Кочарян Г.Г. Деформационные процессы в массивах горных пород

Подождите немного. Документ загружается.

141

cnc

DVVabK /)/ln()(

−

≤ (3.36)

)/ln()(

VVab

−

. (3.37)

Таким образом, если

0)( >

−

, то система стабильна при любом

возмущении скорости

−

VVV .

Если,

0)(

−ba , то возможны два типа поведения.

При

K<K

, ( или

> ) система нестабильна.

Если

K>K

( или

), то система условно стабильна, т.е.

стабильна при квазистатическом нагружении, но нестабильна при

достаточно большом возмущении скорости скольжения.

На рис.3.22 показана величина скачка скорости, необходимая

для дестабилизации системы, как функция приложенного

нормального напряжения. На границе стабильной области

существует узкая переходная зона с хаотическим

автоколебательным режимом.

142

Глава 4. Тектоника плит

4.1 Сведения о строении Земли

Основные сведения о строении Земли получают путем наблюдений

за закономерностями прохождения сейсмических волн. На каждой

границе, существующей в Земле, возникают отраженные и

преломленные волны (рис.4.1), что определяет очень сложную

волновую картину, регистрируемую сейсмическими станциями. По

разности времен прихода и «углам выхода» различных групп волн

выявляют отражающие границы и определяют значения скорости

распространения волн в каждой зоне. Существование колебаний

различной частоты (так при землетрясениях периоды объемных волн

0.1-10с; а периоды поверхностных волн – десятки секунд) позволяет

выявлять неоднородности различного масштаба. По степени

затухания волны оценивают добротность среды.

др

Угол

выхо

Зона тени

S-волн

Рис.4.1 Траектории сейсмических лучей в недрах Земли

Смещение в сейсмической волне можно записать в виде:

)(2cos),(

tferAtrA

−⋅⋅=

⋅−

, (4.1)

143

где r – расстояние до источника, t-время, n ~1 для объемных волн; n

~ 0.5 для поверхностных волн,

f – частота колебаний, C - фазовая

скорость,

α – коэффициент поглощения.

Добротность среды

Q обратно пропорциональна ΔE/E - доле

упругой энергии переходящей в тепло:

. (4.2)

Связь коэффициента поглощения с добротностью среды

записывается в виде:

⋅

. (4.3)

Измерение скоростей распространения продольных

и поперечных

волн позволяет определить закономерности изменения плотности

вещества внутри Земли.

По значениям

вычисляется, так называемый, сейсмический

параметр:

−==Φ

. (4.4)

По определению, модуль объемного сжатия

т.е.

PΔ

=Δ

Приращение давления

ΔP при увеличении глубины на Δh

составляет

hgP

⋅

т.е.

⋅

=Δ

. (4.5)

На основе этого соотношения, которое называют уравнение

Адамса-Вильямсона, определяют детальное распределение

плотности вещества в Земле.

Плотность пород постепенно увеличивается с глубиной от ~3

г/см

до ~5г/см

на границе внешнего ядра (глубина ~2800км), где

плотность скачком возрастает до ~10

г/см

. Далее плотность

144

продолжает расти с глубиной, достигая во внутреннем ядре значения

около 12 г/см

Зная распределения

ρ(h) и P(h) можно получить уравнение

состояния вещества

).(

Сравнивая P(ρ) лабораторными

данными, подбирают вещественный состав различных слоев.

Рис.4.2 Изменение скоростей продольных и поперечных волн в недрах

Земли

На Рис.4.2 показаны средние зависимости скорости

продольных и поперечных сейсмических волн от глубины. Можно

видеть, что на глубинах от примерно 2800 км до примерно 5200км

поперечные волны отсутствуют. На основании этого наблюдения в

1906г. Олдгем высказал гипотезу о существовании в недрах Земли

жидкого ядра. В 1909г. Мохоровичич обнаружил резкое возрастание

скоростей

продольных и поперечных волн на глубинах около 35км.

Найденная им граница связана с фазовыми переходами второго рода

в породах, приводящих к существенному возрастанию плотности. В

настоящее время многие ученые связывают эту границу с

изменениями химического состава пород. Граница располагается на

разных глубинах в разных местах Земли, называется поверхностью

(разделом, границей)

Мохоровичича (или Мохо) и отделяет

верхнюю часть недр, называемую земной корой, от нижележащей

мантии Земли.

145

Ниже границы около 5200 км вновь появляются поперечные

волны, а скорость продольных волн возрастает. Эта граница связана

с внутренним твердым ядром, открытым в 1936г.

Детальное распределение температуры в Земле пока не

известно. Температура постепенно растет с увеличением глубины. В

верхних слоях средний температурный градиент составляет

~20град/км, изменяясь в пределах 10-50град/

км. Среднее значение

теплового потока составляет ~ 75мВт/м

Характерные значения температуры вещества на некоторых

глубинах оцениваются по косвенным данным. Так глубина h~100км

соответствует первичным очагам вулканизма. Температуру на этой

глубине соответствует температуре плавления лавы ~1500

К.

