Глава 06. ПРИРОДА ТЕКТОНИЧЕСКОЙ АКТИВНОСТИ ЗЕМЛИ (1119268), страница 2
Текст из файла (страница 2)
Этотвклад определяется как разогревом вещества благодаря диссипации энергииконвективных течений в вязком веществе мантии, так и дополнительным разогревоммантийного вещества благодаря распаду радиоактивных элементов и воздействию147приливных возмущений. Судя по энергетическим оценкам, приведенным в гл. 5, вкладрадиогенного тепла в энергетику конвективного массооборота мантийного вещества внастоящее время не превышает 10%, а вклад приливных деформаций в разогрев этоговещества сейчас менее 1%. Главная же часть эндогенной энергии, питающейтектоническую активность Земли (почти 90%), черпается из процесса дифференциацииземного вещества.
Учитывая приведенные оценки, природу тектонической (или, точнее,тектономагматической) активности Земли следует связывать не просто с гравитационной,а с гравитационно-тепловой конвекцией. В дальнейшем, как синоним этого понятия, мыбудем широко использовать термин “химико-плотностная конвекция”, понимая под ним,что плотностные неоднородности в мантии возникают не только за счет измененийхимического состава вещества, но и благодаря ее температурным неоднородностям.6.2.
Возможные механизмы движения литосферных плитРассмотрим теперь движущие силы, возникающие в самой литосферной оболочке.Если не считать боковых давлений, действующих со стороны смежных литосферныхплит, то обычно выделяют две основные причины, способные вызвать перемещения плитотносительно друг друга и по отношению к мантии. Первая из них – это соскальзываниеокеанических плит со склонов астеносферных линз, расположенных под срединноокеаническими хребтами (рис. 6.1). Вторая причина связана с погружением холодных ипоэтому более тяжелых океанических плит в горячую мантию по зонам субдукции. Приэтом опускающийся в мантию край литосферы как бы тянет за собой и основную частьеще остающуюся “на плаву”, т.е. на земной поверхности плиты (см.
рис. 6.3).Рис. 6.1. Механизм соскальзывания океанических литосферных плит с областей подъема горячей мантиипод срединно-океаническими хребтамиСоскальзывающая с астеносферного поднятия литосферная плита приводит ксжатию ее периферийных участков. Давление сжатия, создаваемое океанической плитойза счет ее соскальзывания с астеносферной линзы под срединно-океаническим хребтомпри отсутствии трения на подошве плиты, можно оценить по условию гидростатическогоравновесия, учитывая, что на торец такой плиты давит “тяжесть” вышележащих ееучастков. В этом случае давление сжатия, действующее на основание плиты,характеризующейся возрастом около 100 млн лет, достигает приблизительно 800 кг/см2,т.е. приближается к пределу долговременной прочности пород на скол – порядка 1 т/см2.По-видимому, именно такими избыточными давлениями следует объяснять несколькоповышенную сейсмичность пассивных окраин океанов и континентов Атлантическоготипа.
Особенно это явление должно проявляться в Северной Атлантике, поскольку в этомрегионе под напором расположенного здесь восходящего мантийного потокаокеанические литосферные плиты оказались приподнятыми относительно их среднего148уровня на 2−2,5 км, а в районе Исландии океаническое дно поднимается даже вышеуровня океана. Это создает дополнительное давление еще приблизительно на 200–400кг/см2, и таким образом суммарное давление на флангах срединно-океанического хребта вСеверной Атлантике уже может превышать долговременную прочность пород литосферы.По-видимому, такой природой обладали известные Лиссабонские землетрясения 1531 и1755 гг.
в Португалии, а также некоторые землетрясения на восточном побережье США ив Северной Европе.Силы затягивания океанических литосферных плит в мантию могут бытьсущественно бóльшими. Но для их расчета необходимо учитывать существование вмантии фазовых переходов в минеральных ассоциациях ее вещества (рис. 6.2). Самиперестройки таких ассоциаций в мантии возникают под влиянием высоких давлений итемператур. Это происходит с увеличением давления благодаря перестройкамкристаллических структур минералов во все более плотные их модификации. Такиеперестройки кристаллических структур минеральных ассоциаций мантии могутпроисходить с выделением или поглощением тепла. В первом случае переход являетсяэкзотермическим и положение его границы в плоскости давление – температурахарактеризуется положительным градиентом (фазовые переходы I, II, IV и V). Во второмслучае переход является эндотермическим и характеризуется отрицательным градиентомдавления (фазовые переходы III и VI).Рис.
