В.Н. Жарков - Внутреннее строение Земли и планет (1119250), страница 49
Текст из файла (страница 49)
Следует обратить внимание на то, что направление движения по TP (случай а)обратно тому, какое требуется для смещения срединно-океанического хребта по сдвигу. Действительно, легко видеть, что если бы хребет не разрастался, а просто был разорван и сдвинут, тосмещение было бы обратным показанному на схеме a. d — поддвигание, и u — надвиганиекак активный TP, так и его пассивную часть, которая сейсмически не активна. Эти разломы обычно очень четко выражены в рельефе океанического дна.Зоны разломов весьма разнообразны, но в среднем ширина их впадины составляет несколько километров, иногда ∼ 10 км, и имеет глубину в несколько сотенметров. Рельеф пассивных и активных TP сильно расчленен.
Часто на картахсрединных хребтов, разорванных TP, изображают и пассивные разломы, которые секут вкрест простирания полосовые магнитные аномалии. Разрастаниеокеанического дна не всегда направлено перпендикулярно срединным хребтам.Еще в большей степени это относится к погружению (субдукции) литосфернойплиты у океанических желобов. Что касается TP, то они всегда стремятся перестроиться так, чтобы движение по ним представляло чистое скольжение.Рассмотрим теперь более подробно, следуя Ле Пишону, Франшто и Боннину,образование пассивных ТР.
Для простоты воспользуемся моделью относительного движения плит на плоской Земле (рис. 59). На рис. 59, а ось y направленавдоль границы плит A и B, а ось x — от плиты A к плите B. Скорость плитыB относительно плиты A вблизи начала координат равна VB (Vx , Vy ). В общемслучае Vy ∕= 0 и разрастание океанического дна происходит под углом к осихребта. Если Vx = 0, то граница между плитами A и B является TP.
Если Vx > 0,то граница является конструктивной, а при Vx < 0 имеет место поглощение литосферы, и граница называется деструктивной. С тем же успехом мы могли бырассмотреть движение плиты A относительно B. Ясно, что VA = −VB . Обычноразрастание литосферы происходит симметрично относительно оси хребта, по218d uu dабu dd uвu dd uu du dдегРис.
58. Диаграмма, иллюстрирующая шесть типов правосторонних трансформныхразломов, показанных на рис. 57, после некоторого периода их развития (по Уилсону,1965)Прерывистыми линиями отмечено прежнее положение разломов, неактивных в настоящеевремя, но все еще выраженных в рельефе; d — поддвигание, u — надвиганиеyhfABxigeПассивныйследBdcbaVBVyVxаVBVyVxбРис. 59. Относительное движение литосферных плит на плоской Земле и механизмобразования пассивных разломова — относительное движение двух плит A и B; VB — вектор скорости плиты B относительно A.
б — относительное движение двух плит, разделенных более сложной границей. Штрихиуказывают на поглощение поверхности и показаны на поглощаемой плитеэтому для наблюдателя, расположенного на границе между плитами A и B, плитаA будет отодвигаться со скоростью −0.5VB , а плита B — со скоростью 0.5VB . Скорость разрастания каждой из плит, т.е. скорость увеличения их площади, равна0.5∣Vx ∣. Реальные хребты имеют тенденцию переориентироваться до тех пор, пока компонента скорости Vy относительного движения плит не обратится в нуль.В настоящее время существуют несколько хребтов, расположенных под угломк вектору относительной скорости движения плит (например, хребет Рейкьянес,разделяющий EA и CA плиты, — см. рис. 54).
В отличие от осей срединныххребтов линии поглощения плит (глубоководные желоба) обычно ориентированы косо к скорости относительного движения плит.219Обратимся к более сложной границе плит, показанной на рис. 59, б. Обозначим снова скорость плиты B относительно плиты A через VB . Движениепроисходит параллельно границам ab, cd, e f и gh, т.е. все эти отрезки являютсяTP. Отрезки bc и de являются конструктивными, a f g и hi — деструктивнымиграницами.
