В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 38
Текст из файла (страница 38)
43 (кривые 2 и 2а). В этомслучае мантия по вязкости разбивается, грубо говоря, на две зоны — для глубин100–670 км вязкость попадает в интервал от ∼ 6.3 ⋅ 1017 до ∼ 5.5 ⋅ 1020 пуаз,глубже 670 км ηm ≳ 1023 пуаз. Рассчитанная нами вязкость относится к уровнюнапряжений τ = τ̄ = 10 бар. Получившиеся значения вязкости верхней мантии,видимо, слишком малы, чтобы выдерживать такие напряжения продолжительное время.
Если бы мы в расчете приняли меньшие значения напряжений τв (82), скажем, положили бы τ ∼ 3 бар или 1 бар, то соответственно вязкостьверхней мантии равномерно поднялась бы в 10 и 100 раз соответственно. Наоборот, уровень напряжений в средней и нижней мантии (l > 670 км), возможновыше 10 бар. Разумной оценкой для напряжений в этой зоне является величина τ ∼ 30 бар.
Тогда вязкости, показанные на рис. 43 (при принятом распределении температур — кривая 2), равномерно понизятся на порядок, т.е. будут≳ 1022 пуаз. Такие значения вязкости допускают конвективные течения в мантиии соответственно должны приводить к понижению температуры, что из-за сильной экспоненциальной зависимости вязкости от температуры должно привестик резкому росту вязкости нижней мантии. На основе имеющихся в настоящеевремя данных, которые использованы в нашем изложении, распределение температур в средней и нижней мантии следует выбрать таким, чтобы при уровнекасательных напряжений в этих зонах (τ ∼ 30 бар) вязкость попадала в интервал∼ 5 ⋅ 1022 –1024 пуаз. Базируясь на сформулированном критерии, можно полагать,что температура мантии на границе с ядром ∼ 3400–3500 K.
С учетом сделанных замечаний реологическую модель мантии (для l > 100 км), показанную нарис. 43, можно считать вполне удовлетворительной.Приведенные на рис. 43 распределения вязкости и температуры позволяютпонять отсутствие сверхглубоких землетрясений (в мантии отсутствуют землетрясения с глубиной очага, большей ∼ 700 км). Дело, по-видимому, в том, чторост напряжений заметно понижает вязкость (η2 ∼ τ −2 ), а это приводит к релаксации напряжений (напряжения рассасываются за счет течений). Как только168в какой-то зоне вязкость мантии снижается до η ≲ 1022 пуаз, она переходитиз статического состояния в конвективное. Начинают происходить вынос тепла и резкое понижение температуры, что способствует возвращению мантиив исходное состояние с η ≳ 1023 пуаз.
Таким образом, физические условияв сверхглубокой мантии (l > 700 км) таковы, что вязкость в ней поддерживаетсяна уровне ∼ 1023 –1024 пуаз, а это, как указано выше, и объясняет отсутствиев мантии сверхглубоких землетрясений.Прежде чем продолжить изложение, скажем несколько слов о литосфереи астеносфере — понятиях, играющих огромную роль в современной геофизике и геологии.
Наружный жесткий слой Земли именуют литосферой, под нейрасположен размягченный слой Земли — астеносфера. Нижняя граница астеносферы, как это следует из распределения вязкости, показанного на рис. 43,находится на глубине ∼ 670 км, а верхняя для континентального и океанического регионов Земли расположена на заметно разных уровнях — под океанамина глубине ∼ 70 км, а под континентами на глубине ∼ 200 км. При общих рассуждениях глубину этой границы выбирают равной ∼ 100 км. По современнымпредставлениям наружная литосферная оболочка Земли расколота на небольшоечисло плит (порядка десяти), взаимодействие между которыми вдоль их границв основном и определяет тектонический облик планеты.
Этим, собственно, иопределяется значение литосферы для геофизики и геологии. Течение веществав астеносфере в конечном счете является первопричиной тектонических проявлений на поверхности Земли. Вся мантия Земли, исключая ее верхнюю кромку,образующую вместе с корой литосферу, находится в конвективно-неустойчивомсостоянии. Верхняя мантия (l < 670 км), видимо, находится в состоянии развитой конвекции, так что время одного конвективного цикла в ней много меньшевозраста Земли, а глубинная мантия (l > 670 км) находится в состоянии оченьмедленных течений с временем одного конвективного цикла, большим возрастаЗемли, т.е.
в состоянии, близком к статическому. В этом смысле и говорят, чтоконвективные течения в мантии вытеснены в зону с ηm < 1023 пуаз.Указать однозначный способ определения мощности литосферы пока не удается. Действительно, многие считают, что физические свойства астеносферыобусловлены частичным плавлением (весовая доля расплава ∼ 1%), т.е. астеносферный слой мантии содержит базальтовые капельки (∼ 1%). Тогда, задавшись,скажем, перидотитовым составом мантии и определив тем или иным способомраспределение температуры в ней, мы могли бы определить глубину подошвы литосферы по температуре начала плавления перидотита (по температуресолидуса перидотита), равной ∼ 1200∘ C.Однако следы воды и двуокиси углерода (∼ 0.1%) снижают эту температуруна величину порядка 100∘ C, поэтому такой способ оценки мощности литосфе169ры содержит заметные неопределенности. Второй способ оценки мощностилитосферы основан на предположении о совпадении астеносферы со слоем пониженных скоростей в верхней мантии (см.
