В.С. Захаров, В.Б. Смирнов - Физика Земли (1119252), страница 45
Текст из файла (страница 45)
когда безразмерная температура равна 0,9, и тогда формула для мощности литосфсры имеет вид (рис. 8.13) Но =2,32Я=232,()( ——" . т и 1ООО Рис. 8Л 3. Расчетные изотермы (в '0 для океанской литосферы (линии) и данные по толщине литосферы в Атлантике (круги) (по Теркот, Шуберт, 1985. С. 268) Можно определить также зависимость поверхностного теплового потока от возраста (удаленности от хребта) ) (Т -Т,) А(Тм — Тт) Й' ~х/ На рис 8. (4 приведена зависимость поверхностного теплового потока г), от возраста океанского дна, рассчитанная при Х = 3,3 ВТДМ К)„ которые в палом хорошо согласукттся с экспериментальными данными. ОО О ЗО ив МО Рис ВЛ 4, Средние значения (кружки) и стандартные отклонения (вертикальные отрезки) результатов измерений теплового потока с поверхности океанического дна ц, в зависимости от возраста б сплошной линней показана зависимость, рассчитаннал по (вл) (ло Теркот, Шуберт, 1985.
С, 2б9) Поскольку при охлаждении плотность пород увеличиваетсл, то вследствие и:юстазии литосфера со временем опускается, а глубина океана, соответственно. увеличивается (рис. 8.15, а). Глубину океана можно оценить следуюшим образом: о/т=2ор (~ з) (-г =2о(р ст — коэффипиепт теплового расширении: р„— плотность мюггии; р„— плотность воды. Сопоставление глубины океана с модельными значенивми, рассчитанными по (8. (О) при р = 3300 кг/мз„р„= (000 кг/мз показано на рис.
8. (5. 6. Летальнаи топография сечении срединных хребтов в различных океанах показана на рис. 8.)б, видно, что в полом их профиль соответствует виду зависимости (8, (О). Сила, возннкаюшая из разности нагрузок, ввляетси одной из важнейших Рис. ВЛ $. Увеличение глубины океана с ростом возраста океанского дна (расстояния от оси хребта) вследствие изостатического опускания при увеличении плотности остывающей литосферы: а — модель; б -- зависимость глубины океана относительно глубины гребня хребта от возраста океанического дна для северных частей Тихого (круги) и Атлантического (квадраты) океанов; сплавная линия — расчетные значения по (Вд) (по Терког, шуберт, ) Вал.С. 297) движущих сил в тектонике плит и называется силой отталкивания от хребта еь Срединно-Атлантический 40 Л Юге-ззпакнмй Индийский тихоокеанско-Антарктнческнй Ось хребта Рис. вл 6.
топографический профиль сечения срединно-океанических хребтоа разных океанов (Еогч) ег, 2005. Р. 392) 8.4.2. Вупканиам океанических хребтов К области океанических хребтов приурочена значительная доля вулканической активности Земли. Однако поскольку почти вся система хребтов находится под водой, непосредственно наблюдать можно лишь малую долю этого вулканизма.
В океанах такое наблюдение велется с помощью глубоководных подводных аппаратов. Вулканические пропессы в области хребтов также можно наблюдать в Исландии, где океаническая кора достаточно мощная, а гребень хребта поднимается над поверхностью воды. Вулканизм океанических хребтов является результатом л гивлеиил лри снллгли дашгенггл (декомпрессии). Когда две смежные плиты расхолятся в стороны, то горячие мантийные породы поднимаются и запсшняют образующийся промехсгток.
Температура пород во время их подъема остается почти постоянной, но их давление падает. Температура солидуси (температура, прн которой начинается плавление породы) с уменьшением давления падает. Когда температура поднимающейся мантийной породы сравняется с температурой солидуса, начинается плавление (рис. 3.! 7). В поднимающейся мантийной породе солержится базальтовая компонента, которая имеет низкую температуру гглаггления.
Базальт выплавляется, и из него образуется океаническая кора. !Дугс тхщ Рис. Влу иллюстрация процесса плавления при декомпрессикс плавление начинается в аулке М, где температура поднимающейся к поверх~ости мантийной породи ста~ов~~с~ равна температуре солидуса; плавление пттодолжаю ся до точки 5, Где расплав Ое делается от остатка З,Б. ЗОНЫ СУБДУКЦИИ Океаническая литосфера.