Площадь плит A и B вдоль конструктивных границ наращивается соскоростью 0.5∣Vy ∣. Плита A поглощается со скоростью ∣Vy ∣ вдоль границы f g, аплита B с той же скоростью поглощается вдоль границы hi. Относительно плитыA отрезки bc и de перемещаются со скоростью 0.5VB , а относительно плиты Bсо скоростью −0.5VB . В результате на океаническом дне плиты A «точки» c иe прочерчивают следы, пассивных TP, а «точки» b и d оставляют аналогичныеследы на плите B.8.3.5. Кинематика литосферных плит. В основе построения кинематическоймодели взаимно согласованного движения литосферных плит на сферическойЗемле лежит теорема, доказанная великим русским математиком Леонардом Эйлером в 1776 г.
Согласно теореме Эйлера, любое перемещение жесткой плиты(тела) по поверхности сферы можно осуществить путем ее вращения вокругфиксированной оси, проходящей через центр сферы. Для описания движениянеобходимо выбрать систему отсчета. Из школьного курса физики известно, чтопод системой отсчета понимают систему координат, скрепленную с неподвижными телами, и часы. В тектонике плит всегда рассматривают относительноедвижение двух плит.
Поэтому мы мысленно должны представить себе, что содной из плит совмещена система координат, а часами служат полосовые магнитные аномалии (геомагнитная шкала), или используются другие методы датирования возраста океанического дна. Соответственно, рассматривая границусмежных плит A и B, скорость плиты A относительно плиты B удобно обозначитьчерез AVB . Эта скорость в каждой точке границы будет своя, и ее величина зависит от расстояния до мгновенной оси вращения. Мгновенная ось относительноговращения плит на сфере может сохранять свое положение в пространстве припостоянной угловой скорости вращения на протяжении нескольких: миллионовлет, и этот срок может доходить даже до нескольких десятков миллионов лет.Тем самым мы видим, что для разных конкретных случаев геологическое «мгновение» может быть весьма продолжительным.
Если скорость движения плиты Aотносительно плиты B в точках их границы равна A VB , то совершенно очевидно,что скорость плиты относительно плиты A в тех же точках равна B VA = −A VB ,т.е. обе скорости равны по величине, но противоположны по знаку. Это, можносказать, тривиальное заключение.Большое значение в тектонике плит играют точки, в которых сходятся триплиты, — точки тройного сочленения. Геологические процессы в этих точкахбудут зависеть от того, какие типы границ в них встретились: рифтовые зоны (Р),220желоба (Ж) или трансформные разломы — сдвиги (С). Соответственно тройноесочленение рифт – желоб – сдвиг удобно обозначить через РЖС и т.д. Наиболеечасто встречаются тройные сочленения типов РРР и РРС. Читатель сам можетопределить, с какими тройными сочленениями имеют дело в тектонике плит,если он обратится к рис.
54. Значения относительных скоростей плит A, Б, Bв точке тройного сочленения удовлетворяют простому условиюA VБ+ Б VB + B VA = 0(126)которое означает, что скорость плиты A относительно плиты A в этой точкеравна нулю. Формула (126) используется для контроля за внутренней согласованностью глобальных кинематических моделей тектоники плит.Согласно теореме Эйлера, любое перемещение абсолютно жесткой плиты насфере из некоторого начального положения в некоторое конечное положениеможно осуществить путем ее поворота на некоторый угол вокруг мгновеннойоси вращения — прямой, проходящей через центр сферы. Ось вращения пересекает поверхность сферы в двух точках — полюсах вращения, или эйлеровых полюсах.
Дуги больших кругов, проходящих через эйлеровы полюса, называютсяэйлеровыми меридианами, а секущие их вкрест долготные круги — эйлеровымипараллелями. Таким образом, если известен полюс вращения плиты (точка Pна рис. 60, а), то радиус окружности, описываемой рассматриваемой точкой Kвокруг мгновенной оси вращения OP, равен R sin Δ, где R — радиус Земли и Δ —угловое расстояние между K и P по дуге большого круга.