Глубина h~400км – зона фазовых переходов T~1900

К; h~2800км –

граница внешнего ядра T ~3500-4500

К; h ~6000км – центр ядра

T~6000

К.

Верхнюю хрупкую оболочку Земли называют

земной корой.

Ее границей является

граница Мохо – область резкого возрастания

скоростей сейсмических волн примерно от 6.5км/с до 8км/с на

глубине около 35

км. В океане эта граница расположена на глубине

10-15

км от поверхности Земли и даже ближе, в горных районах – на

глубинах до 50-80

км.

Основные типы земной коры: континентальная (материковая) и

океаническая; в переходной зоне от материка к океану развита кора

промежуточного типа. Поверхностные осадочные отложения

занимают слой толщиной около 2 км. На континентах под осадками

находится гранитный слой толщиной около 20 км, ниже – примерно

14-километровый базальтовый слой. В океанической коре

гранитный слой отсутствует. Средние плотности

составляют: 2,6

г/см

у поверхности Земли, 2,67 г/см

для гранита, 2,85 г/см

для

базальта.

В пределах коры часто выделяют несколько дополнительных

сейсмических границ, наиболее существенной из которых является

поверхность Конрада. На этой границе скорость сейсмических волн

скачкообразно увеличивается примерно с 6.1км/с до 6.4-6.7км/с.

Физическая природа этой границы в настоящее время не определена.

Заметим, что при проведении глубинного бурения, например

146

Кольская сверхглубокая скважина, не было выявлено каких-либо

физических предпосылок существования границы Конрада.

Рис.4.3 Основные оболочки Земли

На глубинах примерно от 35 до 2900 км расположена мантия

Земли, которую называют также силикатной оболочкой. Плотности в

мантии увеличиваются по мере возрастания глубины примерно от

3,3 до 9,7 г/см

Различают верхнюю и нижнюю мантии. Верхняя мантия

начинается от поверхности Мохо и распространяется до глубин

около 640км. На глубинах от 60 до 250 км находится зона

пониженных скоростей сейсмических волн. Пространственное

расположение этой зоны примерно соответствует

астеносфере –

зоне частичного плавления пород и развития преимущественно

пластических деформаций. Часть верхней мантии и земная кора, для

которых характерно хрупкое разрушение составляют

литосферу.

Мощности литосферы и астеносферы сильно варьируются от места к

месту.

Таблица 4.1. Строение Земли.

147

h, км Название Строение

0-35 Земная

кора

Океаническая 0-10км (5-6км);

Континентальная до 70км (35-40км). Кора

отделена от мантии резкой сейсмической

границей (Мохоровичича) – скачкообразное

возрастание сейсмических скоростей

, C

плотности

ρ.

35-70 Литосфера – квазиупругий, жесткий верхний

слой и вязкоупругий внутренний слой.

Подошва литосферы – изотерма (T~1600

K).

Литосфера

70-250 Астеносфера – слой повышенной текучести

η~10

-10

пуаз. Пониженные значения С –

высокая T.

250-380 Зона увеличения С – влияние роста Р

преобладает над ростом Т.

380-400 Аномальное возрастание С – первая зона

фазовых переходов.

400-650 Зона увеличения С – влияние роста Р.

650-700 Аномальное возрастание С – вторая зона фазовых

переходов.

700-2700 Зона увеличения С – влияние роста Р.

2700-

2900

Мантия

Граничная зона – плато скоростей.

2900-

4980

Жидкое внешнее ядро; C

=0; резкое падение C

возрастание

ρ.

4980-

5120

Переходная зона.

5120-

6471

Ядро

Твердое ядро.

Нижняя мантия представляет собой область относительно

однородного возрастания скоростей сейсмических волн. Вместе с

тем в нижней мантии отмечаются небольшие латеральные вариации

скоростей, которые в настоящее время тщательно изучаются с целью

использования этих данных для подтверждения глобальных моделей

динамики Земли. Граница между мантией и внешним ядром

располагается на глубине 2800 км. На ней

скорость продольных

волн снижается от 13,6 км/с (в мантии) до 8,1 км/с (в ядре), а

148

скорость поперечных волн уменьшается от 7,3 км/с до нуля.

Последнее означает, что внешнее ядро является жидким. По

современным представлениям внешнее ядро состоит из серы (12%) и

железа (88%), на его долю приходится 30% массы Земли.

На глубинах свыше 5120 км расположено твердое внутреннее

ядро, на долю которого приходится 1,7% массы Земли.

Предположительно, это железо-никелевый сплав

(80% Fe, 20% Ni) с

плотностью 12 г/см

Изложенные сведения о строении Земли сведены в таблицу 4.1

и показаны схематично на Рис.4.3.

