В.С. Захаров, В.Б. Смирнов - Физика Земли (1119252), страница 48
Текст из файла (страница 48)
Столкновения континентов, как правило, сопровождаются огромными горизонтальными деформациями. Так, горизонтальное сокращение континентальной коры в зоне Гималаев оценивается более 300 км. Деформация коры может осуществляться по механизму хрупких разрушений и пластических деформаций. Хрупкие породы верхнего слоя земной коры могут испытать сжатие и утолщение при возникновении серии надвигов, образующих ладвиговый пояс (рис.
8.32, а, б). Для объяснения и описания наблк>даемых при коллизии утолщений коры и подъема горных областей были предложены различные механизмы (они обсужлались в гл. 3): фронтальное сжатие, сокращение и коробление литосферы; частичный суб(оризонтальный поддвиг одной плиты под другую, приводящий к механическому удвоению коры; скучивание и расслоение коры; латеральное внедрение жестких континентальных «штампов» (рис. 8.32, в). Повидимому, несколько механизмов действуют одновременно. Столкновения континентов в разных случаях могут приводить к тгкзениям, весьма сильно различающимся и по характеру, и по масштабам.
Так, столкновение между Индией и Азией вызвало не только воздымание Гималаев, но и тектонические и сейсмические процессы на территории Индокитая и Китая (рис. 8.33). Иилик«кии Тиб«т Гичы«и Тибет Гималаи Никиискиь Рис. Вг22. Возможные механизмы коллизионных взаимодействий: о — модель утолщения коры за счет подвига; б -- модель утолщения коры за счет течений в нижнем пластическом слое (по Лобковский, ) 988.
С. 208); в — - модель деформаций при внедрении жесткого «штампа» (по Тарроп)ег ет а)., ) 982. Р 6(4) 299 .— -м . м та. - та» "ь,ас ! фпз„«зтч р ."г Ь=, лЕ, *»г"»гт»зо))г)т'',тгг«гв 'о ф)» ' Индия '.... ' »ыва»и»»» загг «зч тзг кит Рис. 8.33. Схема деформаций в районе коллизии Индостана и Евразии: стрелками с числами показаны скорости движений относительно Евразии по геодезическим данным; а также зоны окатий, растяжений и сдвигов (по еагзоп ет а!., ) 999.
Р.! 090) 8.10. КОНВЕКЦИЯ И ТЕКТОНИКА ПЛИТ 300 Как было рассмотрено в гл. 6, экзотерм ические фазовые переходы в мантийном веществе на глубинах 400-430 км будут способствовать как погружению холодного ве)цества в зсгнах субдукции, так и подъему горячих восходящих потоков в мантии. Так, оценки показывают, что температура восходящего потока приблизительно на 20 — 40'С выше средней температуры, окружающей мантии. В этом случае, например, граница перехода опилина из и- в В-йтазу 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 глубинах 640 — 670 км, наоборот, поднимется приблизительно на такую же высоту н приведет к некоторому торможению восходящего потока.
Учитывая. что вязкость вещества в горячем восходящем потоке существенно ниже. чем в опускающейся и более хололной литосфере, го можно ожидать под этой границей некоторого растекания мантийною вегцества с его накоплением пол ней. Такое «запиравшее» воздействие той границы, причем как восходящих, так и для нисходящих потоков, может несколько осложня~ь конвекцию и, возможно, приводить к пульсирующему режиму ее функционирования. Как было сказано выше в настояцгей главе, обычно вылеляютдве лвижушне силы, возникающие в литосферной оболочке и привозяпше в движение тек шинку гглит отлтлавкиваттие плит от срединно- океанических хребтов и залтлгиввиив в зонах субдукиии, Вследствие того, что, согласно мнению большинства исследователей (Браун, Массет; 1984), сила затягивания в зонах субдукции превосходит силу <лталкивания от хребтов, то на плиты с ббльшей долей периметра, приходяшихся на лолю зон сублукцин, действует большая сила затягивания в желобах.
Это лолжно приволить к тому, что такие плиты двигаются с ббльшей скоростью. Указанная зависимость лействительно наблюлается: такие самые быстрые плиты, как Индо-Австралийская. Филиппинская, Тихоокеанская, Наска, Кокос действительно имеют относительно ббльшую долю зон сублукции (рис. а,34). Олнако лля медленных» плит, таких как Африканская и Антарктическая, зта доля невелика, и лля ннх силы отталкивания от хребта т1грают значительную роль.
Можно утверждать, что в основном каргину определяют быстрые плиты, а остальные заполняют пространство под действием малых сил. По суг~. зто все та же тепловая конвекция, движущим началом в которой является не только разогрев снизу более холодного вешества. но в значительной мере охлаждение сверху горячего вешества: гравитационная неустойчивость океанических литосферных плит сама может породить их лвижение и создать конвекцию 33$$$~ Рис.