6.2. Распределение температуры в мантии и фазовые переходы в мантийном веществе: TS – температурасолидуса мантийного вещества (с использованием данных Green, Ringwood, 1967 и Takahashi, 1986); ТМ –адиабатическая температура конвектирующей мантии (Сорохтин, 2001); TCont – континентальная геотермапод архейскими кратонами (Сорохтин и др., 1996); крапом показана область существования ювенильныхрасплавов в мантии. Экзотермические фазовые переходы: I – переход от плагиоклазовых к пироксеновымлерцолитам (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 вструктуру ильменита (Ilm). Эндотермические переходы: III − предполагаемый переход от жесткогополикристаллического вещества к его пластичному состоянию (см.
гл. 2); VI – переход пироксенов вструктуру перовскита (Pv) и магнезиовюстита (Mw). Фазовые переходы I и II построены по данным Грина иРингвуда (1967), обобщенные переходы IV, V и VI – по данным Кускова и Фабричной (1990)149Рис. 6.3. Затягивание океанической литосферы в мантию по зонам субдукцииЕсли океаническая литосфера по зоне субдукции погрузилась в мантию нанекоторую глубину h (рис. 6.3), то за счет бóльшей плотности ее холодных пород посравнению с плотностью горячего вещества мантии возникает отрицательная Архимедовасила.
При отсутствии трения эта затягивающая сила создает в приповерхностном сечениилитосферы напряжение растяжения. Например, если погружающаяся плита опустилась доглубины 400 км, то напряжение растяжения в океанической литосфере передглубоководным желобом в зависимости от значения угла погружения может достигать2−3 кбар (т/см2). При этом надо учитывать, что погружение холодной океаническойлитосферы на уровень экзотермического фазового перехода в горячей мантии приводит кувеличению ее плотности над этой границей и тем самым к усилению эффектазатягивания плиты в мантию. Так, при достижении IV фазовой границы на глубине 400км, отвечающей переходу оливина под влиянием высоких давлений из ромбическойсингонии (α-фазы) в шпинелевую модификацию (β-фазу), плотность этого минералаувеличивается приблизительно на 8%.
Температура опускающейся плиты на глубинерассматриваемого фазового перехода (около 400 км) еще приблизительно на 500 °С нижетемпературы окружающей ее горячей мантии. Поэтому рассматриваемый полиморфныйпереход в ее веществе и соответствующее ему “утяжеление” плиты произойдет нанесколько меньшей глубине − около 380 км (см. рис. 6.2). Следовательно, на этихглубинах возникнет дополнительное давление около 0,2 кбар, еще более усиливающеезатягивание литосферной плиты в мантию.
Аналогичная картина будет наблюдаться и припересечении опускающейся плитой фазовой границы V на глубине около 470 км –давление увеличится еще приблизительно на столько же. В противоположность этому припересечении плитой эндотермической границы на глубине 670 км ее давление снизитсяпримерно на 0,2 кбар.
Однако на этом уровне общее избыточное давлениепогружающейся плиты приблизительно равно 5−6 кбар. Поэтому эндотермическаяграница фазового перехода на глубине 670 км хоть и ослабляет затягивающую силутяжести океанической литосферной плиты, но вовсе не препятствует ее погружению вглубины нижней мантии.Аналогично этому экзотермические фазовые переходы в мантийном веществебудут только способствовать подъему более горячих восходящих потоков в мантии. Так,выполненные оценки показывают, что температура восходящего потока приблизительнона 30 °С выше средней температуры окружающей мантии.
В этом случае, например,150граница перехода оливина из α-фазы в β-фазу (IV граница на рис. 6.2) опустится в этомпотоке приблизительно на 3 км, а в самом потоке возникнет дополнительная подъемнаясила с избыточным давлением около 0,05 кбар. Граница же эндотермического фазовогоперехода на глубине 670 км (граница VI на рис. 6.2), наоборот, подниметсяприблизительно на такую же высоту и приведет к некоторому торможению восходящегопотока.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