рис. 36 и 37). Однако физическаяприрода слоя пониженных скоростей еще недостаточно ясна, а верхняя границаего часто определяется не очень уверенно. Третий способ определения мощности литосферы основан на гипотезе, согласно которой зона пониженных Qμрасположена в астеносферном слое Земли (см. рис. 21). Эта гипотеза, так жекак и две предыдущие, еще не получила подтверждения, а установление надежных границ зон пониженных Qμ в мантии Земли является актуальной, ноеще не решенной задачей. Наконец, иногда предполагают, что зона повышеннойэлектропроводности расположена в астеносфере. Эта гипотеза может оказатьсяеще менее правдоподобной, чем остальные, и также не может использоватьсядля надежной локализации астеносферы и литосферы.
Говоря о литосфере, всегда следует иметь в виду, каким образом последняя определена. В настоящейкниге не рассматриваются региональные особенности Земли. Однако литосфера Земли имеет ярко выраженный региональный характер, а мощность континентальной литосферы может в два раза превышать мощность океаническойлитосферы. Изложим проблему построения реологической модели литосферы,следуя английскому исследователю С. Мурреллу (1976 г.).Понятие литосферы Земли тесно связано с распределением температуры в еенедрах, поэтому естественно рассмотреть океанические и континентальные регионы по отдельности. Согласно гипотезе раздвигания океанического дна, океаническая кора создается в рифтовых зонах океанов и, как ленточный конвейер,движущийся со скоростью ∼ 5 см/год, раздвигается в стороны островных дуг,где литосферная плита погружается в мантию у глубоководных желобов.
Толщина океанической литосферы стабилизируется (становится стационарной) нарасстоянии ∼ 103 км от оси океанического рифта. У оси рифта астеносфера подходит ближе всего к поверхности Земли, так что температуры ∼ 1100–1200∘ C,соответствующие подошве литосферы, достигаются на глубинах ∼ 20 км. Помере отодвигания от оси рифта литосферная плита остывает за счет выносаиз нее тепла путем теплопроводности. Уровень температур ∼ 1100–1200∘ C помере удаления от оси рифта постепенно понижается, и на расстояниях от оси∼ 1000 км толщина океанической литосферы стабилизируется и становится равной ∼ 70–80 км.В свою очередь континентальная литосфера бывает двух типов. В зонахс малым тепловым потоком ∼ 1 е.
т. п. (континентальные щиты) она заметномощнее литосферы континентальных регионов с молодым тектоническим обликом и с большим тепловым потоком ∼ 2 е. т. п., где горячие слои мантииподступают значительно ближе к поверхности.170В первом приближении литосферу можно представить в виде упругого внешнего слоя и вязкоупругого внутреннего слоя. Мощность упругого слоя литосферы зависит от характерного времени разгрузки и нагрузки земной коры (например, таяния ледников и образования осадочных бассейнов). Она может бытьустановлена по наблюдениям деформаций земной коры методами геологии игеофизики.
Для океанических областей и характерных времен ∼ 107 лет толщина упругой литосферы ∼ 16–24 км, в то время как полная мощность литосферы,оцененная по положению границы слоя низких скоростей S-волн, равна ∼ 80 км.Толщина упругой литосферы для континентальных щитов при характерных временах нагрузки ∼ 103 , 5 ⋅ 106 и 5 ⋅ 108 лет соответственно равна ∼ 85, 35 и 21 км.Таким образом, мощность упругой литосферы является убывающей функциейвремени нагрузки.
Для континентальных регионов с большими тепловыми потоками и характерных времен нагрузки ∼ 104 лет толщина упругой литосферы∼ 20 км. Полная мощность континентальной литосферы для регионов с малыми и большими тепловыми потоками соответственно оценивается цифрами∼ 155–185 и 80 км.Выше при построении реологической модели мантии было сделано упрощающее предположение, согласно которому при возникновении в мантии касательных напряжений она потечет со скоростью, определяемой ее эффективнойвязкостью ηm (85) или (86). Тем самым допускалось, что не существует никакого переходного процесса, предваряющего установившиеся течения мантии.Можно еще сказать и так, что время неустановившихся течений в мантии, предваряющих стационарный режим течений, мало по сравнению с характернымивременами, которые нас интересуют. Литосфера, как мы сейчас увидим, теми отличается от астеносферы, что она находится в неустановившемся режиметечения; при этом эффективная вязкость литосферы является функцией времени.Реологическая модель литосферы строится следующим образом.
Необратимую деформацию, обусловленную ползучестью, записывают в видеε = β t m + γ t,(87)где β , γ — функции касательного напряжения τ , температуры T и давления p,ε — деформация, t — время. Показатель m лежит в области (1/3–1/2). Первоеслагаемое в (87) описывает неустановившуюся ползучесть. Второе слагаемоев (87) описывает стадию установившейся ползучести, которая появляется придостаточно высоких температурах и деформациях ε > 0.1. Неустановившаясяползучесть связана с деформационным упрочнением из-за наличия дислокацийв кристаллах. Это такая предварительная обработка материала деформацией,при которой он становится «жестче», т.е.
скорость его течения уменьшается,171постепенно переставая зависеть от времени, чему соответствует переход от эффективной вязкости, зависящей от времени, к вязкости, от времени не зависящей. Зависимость β и γ от τ и T установлена экспериментально:β = β0 (τ /μ ) p e−E1 /kT ≈ 10−4 –10−5 при τ ⩽ 1 кбар,(88)γ = γ0 (τ /μ )n e−E2 /kT ,(89)где n ≈ 2–3 при 100 бар ⩽ τ ⩽ 1 кбар и n > 3 при бо́льших напряжениях дляокислов и силикатов. В (88)–(89) μ — модуль сдвига, k — постоянная Больцмана,E1 и E2 — активационные энергии, p ≈ 1 при τ < 1 кбар и принимает бо́льшиезначения для больших напряжений.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