В.34. Зависимость скорости плиты от длины погружающегося края (по браун, Массет, т 984, С. т 74) зот в мантии. Таким образом, плиты — зто не пассивные блоки, а активная чисть конвективной ячейки. Кроме рассмотренных выше сил, следует исследовать взаимодействие движущихся плит с другими*гнзитими и с мантийным веществом.
В тектонике гщит они перемещаются по отношению к неподвижной мантии, поэтому должны возникать силы вязкого трения с мантийным веществом и противодействующие их перемещениям касательные напряжения торможения. Континентальные плиты имеют ббльшую мощность, чем океанические, и, следовательно, сильнее тормозятся о мантию. Свой вклад в торможение вносит также трение плит в зонах субдукпни и активных частях трансформных разломов (рис. 8.35). Кенгякентмкяее !икте Окекякчеекек и!Нте Рис, $.35, Возможные силы, действующие на литосферные плиты: Š— сила отталкивания от хребта, Š— сила затягивания в желоб; Е, — сила торможенив о мантию; Š— дополнительная сила торможения континентов; Š— сила сопротивления по трансформнькя разломам; Š— сила сопротивления йогружению в мантию; Е, — сила столкновения плит, действующая на ник в противоположных направлениях; Ее„— сила налвигания плиты в сторону желоба (по Браун, Массет, 1984.
С. 1?1) Контрольные вопросы 1. Каковы основные наложения тектоники литосферных плпт? 2, Что такое конструктивные и деструктивные границы плит! 3. В чем состоит метал построения кривой прочности литасферы? 4. В чем сосюят характерные особенности кривой прочности литасферы'! 5. Как прочность лнтасферы зависит от литологни, теплавага режима и напряженна-деформированного состояния? 6. В чем состоит модель региональной нзастазии с учетом упругих свойств л итосферы? ?.
Каковы основные процессы в океанических хребтах". 302 К Как описывается тепловой' ре,*ким океанической литосферы? 9, Как рассчитываются океанические геотермы? 1О, Как рассчитьпается мошность океанической литосферы, в чем ее связь с возрасточ н расстоянием от хребта? 11. Как рассчитывается глубина океана, в чем ее связь с возрастом лнтосФеры и расстояниемот хребта! 12. Какиеосиовные процессы пронсходятвзонахсублукции? 13. Какие основные процессы происходят в трансформ ных разломах*.' 14, Каковы основные типы зон субдукцни? 15.
В чем особенности сейсмичности зон субдукцни? 16, Какова связь вулканизма с зонами сублукции? 1?. Каково происхождение внутриплитного вулканизма и горячих точек". 1К Как определяют скорости движения плиты по паиным о возрасте островов и подводных гор в цепочке? 19. В чем состоит способ описания движения литосферных плит на поверхности Земли? 2О. Каковы современные модели движения плит? 21 Какими методами инструментально измеряются современные лвижения земной коры". 22. Каковы основные процессы, сопровождающие континентальную коллизию? 23. Каковы основные шшжушне силы тектоники литосферных плит? Рекомендуемая литература 1.
2. 3, 4, б. 7. 8. 9. 10. 1!. 12. 13. 14. 15. 16. 17. 18. 19. 20. 71 »7 23. Аргнешков Е.В. Геодииамика. Мс Наука, 1979. 326 с. Бо.ин Б. В глубинах Земли. О чем рассказывая>т землетрясения. Мс Мир, 1984. ! 89 с. Боше М. Внлреннее строение Земли. Мз Мир, 1974. 374 с. Браун Л., Массе>н А. Недоступная Земля. Мс Мир, 1984. 262 с. Бунген Е. Е Плотность Земли.
Мс Мир, 1978. 444 с. Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет. Мс Наука, 1983. 4!бс, Жарков В.Н., Грубицы>г В.П.. Самсоненко Ха Физика Земли и планет. Фигуры и внутреннее строение. Мс Наука, 1971. 384 с. доронинский Н.В. Обшая геология. Мс Книжный дом «Университет», 2006. 560 с. ЛандауЛЛ., Лифшиц ЕМ. Теоретическая физика: в 10 т Т 6. Гидроди- намика. Мс Наука, 2001. 736 с. ЛандоуЛЛ., Лифшиц ЕМ. Теоретическая физика: в 10 т. Т.
7. Теория упругости. Мс Наука, 2003. 246 с. Магницкии ВА. Внутреннее строение и физика Земли. Мс Изд-во МГУ, 2006. 380 с. Чагницкии ВА. Внутреннее строение и физика Земли. Мс Недра, !965. 380 с. Обшая геофизика / под ред. В А. Магницкого. Мс Изл-во МГУ, !995. 317 с. Озими М. История Земли. Мс Знание, 1983. 205 с.