4.2 Основы модели

В основе гипотезы, называемой «Тектоника плит», лежат

модели крупнейших деформационных процессов, наблюдаемых на

Земле – процессов движения континентов, зарождения и

уничтожения земной коры и т.д. Эта гипотеза дает единую общую

основу для понимания причин глобального распределения

сейсмичности, вулканизма и горообразования.

Развитие геофизических концепций, завершившееся созданием

теории тектоники плит в своей значительной

части

концентрировалось вокруг вопроса о достоверности гипотезы

континентального дрейфа, утверждавшей, что относительное

положение континентов менялось на протяжении геологического

времени.

Еще в 1620 г. Фрэнсис Бэкон отмечал сходство береговых

очертаний западного побережья Африки и восточного побережья

Южной Америки. Это совпадение заставляло многих исследователей

искать возможные связи этих двух континентов в прошлом. В

1910 г.

Тэйлор опубликовал подробное изложение гипотезы

континентального дрейфа. Дальнейшее развитие эта гипотеза

получила в трудах А. Вегенера, начавшего работать в этой области в

1912 г. и подытожившего результаты своих исследований в книге

"Происхождение океанов и континентов", где было выдвинуто

множество качественных аргументов в пользу того, что в прошлом

континенты примыкали

друг к другу. Помимо наблюдаемого сходства

149

береговых очертаний Вегенер рассмотрел факты соответствия

геологических провинций, непрерывности структурных образований,

таких как реликтовые горные хребты, и тождественности

ископаемых остатков. Вегенер выдвинул идею о существовании

некогда единого сверхконтинента Пангея. Он предполагал, что раскол

Пангеи и последующий дрейф образовавшихся континентов в разные

стороны произошли под действием приливных сил или сил,

связанных с

вращением Земли.

Проводившиеся в 1950-е годы интенсивные исследования

океанического дна привели к открытию глобальной системы

подводных горных хребтов, называемых

срединно-океаническими

хребтами

. В 1961г. была выдвинута важная гипотеза о том, что в

области осей океанических хребтов постоянно происходит

формирование новых участков океанического дна, которые

расходятся в стороны от хребта. Действием этого процесса,

называемого раздвиганием (

спредингом) океанического дна,

объясняется сходство континентальных окраин.

Основные возражения против теории континентального

дрейфа основывались на представлениях о жесткости мантии и

отсутствии эффективного механизма движения континентов. Тот

факт, что через мантию могут распространяться поперечные волны,

свидетельствовал о ее твердом состоянии.

Открытие механизмов ползучести кристаллических

материалов (см. раздел 1) показало, что при высоких температурах,

наблюдаемых в мантии, твердотельная ползучесть способна

обеспечить течение мантийных пород.

В качестве движущей силы, обеспечивающей движение

литосферных плит, была предложена тепловая конвекция в мантии,

в процессе которой более холодные породы, контачащие с холодной

литосферой, опускаются в глубь мантии, а более нагретые за счет

радиоактивного распада, поднимаются к поверхности Земли.

В 1960-е

годы концепция континентального дрейфа получила

дополнительное подтверждение в результате проведенных

палеомагнитных исследований. Исследования намагниченности

пород позволили определить, какие перемещения относительно

150

магнитных полюсов Земли испытали породы различных

континентов и впервые оценить скорость дрейфа континентов.

В целом, гипотеза тектоники плит была сформулирована в

1967-68г.г. на основе следующих основных положений:

1. Механическая модель верхнего слоя Земли состоит из

упругого жесткого наружного слоя – литосферы и подстилающего

его размягченного слоя – астеносферы.

2. Литосфера разделена

на плиты, которые движутся друг

относительно друга.

3. Литосферные плиты – жесткие тела, кинематика их

перемещений подчиняется геометрии на сфере.

Большая часть землетрясений, вулканических извержений и

горообразовательных процессов была увязана с границами плит, а

дрейф континентов стал составной частью тектоники плит.

Первое действительно серьезное количественное

подтверждение гипотезы континентального дрейфа было получено

на

основе палеомагнитных исследований – изучения особенностей

намагниченности горных пород, возникших вследствие вариаций

магнитного поля Земли за геологические времена.

Те породы, которые содержат небольшое количество

ферромагнитных минералов, могут при своем формировании

приобрести слабую постоянную намагниченность. Такой

ископаемый магнетизм называется естественной остаточной

намагниченностью. Зная возраст породы, по ориентации остаточной

намагниченности можно определить ориентацию

магнитного поля в

соответствующее время.

Ориентация остаточной намагниченности выражается через

магнитное склонение D или магнитный азимут и наклонение I.

Магнитное склонение

– угол между направлением магнитного поля

и направлением на географический Северный полюс, а наклонение –

угол между горизонтальной плоскостью и направлением вектора

напряженности магнитного поля.