэффициенте теплопроводности литосферной мантии 3,5 Вт/(м·К) и экстраполированной за пределы этого возрастного интервала.

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 60 км по рисунку) приводит к очень крутому погружению холодного океанического астеносферного материала и проникновению его под окраинами архейских кратонов Африки (Западно-Африканского, Конго и Каапваальского) в переходную зону мантии согласно сейсмической томографии [King & Ritsema, 2000] и утолщению этой зоны [Stankiewicz et al., 2002]. В итоге мощнейшая литосфера архейских кратонов (см. рисунок): южноафриканского Кааваальского (точки 9-13, 16), североамериканских Слейв (14) и Вайоминг (15) - находится в равновесии, хоть и с повышенным, но самым сухим восходящим потоком.

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 q_a. К тому же в задуговой астеносфере больше воды, чем в астеносфере пассивных континентальных окраин, поэтому в случае равновесия H_L - q_a 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 110 км нагревалась 13 млн. лет, тогда как рифтовый вулканизм на восточной окраине кратона начался всего 5-8 млн. лет назад [MacDonald et al., 2001].

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- 1100 км , выше которых в основном завершается дегидратация субдуцированных материалов океанических литосферы и астеносферы. Следовательно, по мере охлаждения мантии Земли в связи с распадом её теплогенерирующих изотопов континентальная литосфера нарастает (см. рисунок, кривая г) за счёт очень сухого и истощённого базальтовыми компонентами вещества нижней мантии.

Литература

1. Amundsen H.E.F., Griffin W.L., O'Reilly S.Y. The Lower crust and upper mantle beneath north-western Spitsbergen : evidence from xenoliths and geophysics // Tectonophys. 1987. V. 139, №3/4. P. 169-185.

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 Victoria //Austral. J. Earth Sci. 2001. V. 48, №1.P. 1-4.

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, East Africa // J. Petrol. 2001. V. 42, № 5. P. 877-900.