Через ω обозначаютугловую скорость вращения плиты относительно мгновенной оси вращения. Ееобычно измеряют или в град/год, или в см/год. Учитывая, что на Земле 1∘ дуги соответствует 111 км, получаем 1 град/год = 1.11 ⋅ 107 см/год. Угловая ω илинейная V скорости связаны простым соотношениемV = 0.01745Rω sin Δ,(127)где численный коэффициент подобран так, что V получается в см/год при ωв град/год, R = 6.371 ⋅ 108 см — радиус Земли, Δ — угловое расстояние между точкой наблюдения и полюсом вращения. На рис. 60, б приведено одно изпервых сопоставлений формулы (127) с данными наблюдений, выполненноеМорганом в его классической работе 1968 г.
Формула (127) показывает, какимпутем в тектонике плит можно установить мгновенную (в геологическом смысле) угловую скорость относительного движения двух смежных плит. Для этогодостаточно определить значение линейной скорости относительного движенияV в какой-либо точке и угловое расстояние этой точки от полюса вращения. Самполюс вращения можно определить, если в двух точках a и b границы плит A и Б221Рис. 60. Сопоставление скоростей спрединга в Тихоокеанско-Антарктическом хребтесо скоростями спрединга модели, рассчитанной для полюса, находящегося в точке с координатами 71∘ ю.
ш., 118∘ в.д. при Vmax = 5.7 см/год (прерывистая линия)а — геометрическое построение для определения скорости в точке K, находящейся на угловомрасстоянии Δ от полюса вращения P. Кружки и крестики — скорости спрединга по даннымнаблюдений (Морган, 1968)(рис. 61, I) задано направление относительного вращения плит. Эти направления обычно отсчитываются от географических меридианов, и соответствующиеуглы называются азимутами. На рис. 61, I азимуты в точках a и b обозначенычерез α1 и α2 . Легко видеть, что отрезки дуги большого круга, соединяющие полюс вращения O плит с точками a и b, будут перпендикулярны к направлениямотносительного движения в этих точках.Это обстоятельство и положено в основу определения на сфере географических координат полюса вращения.
Направление относительного вращения плитфиксируется TP или просто разломами, поэтому хорошо закартированные разломы позволяют определять географические координаты полюсов относительноговращения плит. Во втором методе определения направлений относительноговращения плит используются данные сейсмологии о механизмах очагов землетрясений (см.
§1.4). Направление вектора подвижки в очагах землетрясений наTP и определяет искомое направление движения плит.Используемая в тектонике плит система координат показана на рис. 61, III.Наряду с географической системой координат там показаны декартовы координаты — ось x проходит через Гринвичский меридиан, ось y в направлениис запада на восток и ось z направлена вдоль оси вращения Земли к северному222полюсу. Долгота отсчитывается от Гринвичского меридиана к западу и востоку,сектор мгновенной угловой скорости относительного вращения j-й пары плитопределяется тремя числами Ω j = {ϕ j , θ j , ωi } — долготой ϕ j , широтой θ j и абсолютной величиной ω j .zIPУгловое расстояние Δ в (127) меж90° − α1ду j-м полюсом вращения (ϕ j , θ̃ j ) иточкой с географическими координаα1Oтами (ϕ , θ̃ ), расположенной на одной90° − α2из двух рассматриваемых плит, можноaAα2рассчитать по формулеcos Δ = sin θ̃ sin θ̃ j (cos ϕ cos ϕ j +bБxsin ϕ sin ϕ j ) + cos θ̃ cos θ̃ j ,yIIAcbazIIIVjiанидимерскийΩjГринвич(128)где θ̃ = π /2 − θ — полярное расстояние, θ — широта.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
