Природа тектонической активности земли возможные причины тектонической активности Земли



Pdf просмотр
страница3/23
Дата28.01.2019
Размер0.78 Mb.
ТипГлава
1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   23

148
уровня на 2
−2,5 км, а в районе Исландии океаническое дно поднимается даже выше уровня океана. Это создает дополнительное давление еще приблизительно на 200–400 кг/см
2
, и таким образом суммарное давление на флангах срединно-океанического хребта в
Северной Атлантике уже может превышать долговременную прочность пород литосферы.
По-видимому, такой природой обладали известные Лиссабонские землетрясения 1531 и
1755 гг. в Португалии, а также некоторые землетрясения на восточном побережье США и в Северной Европе.
Силы затягивания океанических литосферных плит в мантию могут быть существенно бóльшими. Но для их расчета необходимо учитывать существование в мантии фазовых переходов в минеральных ассоциациях ее вещества (рис. 6.2). Сами перестройки таких ассоциаций в мантии возникают под влиянием высоких давлений и температур. Это происходит с увеличением давления благодаря перестройкам кристаллических структур минералов во все более плотные их модификации. Такие перестройки кристаллических структур минеральных ассоциаций мантии могут происходить с выделением или поглощением тепла. В первом случае переход является экзотермическим и положение его границы в плоскости давление – температура характеризуется положительным градиентом (фазовые переходы I, II, IV и V). Во втором случае переход является эндотермическим и характеризуется отрицательным градиентом давления (фазовые переходы III и VI).
Рис. 6.2. Распределение температуры в мантии и фазовые переходы в мантийном веществе: T
S
– температура солидуса мантийного вещества (с использованием данных Green, Ringwood, 1967 и Takahashi, 1986); Т
М
– адиабатическая температура конвектирующей мантии (Сорохтин, 2001); T
Cont
– континентальная геотерма под архейскими кратонами (Сорохтин и др., 1996); крапом показана область существования ювенильных расплавов в мантии. Экзотермические фазовые переходы: I – переход от плагиоклазовых к пироксеновым лерцолитам (Lpx); II – переход от пироксеновых к гранатовым лерцолитам (Lgr); IV – переход оливинов (
α) к структурам шпинели (
γ и β); V – переход кремнезема в структуру стишовита (St) и пироксенов в структуру ильменита (Ilm). Эндотермические переходы: III − предполагаемый переход от жесткого поликристаллического вещества к его пластичному состоянию (см. гл. 2); VI – переход пироксенов в структуру перовскита (Pv) и магнезиовюстита (Mw). Фазовые переходы I и II построены по данным Грина и
Рингвуда (1967), обобщенные переходы IV, V и VI – по данным Кускова и Фабричной (1990)


149
Рис. 6.3. Затягивание океанической литосферы в мантию по зонам субдукции
Если океаническая литосфера по зоне субдукции погрузилась в мантию на некоторую глубину h (рис. 6.3), то за счет бóльшей плотности ее холодных пород по сравнению с плотностью горячего вещества мантии возникает отрицательная Архимедова сила. При отсутствии трения эта затягивающая сила создает в приповерхностном сечении литосферы напряжение растяжения. Например, если погружающаяся плита опустилась до глубины 400 км, то напряжение растяжения в океанической литосфере перед глубоководным желобом в зависимости от значения угла погружения может достигать
2
−3 кбар (т/см
2
). При этом надо учитывать, что погружение холодной океанической литосферы на уровень экзотермического фазового перехода в горячей мантии приводит к увеличению ее плотности над этой границей и тем самым к усилению эффекта затягивания плиты в мантию. Так, при достижении IV фазовой границы на глубине 400 км, отвечающей переходу оливина под влиянием высоких давлений из ромбической сингонии (
α-фазы) в шпинелевую модификацию (β-фазу), плотность этого минерала увеличивается приблизительно на 8%. Температура опускающейся плиты на глубине рассматриваемого фазового перехода (около 400 км) еще приблизительно на 500
°С ниже температуры окружающей ее горячей мантии. Поэтому рассматриваемый полиморфный переход в ее веществе и соответствующее ему “утяжеление” плиты произойдет на несколько меньшей глубине
− около 380 км (см. рис. 6.2). Следовательно, на этих глубинах возникнет дополнительное давление около 0,2 кбар, еще более усиливающее затягивание литосферной плиты в мантию. Аналогичная картина будет наблюдаться и при пересечении опускающейся плитой фазовой границы V на глубине около 470 км – давление увеличится еще приблизительно на столько же. В противоположность этому при пересечении плитой эндотермической границы на глубине 670 км ее давление снизится примерно на 0,2 кбар. Однако на этом уровне общее избыточное давление погружающейся плиты приблизительно равно 5−6 кбар. Поэтому эндотермическая граница фазового перехода на глубине 670 км хоть и ослабляет затягивающую силу тяжести океанической литосферной плиты, но вовсе не препятствует ее погружению в глубины нижней мантии.
Аналогично этому экзотермические фазовые переходы в мантийном веществе будут только способствовать подъему более горячих восходящих потоков в мантии. Так, выполненные оценки показывают, что температура восходящего потока приблизительно на 30
°С выше средней температуры окружающей мантии. В этом случае, например,