удаляясь от океанического хребта, охлаждается, становится толще и вслелствие эффекта теплового сжатия уплотняется. Хотя базальтовые породы океанической коры легче подстилающих их мантийных пород, холодные полкоровые породы литосферы уплотняются настолько, что океаническая литосфера становится достаточно тяжелой и возникает ее гравитапяонная неустойчивость по отнощению к горячим и относительно легким мантий ным ттотк лам, расположенным непосредственно под литосферой, а тонкая кора не созлает достаточной плавучести. В результате гравитационной неустойчивости океаническая литосфера опускается и вблизи океанических желобов начинает погружаться в недра Земли.
Опускаясь в мантию, литосфера встречает все более плотные поролы. Однако пол действием лавления, нарастающего с глубиной, породы самой литосфсры уплотняются ттак как вещество литосферы сжимае тстт), и, опускаясь, литосфера продолжает оставаться тяжелее окружающих мантийных порол ло тех пор, пока она осзается хололнее этих порол. Эту простую картину гравитапионной неустойчивости. имеющей термическую приролу, может несколько усложнять то, что как в погружающейся литосфере, так и в окружакипей мантии происхолят фазовые переходы и изменения состава с глубиной. В общем можно сказать, что литосфера продолжает погружаться до тех глубин, пока она остается плотнее мантийных пород, непосредственно прялегающих к ней на этих глубинах. Субдукпин океанической литосферы вблизи океанического желоба схематически изображена на рис.
8.1о, 150 Рхсстохикт лт же тлттк кн Рис. ЗЛ 6. Схема зоны субдукнни океанической лнтосферы вблизи океанического желоба (5тетл, 2002. Р 3-3 с изменениями) Отрицательная плавучесть шчотных пород погружаюшейся литосферы приводит к тому, что на погружаюшуюся часть действует направленная вниз массовая сила. Благодаря своей упругости литосфера может передавать напряжения. Массовая сила, действуюшая на опускавшуюся часть плиты, передается и на ее горизонтальную часть, оттягивая ее по направлению к океаническому желобу.
Эта сила. одна из важнейших движушнх сил в тектонике плит, называется питнущей силой погружающегося бежа. Перед желобом литосфера начинает изгибаться, и с океанической стороны желоба морское дно оказывается выпуклым. В результате из~ ибв приповерхностные породы литосферы испытывают растягиваюшие напряжения, и при зтом часто возникают разломы. В разломы, расположенные в верхней части базальтовой коры, попадает часть осадочных отложений, которые затем вместе с базальтовыми породами уносятся в мантию. Однако остальная часть осадков соскабливается и накапливается у основания желоба.
Эти осалки образуют аккреииоппую призму (сзт. рис. 8П 8), располагаюшуюся на обрашенной к суше стороне многих океанических желобов. В некоторых системах желобов имеется вторичная зона нарашивания, которая лежит позади вулканической цепи. Это явление носи г название птылоаой или задугоеой спредилг морского дпа, оно схоже со спредннгом в районе срединно-океанических хребтов. Тыловой спрединт создает такие окраинные бассейиы, как Японское Задуговое сжатие я.горячвя сфера Пяавг г,с , оиии сиг (луга в тслггиигги с;сии ии1 Залуговое астяжение евонная фера Н женин) Рис. ВЛ 9. Крайние члены рвда типов зон субдукции 287 море. Для объяснения явления тылового спрединга предложен ряд гипотез.
Согласно одной из них, благодаря погружению литосферы появляется вторичная конвективная ячейка (как показано на рис. 8. ! 8). Другая гипотеза утверждает, что океанический желоб удаляется от близлежащего континента вследствие того, что имеет место откат погружающейся литосферы. Выделяют несколько основных типов зон субдукпии в зависимости от того, под литосферу какого типа происходит погружение (рис. 8.! 9), К окраинно-материковым типам зонам субдукпии относятся. Лидский (чилийский). Погружается молодая тонкая горячая литосфера.
Наблюдается сжатие, горообразование. Пологое падение зоны Беньофа, ° Зонлский. Отсутствуют сжимающие напряжения, нет горообразования. Японский. Образуется задуговый морской бассейн с океанской корой. Для океанского типа характерно следуюшее. Маришгский тип. Погружается древняя холодная тяжелая лито- сфера. Наблюдается задуговое растяжение, кругов падение зоны Вен ьофа. Выделяется также Альпинотипная (А-субдукция), или коллизия. происходяшая в зоне столкновения континентов.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