Сн>ейси Ф. Физика Земли. Мз Мир, 1972, 344 с, 7еркотЛ., Шубергн Лис. Геодинамика: в 2 и Мз Мир,! 985. 725 с. Галанов А.Н., Самарский А.А. Уравнения математической физики. Мс Наука, ! 999. 798 с. Хоан В.Е., Ломизе МлЕ Геотектоника с основами геодинамики, Учебник. Мс Книжный дом «Университет», 2005. 560 с. Анг!вгвон Р, 1..
Хе>н ТЪеогу оГйе Еагй. Са>пбпаде: СагпЬгЫ8е Оп!нега>гу Ргевз, 2007. 384 р. Еон>ег С. М,В. ТЬе Бо1Ы Еапб: г>п 1пггог!цс!!оп !о б!оЬа1 Оеорбуясз. Са>пЬпдае: СагпЬпдбе !3п!уегв!!у Ргевв, 2005. 685 р. Еои Нв Вг. Гцпг!а>пеп!а!в о!'ОеорИув!св. Сап>Ьг!08е: Са>пЬпдде Оп!»егз!гу Ргеш, 2007. 348 р, Бгаге> ЕР., Рашг Р.Ч. РЬуяса оГ йе Еагй. Сагпбг!08е; СагпЬгЫ8е Оп!усгз!1у Ргевк 2008. 512 р.
7игсопе Р.Е., Ясйийегг 6, Оеог!упав>!сз. 2пг! ей СагпЬг>Обе: СагпЬг!др; О и!уегз!!у Ргеак 2002. 863 р. Радиус (км) Глубина (км) с„(м/с) 3000,0 3!00,0 3200,0 3300,0 3482,0 3482,0 3500,0 3600,0 3631,0 3631,0 3700,0 3800,0 4000,0 4100,0 4200„0 4300,0 4500,0 4600,0 4700,0 4900.0 5000,0 5 100,0 5300,0 5611,0 5611,0 3371,0 3271,0 3171,0 3071,0 2971,0 2889,0 2871,0 2771,0 2740,0 2740,0 2671,0 2571,0 2471,0 2371,0 2271,0 2171„0 2071,0 1971,0 1871,0 1771,0 1671,0 !571,0 1471,0 ! 371,0 ! 271,0 1171,0 1071„0 971,0 871,0 771,0 760,0 760,0 8,7768 8,6303 8,4771 8,3171 8„1504 13,6908 13,6866 13,6636 13,6564 13,6564 13,5725 13,4531 13,3359 13,2203 13,1055 12,99!1 !2,8764 12„7607 12,6435 12,524! 12,4020 12,2764 12,1469 12,0127 11,8732 11,7279 11„5761 11,4172 11,2506 11,0756 11,0558 11,0558 ср (мррс) Радиус ! км) Глубина (км) ср (и/с) 10,8192 671,0 5700,0 660,0 10,7900 57!1,0 10,2000 660,0 57! 1,0 5,4113 9,9010 571,0 9,5650 5,1993 471,0 5,0700 410,0 5961,0 9„0300 410,0 5961,0 8,8877 4,802! 6000,0 4,628! 271,0 8,5227 6100,0 4,5220 8,3000 210,0 6161,0 4,5180 210,0 6161,0 4,5102 171,0 8,1917 6200,0 4,5000 8,0500 120,0 6251„0 4,5000 6251,0 120„0 71,0 63ОО,О 35,0 6336,0 6,5000 3,7500 35,0 6336,0 20,0 3,7500 6351,0 3,3600 6351,0 5,8000 20,0 3„3600 0.0 6371,0 310 ДОПОЛНИТЕЛЬНАЯ ЛИТЕРАТУРА К главе 1 Соювьев А.В.
Изучение тектонических процессов в областях конвергенции литосферных плит: методы грекового н структурного анализа. М с Наука, 2008. 318 с. Раисе б. Рппс)р!еь оГ!загоре йео)ойу, 2пд ед. )чезт тот)с Зойп Чй)еу, 1986. 589 р. Гдгсй Яб, МЯ)ег ХА., Ноокег Р/. 5)пй)е зуйо)е гос8 КАг Восйгопев // бео). Маи., 1976. Зг. 113, Р 1 — 10. Моогаари Б., 0'Моиз АК., Рапlгйизг Я.Х, ба)е /т'.Н., Мсбгелог КЯ, Риппег гиЬгдшпзеигопдшп айе дегепп)пагюп оп Гйе тету еаг)у РгесатЬг!ап госаз оГ)Ье бодгйааЬ д)з)г!сг. %езг бгееп)апд // Хашге РЬуз. Ы., 1972. т)з).
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