150
граница перехода оливина из
α
-фазы в
β
-фазу (IV граница на рис. 6.2) опустится в этом потоке приблизительно на 3 км, а в самом потоке возникнет дополнительная подъемная сила с избыточным давлением около 0,05 кбар. Граница же эндотермического фазового перехода на глубине 670 км (граница VI на рис. 6.2), наоборот, поднимется приблизительно на такую же высоту и приведет к некоторому торможению восходящего потока. Учитывая, что вязкость вещества в горячем восходящем потоке существенно ниже, чем в опускающейся и более холодной литосфере, то можно ожидать под этой границей некоторого растекания мантийного вещества с его накоплением под ней.
Однако, поскольку восходящие потоки в мантии формируются все-таки на поверхности земного ядра, т.е. на глубинах около 3000 км, их подъемная сила порядка 0,5−1,0 кбар намного превышает “запирающее” воздействие эндотермической границы на глубине 670 км. Поэтому глобальная конвекция остается единой для верхней и нижней мантии, хотя
“запирающее” воздействие такой границы может несколько осложнять конвекцию и приводить к пульсирующему режиму ее функционирования.
Приведенные оценки сил затягивания океанических плит в мантию позволили Д.
Форсайту и С. Уеде (Forsyth, Uyeda, 1975) высказать предположение, что наблюдаемые скорости движения литосферных плит зависят от длины опоясывающих их зон субдукции.
Действительно, “быстрыми” плитами оказались чисто океанические плиты с относительно малой толщиной (от 60 до 80 км) и сравнительно протяженными зонами субдукции. Но по этой же классификации в разряд “медленных” плит попадают почти все континентальные плиты, характеризующиеся большой мощностью (до 250 км), и скрепленные с ними океанические плиты. При этом выяснилась интересная закономерность: чем больше площадь континентальной плиты, тем скорость ее дрейфа оказывалась меньшей. По-видимому, это говорит о том, что мощные континентальные плиты, подобно сидящим на мели айсбергам, своими корнями погружаются в мезосферу мантии, а горизонтальные составляющие мантийных течений под такими плитами либо малы, либо их влияние на большой площади крупных континентов взаимно уравновешиваются.
По сути это все та же тепловая конвекция, движущим началом в которой является не разогрев снизу более холодного вещества, а, наоборот, охлаждение сверху более горячего вещества. Таким образом, мы видим, что гравитационная неустойчивость океанических литосферных плит сама может породить их движение и создать конвекцию в мантии. В этой связи следует вспомнить наблюдения за движениями охлажденных лавовых корок по поверхности расплавленного лавового озера вулкана Килауэ на Гавайях, проведенные более 110 лет назад преподобным О. Фишером, о которых упоминалось в разделе 1.1. Там он наблюдал, как эти охлажденные и более тяжелые корки (по сравнению с плотностью горячей магмы), подобно микролитосферным плитам, соскальзывают с поверхности огненно-жидкой лавы, образуя, с одной стороны, структуры похожие на срединно-океанические хребты, а с другой
− подобие зон субдукции, в которых холодные корки вновь погружаются в раскаленную магму и полностью переплавляются в ней.
Тогда, исходя из этих наблюдений, О. Фишер сделал далеко идущие обобщения о природе тектонической активности Земли. Приблизительно через 80 лет на том же вулкане эти хорошо забытые наблюдения повторил и В. Даффельд (1972), сравнив движения лавовых корок с уже открытыми к тому времени перемещениями литосферных плит.
В реальных условиях, однако, как давление сжатия океанической литосферы в месте ее контакта с пассивной окраиной континента, так и напряжение растяжения литосферы перед зоной поддвига плит могут существенно отличаться от простых оценок.
Связано это с взаимодействием движущихся плит с другими плитами и с мантийным веществом. Поскольку в этой модели движения плит они перемещаются по отношению к неподвижной мантии, то обязательно должны возникать силы вязкого трения с мантийным веществом и противодействующие их перемещениям касательные



Поделитесь с Вашими друзьями:
1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   23


База данных защищена авторским правом ©genderis.ru 2017
обратиться к администрации

    Главная страница